Экваториальный противоток

Экваториальное противотечение — это ветровое течение, движущееся на восток и простирающееся на глубину 100–150 метров (330–490 футов) в Атлантическом, Индийском и Тихом океанах. Чаще называемое Северо-экваториальным противотечением (NECC) , это течение течет с запада на восток примерно на 3-10° с.ш. в бассейнах Атлантического , Индийского океана и Тихого океана , между Северным экваториальным течением (NEC) и Южно-экваториальным течением ( NEC). СЕК). NECC не следует путать с Экваториальным подводным течением (EUC) , которое течет на восток вдоль экватора на глубине около 200 метров (660 футов) в западной части Тихого океана и поднимается до 100 метров (330 футов) в восточной части Тихого океана.

В Индийском океане в циркуляции преобладает воздействие реверсивных азиатских муссонных ветров. Таким образом, течение имеет тенденцию сезонно менять местами полушария в этом бассейне. ^[1] NECC имеет ярко выраженный сезонный цикл в Атлантике и Тихом океане, достигая максимальной силы в конце бореального лета и осенью и минимальной силы в конце бореальной зимы и весны. Кроме того, NECC в Атлантике исчезает в конце зимы и начале весны. ^[2]

NECC представляет собой интересный случай, поскольку, хотя он и возникает в результате ветровой циркуляции, он переносит воду, преодолевая среднее напряжение ветра, направленного на запад в тропиках. Этот кажущийся парадокс кратко объясняется теорией Свердрупа , которая показывает, что перенос с востока на запад регулируется изменением вихря напряжения с ветра севера на юг . ^[3]

Также известно, что Тихоокеанский NECC становится сильнее во время теплых эпизодов Эль-Ниньо-Южного колебания (ENSO). ^[4] Клаус Виртки , который первым сообщил об этой связи, предположил, что более сильный, чем обычно, NECC может быть причиной Эль-Ниньо из-за дополнительного объема теплой воды, которую он несет на восток.

Существует также южно-экваториальное противотечение (SECC), которое переносит воду с запада на восток в Тихоокеанском и Атлантическом бассейнах между 2° и 5°ю.ш. в западном бассейне и дальше на юг к востоку. ^[5]^[6] Хотя SECC имеет геострофическую природу, физический механизм его появления менее ясен, чем в случае NECC; то есть теория Свердрупа явно не объясняет его существование. Кроме того, сезонный цикл SECC не так определен, как сезонный цикл NECC.

Теоретическая основа

NECC является прямым ответом на меридиональные изменения параметра Кориолиса и завихрения напряжения ветра вблизи зоны внутритропической конвергенции (ITCZ). Частично NECC обязана своим существованием тому факту, что ITCZ расположена не на экваторе, а на несколько градусов широты к северу. Быстрое относительное изменение параметра Кориолиса (в зависимости от широты) вблизи экватора в сочетании с расположением ITCZ к северу от экватора приводит к таким же быстрым изменениям поверхностного экмановского переноса океана и областей конвергенции и дивергенции в океанической смешанной среде . слой . На примере более крупного Тихоокеанского бассейна результирующая динамическая картина высот состоит из впадины на экваторе, хребта около 5° северной широты, впадины на 10° с.ш. и, наконец, хребта ближе к 20° с.ш. ^[7] С точки зрения геострофии (идеальный баланс между полем массы и полем скорости) NECC расположен между хребтом и впадиной на 5° и 10° с.ш. соответственно.

Теория Свердрупа кратко обобщает это явление математически, определяя геострофический перенос массы на единицу широты, M, как интеграл с востока на запад от меридиональной производной завихрения напряжения ветра за вычетом любого переноса Экмана. Экмановский перенос в течение обычно незначителен, по крайней мере, в Тихоокеанском регионе NECC. Общий NECC находится путем простого интегрирования M по соответствующим широтам. ^[8]

Атлантическое Северо-Экваториальное противотечение

Атлантический NECC представляет собой зональный перенос воды на восток между 3° и 9° с.ш. с типичной шириной порядка 300 км. Атлантический NECC уникален среди экваториальных течений этого бассейна из-за своей крайней сезонности. Максимальный поток на восток достигается в конце бореального лета и осенью, тогда как противоток сменяется потоком на запад в конце зимы и весной. Максимальный перенос NECC составляет около 40 Зв (10^6 м3/с) на 38° з.д. Перенос достигает 30 Зв два месяца в году на 44° з.д., а дальше на восток, на 38° з.д., перенос достигает этого уровня пять месяцев в году. Величина NECC существенно ослабевает к востоку от 38 ° з.д. из-за поглощения воды западным экваториальным течением к югу от 3 ° с.ш. ^[9]

Хотя в изменчивости Атлантического NECC преобладает годовой цикл (слабая в конце зимы, сильная в конце лета), существует также и межгодовая изменчивость. Сила Атлантического NECC заметно возрастает в годы после Эль-Ниньо в тропической части Тихого океана, яркими примерами являются 1983 и 1987 годы. ^[10] Физически это означает, что измененная конвекция в Тихом океане из-за Эль-Ниньо приводит к изменениям меридионального градиента завихрения напряжения ветра над экваториальной Атлантикой.

Тихоокеанское северно-экваториальное противотечение

Тихоокеанский NECC представляет собой крупное поверхностное течение, движущееся на восток, которое переносит более 20 Зв из теплого бассейна западной части Тихого океана в более холодную восточную часть Тихого океана. В западной части Тихого океана противотечение сосредоточено около 5° с.ш., а в центральной части Тихого океана — около 7° с.ш. ^[11]

На поверхности течение расположено на южном склоне Северного экваториального прогиба, области низкого уровня моря, простирающейся с востока на запад через Тихий океан. Низкий уровень моря является результатом всасывания Экмана , вызванного усилением восточных ветров к северу от зоны внутритропической конвергенции (ITCZ). В западном бассейне NECC может сливаться с Экваториальным подводным течением (EUC) ниже поверхности. В целом течение в бассейне ослабевает к востоку, при этом расчетные потоки составляют 21 Св, 14,2 Св и 12 Св в западной, центральной и восточной части Тихого океана соответственно. ^[12]

Как и Атлантический NECC, Тихоокеанский NECC претерпевает годовой цикл. Это результат ежегодной волны Россби. ^[13] В начале каждого года усиление ветров в восточной части Тихого океана приводит к возникновению региона с более низким уровнем моря. В последующие месяцы она распространяется на запад как океаническая волна Россби . Его самая быстрая часть, около 6° с.ш., достигает западной части Тихого океана примерно в середине лета. В более высоких широтах волна распространяется медленнее. В результате в западной части Тихого океана NECC имеет тенденцию быть слабее, чем обычно, боральной зимой и весной и сильнее, чем обычно, летом и осенью. ^[14]

Колебания Тихоокеанского NECC с Эль-Ниньо

Тихоокеанский NECC, как известно, сильнее во время классических явлений Эль-Ниньо, когда происходит аномальное потепление восточной и центральной части Тихого океана, пик которого приходится на бореальную зиму. Клаус Виртки был первым, кто сообщил об этой связи в начале 1970-х годов на основе анализа измерений мареографов на тихоокеанских островных станциях по обе стороны от течения. На основе этого анализа Виртки предположил, что столь необычно сильный NECC в западной части Тихого океана приведет к аномальному накоплению теплой воды у побережья Центральной Америки и, следовательно, к Эль-Ниньо. ^[4]

См. также

Примечания

^ Выртки, Клаус (1973). «Экваториальный самолет в Индийском океане». Наука . 181 (4096): 262–264. Бибкод : 1973Sci...181..262W . дои : 10.1126/science.181.4096.262 . ПМИД 17730941 . S2CID 2931890 .
^ Картон и Кац, 1990.
^ Yu et al., 2000
^ Jump up to: ^а ^б Выртки, Клаус (1973). «Телесвязь в экваториальной части Тихого океана». Наука . 180 (4081): 66–68. Бибкод : 1973Sci...180...66W . дои : 10.1126/science.180.4081.66 . ПМИД 17757976 . S2CID 187575 .
↑ Рид, июнь 1959 г.
^ Страмма, 1991.
^ Выртки, Клаус (1974). «Экваториальные течения в Тихом океане с 1950 по 1970 годы и их связь с пассатами» . Журнал физической океанографии . 4 (3): 372–380. Бибкод : 1974JPO.....4..372W . doi : 10.1175/1520-0485(1974)004<0372:ECITPT>2.0.CO;2 .
^ Yu et al., 2000
^ Картон и Кац, 1990.
^ Кац, 1992
^ Yu et al., 2000
^ Yu et al., 2000
^ Майерс, Г. (1979). «О ежегодной волне Россби в тропической части северной части Тихого океана» . Журнал физической океанографии . 9 (4): 663–674. Бибкод : 1979JPO.....9..663M . doi : 10.1175/1520-0485(1979)009<0663:OTARWI>2.0.CO;2 .
^ Выртки, Клаус (1974). «Уровень моря и сезонные колебания экваториальных течений в западной части Тихого океана» . Журнал физической океанографии . 4 (1): 91–103. Бибкод : 1974JPO.....4...91W . doi : 10.1175/1520-0485(1974)004<0091:SLATSF>2.0.CO;2 .

Ссылки

Картон, Дж. и Э. Кац, 1990. « Оценки зонального наклона и сезонного переноса атлантического северно-экваториального противотечения. ^{[ постоянная мертвая ссылка ]}Журнал геофизических исследований , том 95, 3091-3100.
Кац, Э., 1992. « Межгодовое исследование атлантического северо-экваториального противотечения, архивировано 21 августа 2017 г. в Wayback Machine ». Журнал физической океанографии , Vol. 23, 116–123.
Рид, Джун, Дж., 1959. « Свидетельства южно-экваториального противотечения в Тихом океане ». Природа , Том. 184, 209–210.
Страмма Л., 1991. « Геострофический перенос Южно-Экваториального течения в Атлантике ». Журнал морских исследований , Vol. 49, 281–294.
Выртки, К., 1974. « Экваториальные течения в Тихом океане с 1950 по 1970 годы и их связь с пассатами ». Дж. Физ. Океанография , Том. 4, 372–380.
Выртки, К., 1973. « Телесвязи в экваториальной части Тихого океана ». Наука , Том. 180, 66-68.
Выртки, К., 1973. « Экваториальная струя в Индийском океане ». Наука , Том. 181, 262–264.
Ю и др., 2000. « Влияние экваториальной динамики на северо-экваториальное противотечение Тихого океана ». Дж. Физ. Океанография , Том. 30, 3179-3190.

Внешние ссылки

- Северо-экваториальное противотечение. Барби Бишоф, Артур Дж. Мариано, Эдвард Х. Райан. Архивировано 21 апреля 2021 г. в Wayback Machine.
- Основы физической географии. Майкл Пидвирный включает карту

[Wyrtki_1973a-1] Выртки, Клаус (1973). «Экваториальный самолет в Индийском океане». Наука . 181 (4096): 262–264. Бибкод : 1973Sci...181..262W . дои : 10.1126/science.181.4096.262 . ПМИД 17730941 . S2CID 2931890 .

[2] Картон и Кац, 1990.

[3] Yu et al., 2000

[Wyrtki_1973b-4] Jump up to: ^а ^б Выртки, Клаус (1973). «Телесвязь в экваториальной части Тихого океана». Наука . 180 (4081): 66–68. Бибкод : 1973Sci...180...66W . дои : 10.1126/science.180.4081.66 . ПМИД 17757976 . S2CID 187575 .

[5] Рид, июнь 1959 г.

[6] Страмма, 1991.

[Wyrtki_1974a-7] Выртки, Клаус (1974). «Экваториальные течения в Тихом океане с 1950 по 1970 годы и их связь с пассатами» . Журнал физической океанографии . 4 (3): 372–380. Бибкод : 1974JPO.....4..372W . doi : 10.1175/1520-0485(1974)004<0372:ECITPT>2.0.CO;2 .

[8] Yu et al., 2000

[9] Картон и Кац, 1990.

[10] Кац, 1992

[11] Yu et al., 2000

[12] Yu et al., 2000

[Myers1979-13] Майерс, Г. (1979). «О ежегодной волне Россби в тропической части северной части Тихого океана» . Журнал физической океанографии . 9 (4): 663–674. Бибкод : 1979JPO.....9..663M . doi : 10.1175/1520-0485(1979)009<0663:OTARWI>2.0.CO;2 .

[Wyrtki_1974b-14] Выртки, Клаус (1974). «Уровень моря и сезонные колебания экваториальных течений в западной части Тихого океана» . Журнал физической океанографии . 4 (1): 91–103. Бибкод : 1974JPO.....4...91W . doi : 10.1175/1520-0485(1974)004<0091:SLATSF>2.0.CO;2 .

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]

[11]

[12]

[13]

[14]