WikiDer > Экваториальный противоток

Equatorial Counter Current
Экваториальный противоток (черный)

В Экваториальный противоток это ветровое течение, текущее на восток и простирающееся на глубины 100–150 м в Атлантическом, Индийском и Тихом океанах. Чаще называют Северное экваториальное противотечение (NECC), этот ток течет с запада на восток примерно на 3-10 ° с.ш. Атлантический, Индийский океан и Тихий океан бассейны, между Северное экваториальное течение (NEC) и Южное экваториальное течение (SEC). NECC не следует путать с Экваториальное подземное течение (EUC) который течет на восток вдоль экватора на глубинах около 200 м в западной части Тихого океана, поднимаясь до 100 метров в восточной части Тихого океана.

В Индийском океане в циркуляции преобладает влияние обращающего азиатского сезон дождей ветры. Таким образом, течение имеет тенденцию сезонно менять полушария в этом бассейне. [1] NECC имеет ярко выраженный сезонный цикл в Атлантическом и Тихом океане, достигая максимальной силы в конце северного бореального лета и осени и минимальной силы в конце северной бореальной зимы и весны. Более того, NECC в Атлантике исчезает в конце зимы и в начале весны.[2]

NECC - интересный случай, потому что, хотя он является результатом ветровой циркуляции, он переносит воду против среднего давления западного ветра в тропиках. Этот очевидный парадокс кратко объясняется Теория Свердрупа, который показывает, что перемещение с востока на запад определяется изменением направления с севера на юг. завиток из напряжение ветра.[3]

Тихоокеанский NECC, как известно, сильнее во время теплых эпизодов Эль-Ниньо - Южное колебание (ЭНСО).[4] Клаус Виртки, который первым сообщил об этой связи, предположил, что более сильное, чем обычно, NECC могло быть причиной Эль-Ниньо из-за дополнительного объема теплой воды, переносимой на восток.

Существует также Южное экваториальное противотечение (SECC), которое переносит воду с запада на восток в Тихоокеанском и Атлантическом бассейнах между 2 ° ю.ш. и 5 ° ю.ш. в западном бассейне и дальше на юг к востоку.[5][6] Пока SECC геострофический в природе физический механизм его появления менее ясен, чем у NECC; то есть теория Свердрупа явно не объясняет его существование. Кроме того, сезонный цикл SECC не такой, как у NECC.

Теоретические основы

NECC является прямым ответом на меридиональные изменения параметр Кориолиса и напряжение ветра локон возле зоны интертропической конвергенции (ITCZ). Частично NECC обязан своим существованием тому факту, что ITCZ ​​расположен не на экваторе, а на нескольких градусах широты к северу. Быстрое относительное изменение параметр Кориолиса (функция широты) около экватора в сочетании с расположением ITCZ ​​к северу от экватора приводит к аналогичным быстрым изменениям поверхности Экман транспорт океана и областей конвергенции и расхождения в океанических смешанный слой. Используя в качестве примера более крупный бассейн Тихого океана, полученная динамическая диаграмма высот состоит из впадины на экваторе и гребня около 5 ° северной широты, впадины на 10 ° северной широты и, наконец, гребня ближе к 20 ° северной широты.[7] Из геострофия (идеальный баланс между полем массы и полем скорости), NECC расположен между гребнем и впадиной на 5 ° N и 10 ° N соответственно.

Свердруп Теория кратко резюмирует это явление математически, определяя геострофический массоперенос на единицу широты, M, как интеграл восток-запад от меридиональной производной завихренности напряжения ветра за вычетом любого переноса Экмана. Перенос Экмана в течение обычно незначителен, по крайней мере, в Тихоокеанском регионе NECC. Полный NECC находится простым интегрированием M по соответствующим широтам.[8]

Атлантический Северный Экваториальный Противотечение

Атлантический NECC состоит из зонального переноса воды в восточном направлении между 3 ° и 9 ° с.ш. с типичной шириной порядка 300 км. Атлантический NECC является уникальным среди экваториальных течений в этом бассейне из-за своей экстремальной сезонности. Максимальный поток на восток достигается в конце бореального лета и осенью, в то время как противоток сменяется западным течением в конце зимы и весной. NECC имеет максимальную транспортировку около 40 Зв (10-6 м3 / с) на 38 ° з.д. Транспорт достигает 30 Зв за два месяца в году на 44 ° з.д., а дальше на восток, на 38 ° з.д., транспорт 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.[9]

В то время как изменчивость атлантического NECC определяется годовым циклом (слабая поздняя зима, сильная конце лета), существует также и межгодовая изменчивость. Сила атлантического NECC заметно усиливается в годы после Эль-Ниньо в тропической части Тихого океана, при этом 1983 и 1987 гг. Являются яркими примерами.[10] Физически это означает, что измененная конвекция в Тихом океане из-за Эль-Ниньо вызывает изменения в меридиональном градиенте завихрения напряжения ветра над экваториальной Атлантикой.

Тихоокеанский северный экваториальный противотечение

Тихоокеанский NECC - это крупное поверхностное течение, движущееся на восток, которое переносит более 20 Sv от Теплый бассейн западной части Тихого океана к более прохладной восточной части Тихого океана. В западной части Тихого океана противотечение сосредоточено около 5 ° северной широты, а в центральной части Тихого океана оно расположено около 7 ° северной широты.[11]

На поверхности течение находится на южном склоне Северного Экваториального прогиба, области низкого уровня моря, которая простирается с востока на запад через Тихий океан. Низкий уровень моря - результат Экман всасывания вызванные усилением восточных ветров, обнаруженных к северу от Зона межтропической конвергенции (ITCZ). В западном бассейне NECC может сливаться с Экваториальное подземное течение (EUC) под поверхностью. Как правило, течение ослабевает к востоку в бассейне с расчетными потоками 21 Зв, 14,2 Зв и 12 Зв в западной, центральной и восточной частях Тихого океана соответственно.[12]

Подобно атлантическому NECC, тихоокеанский NECC имеет годовой цикл. Это результат годовой волны Россби.[13] Каждый год в начале года усиление ветров в восточной части Тихого океана приводит к образованию региона с более низким уровнем моря. В последующие месяцы он распространяется на запад как океанический Волна Россби. Самый быстрый его компонент, около 6 ° с.ш., достигает западной части Тихого океана примерно в середине лета. На более высоких широтах волна распространяется медленнее. В результате в западной части Тихого океана NECC обычно слабее обычного зимой и весной и сильнее, чем обычно, летом и осенью.[14]

Колебания NECC Тихого океана с Эль-Ниньо

Тихоокеанский NECC, как известно, сильнее во время классических явлений Эль-Ниньо, когда происходит аномальное потепление в восточной и центральной частях Тихого океана, которое достигает пика в северную зиму. Клаус Виртки был первым, кто сообщил об этой связи в начале 1970-х годов на основе анализа мареографических измерений на станциях тихоокеанских островов по обе стороны от течения. На основе этого анализа Виртки выдвинул гипотезу о том, что такой необычно сильный NECC в западной части Тихого океана приведет к аномальному накоплению теплой воды у побережья Центральной Америки и, следовательно, к Эль-Ниньо.[4]


Смотрите также

Примечания

  1. ^ Wyrtki, Клаус (1973). «Экваториальная струя в Индийском океане». Наука. 181 (4096): 262–264. Дои:10.1126 / science.181.4096.262. PMID 17730941.
  2. ^ Картон и Кац, 1990
  3. ^ Ю. и др., 2000
  4. ^ а б Wyrtki, Клаус (1973). «Телесвязи в экваториальной части Тихого океана». Наука. 180 (4081): 66–68. Дои:10.1126 / science.180.4081.66. PMID 17757976.
  5. ^ Рид, июнь 1959 г.
  6. ^ Страмма, 1991
  7. ^ Wyrtki, Клаус (1974). «Экваториальные течения в Тихом океане с 1950 по 1970 годы и их связь с пассатами». Журнал физической океанографии. 4 (3): 372–380. Дои:10.1175 / 1520-0485 (1974) 004 <0372: ECITPT> 2.0.CO; 2.
  8. ^ Ю. и др., 2000
  9. ^ Картон и Кац, 1990
  10. ^ Кац, 1992
  11. ^ Ю. и др., 2000
  12. ^ Ю. и др., 2000
  13. ^ Майерс, Г. (1979). «О ежегодной волне Россби в тропической северной части Тихого океана». Журнал физической океанографии. 9 (4): 663–674. Дои:10.1175 / 1520-0485 (1979) 009 <0663: OTARWI> 2.0.CO; 2.
  14. ^ Wyrtki, Клаус (1974). «Уровень моря и сезонные колебания экваториальных течений в западной части Тихого океана». Журнал физической океанографии. 4 (1): 91–103. Дои:10.1175 / 1520-0485 (1974) 004 <0091: SLATSF> 2.0.CO; 2.

Рекомендации

внешняя ссылка