Исследование Земли из Космоса, 2022, № 2, стр. 38-51

Используемые данные

Для исследования Бенгельского апвеллинга был выбран регион с координатами 40°–18° ю. ш. и 5°–20° в. д. В работе используется массив температуры (SST) (Reynolds et al., 2007), основанный на измерениях радиометров AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer) и AMSR (Advanced Microwave Scanning Radiometer). Данные за период 1985 – 2017 гг. имеют пространственное разрешение 0.25° и временную дискретность 1 день. Для определения скоростей течений в работе использовались картированные данные об абсолютной динамической топографии, полученные по комбинированным данным спутниковых альтиметров, как сумма аномалии уровня морской поверхности (SLA) и средней динамической топографии (Mulet et al., 2013). Пространственное разрешение данных – 0.25°, временная дискретность – 1 сутки (delayed-time product).

Используя полученные массивы абсолютной динамической топографии, из уравнений геострофического баланса были рассчитаны поверхностные скорости геострофических течений с временным разрешением 7 дней на сетке 1/8 × 1/8° градуса:

Метод идентификации апвеллинга по измерениям ТПО

В данной работе для идентификации зоны апвеллингов использовались среднемесячные карты ТПО. Для каждой карты рассчитывалась сглаженное по пространству распределение с помощью пространственной фильтрации скользящим средним с шириной окна 4 × 4°. Далее сглаженное поле вычиталось из исходного для выделения аномалий температуры от их крупномасштабного распределения. Зоной апвеллинга на полученных картах аномалий считались зоны с аномалиями температуры относительно сглаженных ниже, чем –1°. Это значение было выбрано эмпирически на основе визуального анализа массива температуры за весь период времени. Отметим, что такое значение ниже, чем используемое в недавней работе (Полонский, Серебрянников, 2019а) – 2.6°С. Такие различия связаны с используемой методикой. В работе (Полонский, Серебрянников, 2019а) в качестве опорной температуры используется ТПО вод Атлантики за фронтом апвеллинга. В нашей работе проводится анализ разницы между температурой апвеллинга и сглаженным полем температуры, т.е. средним в квадрате 4 × 4° с центром в каждом узле сетки (см. квадрат на рис. 1, а). В среднее поле входит в том числе и ТПО самого апвеллинга, поэтому выбранный критерий в два раза ниже. Использование скользящего среднего позволяет эффективно выделить фронт апвеллинга, на котором происходит резкий рост отклонения ТПО от сглаженного поля.

Рис. 1.

Пример выделения апвеллинга: карта среднемесячной температуры (°С) в феврале 2010 года (а), карта аномалии температуры от сглаженного скользящим средним (4 × 4°) (б) и выделенная по аномалии ТПО зона апвеллинга (в), карта градиентов температуры (г).

На рис. 1 приведено сравнение карты ТПО и определенной с помощью предложенного метода зоны апвеллинга для февраля 2010 г. Как видно, выделенная зона визуально достаточно хорошо согласуется с зоной пониженных температур на карте ТПО т.е. зоной апвеллинга, а также зоной, ограниченной высокими градиентами температур(рис. 1, г). В этом конкретном случае апвеллинг была смещена на север, а на юге апвеллинг практически отсутствовал.

Отметим, что выделение зоны апвеллинга по данным о ТПО может приводит к некоторым неточностям. Воды апвеллингового происхождения могут не достигать поверхности или распространяться на значительные расстояния за счет горизонтального переноса, а не за счет подъема. Тем не менее, данные об отрицательных аномалиях ТПО выступают определенным индикатором положения вод апвеллинга, исследованию изменчивости которого и посвящена настоящая работа.

Пространственное распределение гидрометеорологических характеристик в районе апвеллинга

Среднее распределение температуры, скорости и завихренности ветра, скорости течений в исследуемом районе изображено на рис. 2. На рис. 2, а отчетливо выделяется зона апвеллинга в которой температура понижена на 4–6 градусов относительно окружающей среды. Бенгельский апвеллинг можно разделить на две широкие области холодных вод c границей в районе 28° ю.ш. – на Северный (СБА) и Южный (ЮБА) Бенгельский апвеллинг (Hagen et al., 2001).

Рис. 2.

Пространственное распределение средней ТПО (а, °С), завихренности (б, 1/с) и скорости ветра (в, м/с), скорости течений (г, м/с) по данным спутниковых измерений в исследуемой области.

Как видно из карты среднего распределения скорости ветра по данным скаттерометра QuikSCAT такое разделение вызвано локальными особенностями поля ветра (рис. 2, в). Вблизи Африканского континента наблюдается две локальные зоны пониженных скоростей ветра со средней величиной менее 5 м/с. Данные скаттерометров с высоким разрешением показывают, что эти зоны связаны с возникновением зон ветровой тени за мысами Доброй надежды и Людериц. Эти зоны разделены областью высоких скоростей ветра в районе г. Людериц 28°, которые по-видимому связаны усилением скорости ветра при обтекании мыса. Сдвиг скорости определяет завихренность поля ветра, которая имеет локальные максимумы в областях низких скоростей и минимум в районе мыса. Рис. 2, б показывает, что распределение завихренности ветра во многом определяет положение области подъема наиболее холодных вод на поверхность.

Карта средних геострофических течений в данном районе представлена на рис. 2, г. В северной части апвеллинга расположено южное Ангольское течение, которое также несет теплые экваториальные воды в зону апвеллинга, подавляя его развитие. В южной части континента северные течения частично обусловлены ответвлением течения мыса Игольный. Эти течения несут теплые воды Индоокеанского происхождения на север. Кроме того, градиенты плотности на фронте апвеллинга приводят к образованию северных геострофических течений, скорость которых, таким образом, зависит от интенсивности апвеллинга.

Сезонная изменчивость площади и ТПО в Бенгельском апвеллинге

На рис. 3 изображен сезонный ход температуры и ее аномалии в зоне апвеллинга, а также площади апвеллинга. Максимальные температуры в зоне апвеллинга наблюдаются в астральное лето с февраля по март (порядка 18°С.), а наименьшие – в августе–октябре (около 14.5°С) в согласии с предыдущими работами (Campillo-Campbell, Gordoa, 2002; Полонский, Серебренников, 2019а). В то же время пространственные аномалии температуры имеют противоположный ход. Максимальные отрицательные аномалии (–1.9°С) наблюдаются в марте–апреле, а максимальные положительные (1.2°С) – в сентябре–октябре.

Рис. 3.

Сезонный ход средней температуры (°С), аномалии температур (°С) и площади (км²) в апвеллинге.

Возникающие под действием вертикальных движений аномалии температуры в поверхностном слое зависят от вертикальных градиентов температуры в этом слое, которые намного выше в период прогрева, и ниже в период зимнего перемешивания. В результате наибольшая разница между ТПО в районе апвеллинга наблюдается в период прогрева. Для примера на рис. 4 приведены средние карты ТПО за апрель и октябрь. В апреле центральная Атлантика прогрета сильнее, чем в октябре (ТПО составляет 22° и 17°, соответственно). В то же время минимальная ТПО апвеллинга меняется менее значительно от 14 до 12°. Таким образом, изменение аномалии ТПО на сезонных масштабах зависит в большей степени от сезонного хода и особенностей вертикального прогрева в центральной Атлантике, чем непосредственно от интенсивности апвеллинга. Это говорит о том, что анализ термических индексов (аномалии температуры) может приводить к ошибкам в оценке изменчивости апвеллинга на сезонных масштабах, на которых анализ абсолютных значений ТПО дает более верные результаты. Однако, на масштабах более года эти ошибки будут усредняться и использование термических индексов приемлемо.

Рис. 4.

Карта средней температуры (°С) за апрель (слева) и октябрь (справа) 1985–2016 гг.

Еще одной важной характеристикой апвеллинга, отражающей изменчивость его интенсивности является его площадь (зеленая линия на рис.3), которая имеет существенно отличный сезонный ход. Площадь апвеллинга максимальна и практически одинакова с апреля по июль, когда она составляет около 380 000 км². В сентябре-ноябре отмечается сезонный минимум площади апвеллинга, когда она уменьшается практически в 2 раза. Эти особенности сезонного хода хорошо видны визуально на рис. 5. Несмотря на то, что ТПО апвеллинга принимает минимальное значение в октябре, в апреле площадь БА намного выше, чем в октябре.

Рис. 5.

Сезонная изменчивость средней ширины апвеллинга (°) на различных широтах.

Отметим, что сезонная изменчивость интенсивности апвеллинга в различных его частях значительно отличается (Tim et al., 2015). Для исследования пространственной изменчивости сезонного года была построена сезонная диаграмма ширины апвеллинга для различных широт (рис. 5). Максимальной ширины (в среднем 200 км) апвеллинг достигает в районе п. Людериц (между 22° и 26° ю. ш.). Южнее его у мыса расположен минимум. В этом районе данные скаттерометров фиксируют минимум завихренности (рис. 2, б) из-за топографических эффектов обтекания мыса. Еще одной причиной этого минимума может являться сток вод реки Оранжевая, который приводит к росту халинной стратификации и формированию тонкого теплого верхнего слоя, не позволяющего наблюдать апвеллинг по данным о ТПО. Следующий максимум (область 2 на рис. 2, б) с шириной около 130 км расположен на широтах 28°–30° ю.ш. Наконец, третий максимум со значениями 100 км расположен в наиболее южной части континента на широте 32° ю.ш.

Сезонный ход ширины апвеллинга характеризуется наличием двух зон наиболее интенсивной изменчивости. Первая более широкая зона СБА располагается севернее 27° ю.ш. Она характеризуется увеличением ширины (L) в период с января по июль до значений L= 2° (200 км) и максимумом в апреле (L = 2.2°). В августе-декабре ширина СБА значительно уменьшается, в первую очередь, в северной части этой зоны. В наиболее северной части апвеллинга (18–21° ю.ш.) наибольшая площадь отмечается в апреле–августе, а в январе–феврале и октябре–ноябре принимает минимальные значения. В южной части СБА, на широтах 25–26°, ширина апвеллинга остается достаточно высокой во все сезоны и даже в период минимума не снижается ниже L = 1.5° (150 км). Таким образом на этих широтах апвеллинг достаточно интенсивен в течении всего года.

Вторая зона – ЮБА располагается на 29–33° ю.ш. Время наступления максимума ее площади отстает от первой примерно на 1–2 мес. Наибольшая ширина ЮБА (L = 1.7–2°) наблюдается в период с марта по июль, а в остальное время на данной широте не превышает 1°. В октябре ширина апвеллинга падает практически до 0, т.е. апвеллинг в этой части акватории исчезает.

Важной причиной такого сезонного хода площади апвеллинга является влияние течений, окружающих его с севера (Ангольское течение) и юга (течения Агульяс). Для исследования сезонного хода этих течений по данным спутниковой альтиметрии была проанализирована изменчивость меридиональной скорости течений на двух зональных разрезах, окружающий апвеллинг с севера и юга (разрезы показаны на рис. 2, г).

Рис. 6, в показывает, что на сезонных масштабах изменчивость средней ширины апвеллинга на широтах 18–25° ю.ш и сезонный ход меридиональной скорости течений (м/с) в северной части на широты 18° ю.ш практически совпадает. Интенсификация южного Ангольского течения сопровождается уменьшением площади СБА. В северной части апвеллинга усиление Ангольского течения происходит в январе-феврале и октябре (рис. 6, а, 6, в) Как видно из рис. 5, именно в этот период отмечается резкое уменьшение площади апвеллинга в северной части СБА (18–24° ю.ш). Наоборот, сезонный минимум Ангольского течения в июне приводит к продвижению БА на север. Таким образом, именно сезонный ход Ангольского течения оказывает важное влияние на площадь северной части БА, которое прослеживается до широт 24° ю.ш.

Рис. 6.

Сезонный ход меридиональной скорости течений (м/с), по данным спутниковой альтиметрии на широтном разрезе 18° ю.ш. (а) и 33°ю.ш. (б, в) Сезонная изменчивость средней ширины апвеллинга (°) на широтах 18–25° ю.ш. и средней меридиональной скорости течений (м/с) на широте 18° ю.ш., долготы 10–11° з.д. (рис. 6, в). Положительные значения скорости на рис. 6, а–в направлены на север.

Сезонный ход меридиональной компоненты течений на разрезе 33° ю.ш. в ЮБА показан на рис. 6, б. Северные течения в этой области приносят теплые воды от мыса Игольный в зону БА. Анализ показывает, что интенсификация северных течений происходит в декабре–феврале, а их ослабление в июне–октябре. Такая изменчивость совпадает с сезонным ходом аномалии ТПО (рис. 3), но не коррелирует с его площадью. Однако, существенная сезонная изменчивость наблюдается не только в интенсивности северного течения, но и в положении динамического фронта (белый цвет на рис. 6, б). В сентябре–ноября струя прижимается в континенту и находится в непосредственной близости от берега. Именно в это время наблюдается и минимум площади ЮБА.

Отметим, что изменчивость скорости течений, положение динамического фронта и интенсивность апвеллинга связаны. Рост градиентов плотности на фронте апвеллинга при увеличении аномалии ТПО в зимний период может являться важной причиной интенсификации геострофических северных течений. Этот эффект усиливает затоки теплых вод с юга, что в свою очередь, приводит к дополнительному росту аномалии ТПО. Интенсификация экмановского транспорта от берега приводит к усилению апвеллинга, который способен смещать динамические фронтов на запад. Ослабление апвеллинга в осенний период уменьшает этот эффект, в результате чего северное теплое течение Агульяс прижимается к берегу, дополнительно препятствуя подъему холодных вод на поверхность.

Межгодовая изменчивость характеристик апвеллинга

Межгодовая изменчивость общей площади апвеллинга и ее диаграмма по сезонам в различные годы показана на рис. 7. Максимальные площади отмечаются преимущественно в марте–июне, когда по данным ТПО они оценивается в 250–350 тыс. км², а в некоторые месяцы, например, в мае 2000 и 2003 г. достигает 400 тыс. км². Минимальные площади отмечаются с сентября по ноябрь, когда общая площадь апвеллинга снижается в 2 раза до 150 тыс. км². В отдельные годы наблюдались минимальные значения площади, около 100 тыс. км², например, в ноябре 1995 и 2013 гг. Наблюдается выраженная изменчивость по амплитуде сезонного хода, и времени наступлении максимума/минимума площади. В некоторые годы пик площади отмечается в июне (1998, 2011 г.), в некоторые в мае (2000, 2003 г.), а в последние годы в апреле или даже в марте. в некоторые в апреле (2005, 2010 г.), а в последние годы в апреле (2013, 2015 г.) или даже в марте (2014, 2016 г.). Таким образом, наблюдается тенденция к более раннему развитию апвеллинга после 2010 г. Кроме этого, характерной чертой является рост сезонных колебаний площади апвеллинговой зоны, особенно хорошо видных по рис. 7, а. До 1995 года они были менее выражены, чем в последующий период.

Рис. 7.

Диаграмма среднемесячной площади апвеллинга (а) и диаграмма аномалий ТПО в апвеллинге (б).

На рис. 8 изображена межгодовая изменчивость аномалии ТПО и площади БА, сглаженная скользящим средним с шириной окна 365 дней. Выраженной особенностей этого графика является усиление отрицательной аномалии ТПО в апвеллинге после 2000-х годов. С 2000 по 2015 г. аномалия увеличилась от значения –1.5° до –1.8°С, что свидетельствует об интенсификации апвеллинга. Площадь апвеллинга и аномалия ТПО в основном находятся в противофазе, т.е. понижение температуры (интенсификация) апвеллинга сопровождается ростом его площади. Однако, в изменчивости площади отсутствует выраженный тренд, которая осталось практически одинаковой со средним значением около 340 000 км².

Рис. 8.

Межгодовая изменчивость площади Бенгельского апвеллинга (синяя линия, км²) и аномалии ТПО (красная линия, °С) в нем, сглаженная годовым скользящим средним. Пунктирные линии показывают линейные тренды для обоих рядов.

Такие различия свидетельствуют о том, что несмотря на выраженный рост температуры в окружающих водах, связанный с глобальным потеплением океана (Johnson et al., 2020), температура в области апвеллинга остается стабильной и ее разница с окружающими водами растет. Это подтверждает карта трендов ТПО на рис. 9, а. Отсутствие роста температуры (тренд ТПО близок к 0) отмечается вблизи берега на широтах 20–35° ю.ш, а также в полосе 20–30° ю.ш в водах центральной Атлантики, подверженных влиянию апвеллинга. В то же время в водах южной Атлантики (южнее 35° S) тренд составляет 0.02°С в год, а в северной части (севернее 20° S) в районе Гвинейского течения составляет 0.04°С в год. Отсутствие трендов температуры в центральной части БА, несмотря на глобальное потепление, свидетельствует об интенсификации апвеллинга.

Рис. 9.

Пространственное распределение: а – трендов ТПО (°/год) и б – скорости течений (м/с в год).

Средние тенденции накладываются на значительные межгодовые колебания характеристик апвеллинга. Наиболее выраженное уменьшение аномалии ТПО в апвеллинге, сопровождавшееся значительным уменьшением зоны апвеллинга отмечено в 1995–1996 гг. (рис. 8, а) (–1.5°С), когда площадь достигла своего минимума 3 × 105 км², что на 15% меньше, чем в обычные годы. Пример карты аномалии ТПО в 1995 и 1997 гг. от ее среднего распределения за 1985–2017 гг. представлены на рис. 10, а. В 1995 г. в районе СБА аномалии ТПО достигли рекордных значений +3°, что связывается в работе (Hardman-Mountford 2003) с событиями Бенгельского (Атлантического) Эль-Ниньо, которое привело к росту температуры на экваторе и транспорту этих теплых вод в районе БА.

Рис. 10.

Примеры карт среднегодовых аномалий температур (°С) от среднего распределения за 1985–2017 гг (°С) за 1995 (а) и 1997(б) года.

В апреле 1997 г. аномалии ТПО в северной части превышали –3°, а в остальных районах 1°. Сильное понижение температуры океана в 1997 г. связано с эпизодом Тихоокеанского Эль-Ниньо 1997–1998 гг. (рис. 10, б) (Hardman-Mountford 2003). Оно сопровождалось аномально северным положением Южно-Атлантического антициклона, ростом давления в его центре, ослаблением Ангольского течения, усилением Бенгельского течения и прибрежного апвеллинга в северной части ЮВА. (Hardman-Mountford 2003).

Форма апвеллинга подвержена значительным межгодовым изменениям, особенно выраженным в его северной части. Информацию о ее изменчивости дает рис. 11, на котором представлена среднемесячная ширина апвеллинга на разных широтах и ее аномалия от средних значений. В самой северной части исследуемого района на широтах 19–22° ю.ш. высокие значения ширины апвеллинга (150 км) отмечались до 2000 г. (голубой прямоугольник на рис. 11, а). Далее происходит их резкое падение, и средняя ширина уменьшается практически в 3 раза до величин 50 км (красный прямоугольник на рис. 11, б). Карта трендов температуры на рис. 9 также демонстрирует резкий рост ТПО в северной части апвеллинга на широтах 10–25° ю.ш. В этой части района значительное влияние на апвеллинг оказывает Ангольское течение, приносящее теплые экваториальные воды. Причиной такого увеличения ТПО является усиление Ангольского течения, которое приносит теплые экваториальные воды в северную часть апвеллинга, что приводит к наблюдаемому уменьшению его площади. Тренды скорости течений, построенные по альтиметрическим измерениям за 1992–2019 гг. изображены на рис. 9, б. Как видно, в области повышения ТПО произошло усиление южного Ангольского течения, которое и привело к резкому сокращению его площади в северной части, отмечаемому на рис. 11, б.

Рис. 11.

Ширина апвеллинга (а) и ее аномалия (б) в градусах от средней по времени на различных широтах. Синим прямоугольником отмечена зона максимума, а красным – минимума.

В то же время на широтах 23–28° ю.ш. произошло резкое увеличение площади на ту же величину – около 100 км. Таким образом, несмотря на то, что суммарная площадь апвеллинга осталась постоянной, произошло резкое изменение формы апвеллинга. Ослабление и уменьшение апвеллинга в его самой северной части, произошло одновременно с его усилением и расширением в южной части СБА.

В южной части апвеллинга также присутствуют межгодовые колебания. Так в районе на широтах 29° и 32° ю. ш. апвеллинг достигал максимума ширины в 2016 (около 160 км) и 1991 (около 140 км) году, а минимума в 1996 (около 130 км) и 2010 (около 120 км) году. В то же время значительных трендов в этой части не наблюдаются. В южной части апвеллинга также присутствуют межгодовые колебания. Так в районе на широтах 29° и 32° ю. ш. апвеллинг достигал максимума ширины в 2016 (около 160 км) и 1991 (около 140 км) году, а минимума в 1996 (около 130 км) и 2010 (около 120 км) году. В то же время значительных трендов в этой части не наблюдаются.