Indyjski prąd monsunowy

Indyjski prąd monsunowy odnosi się do sezonowo zmieniającego się reżimu prądów oceanicznych występujących w tropikalnych regionach północnego Oceanu Indyjskiego . Zimą przepływ górnego oceanu jest skierowany na zachód od okolic Archipelagu Indonezyjskiego do Morza Arabskiego . Latem kierunek się odwraca, a przepływ na wschód rozciąga się od Somalii do Zatoki Bengalskiej . Różnice te wynikają ze zmian w naprężeniach wiatrowych związanych z indyjskim monsunem . Sezonowo odwracające się otwarte prądy oceaniczne, które przepływają na południe od Indii, nazywane są Zimowym Prądem Monsunowym i Letnim Prądem Monsunowym (na przemian Północno-Wschodnim Prądem Monsunowym i Południowo-Zachodnim Prądem Monsunowym). W artykule omówiono również Prąd Somalijski , który jest silnie powiązany z monsunem indyjskim .

(najwyższy prąd) Południowo-zachodni i północno-wschodni dryf monsunowy

Przegląd

Perspektywa historyczna

Chociaż marynarze byli świadomi istnienia prądów monsunowych od prawie tysiąca lat, szczegółowe zrozumienie pojawiło się dopiero po Międzynarodowej Ekspedycji na Ocean Indyjski w latach sześćdziesiątych. Eksperyment World Ocean Circulation Experiment z połowy lat 90. umożliwił szczegółowe pomiary tych prądów w ramach szeroko zakrojonej kampanii terenowej.

Wymuszanie atmosferyczne

W tropikalnych regionach Atlantyku i Pacyfiku na półkuli północnej wiatry powierzchniowe wieją głównie z północnego wschodu przez cały rok, a pod spodem płyną prądy oceaniczne w kierunku zachodnim. Ocean Indyjski różni się od Atlantyku i Pacyfiku tym, że ląd kontynentalny tworzy pełną północną granicę na stosunkowo niskich szerokościach geograficznych. Cyrkulacja monsunowa jest napędzana różnicami temperatur między masami lądowymi a sąsiednimi oceanami. Ponieważ woda ma większą pojemność cieplną niż powietrze, powierzchnie lądowe nagrzewają się szybciej w sezonie letnim. Indyjski monsun składa się z dwóch faz. Podczas zimy na półkuli północnej chłodny ląd azjatycki obejmuje szeroki obszar wysokiego ciśnienia, podczas gdy niższe ciśnienie panuje nad cieplejszym Oceanem Indyjskim i gorącym kontynentem australijskim. Ten wzór ciśnienia pomaga wzmocnić północno-wschodnie pasaty. Podczas lata na półkuli północnej kontynent azjatycki (zwłaszcza subkontynent indyjski) znacznie się nagrzewa, tworząc obszar niskiego ciśnienia na północy. Cyrkulacja w pobliżu tego niskiego poziomu generuje silne wiatry z południowego zachodu nad Morzem Arabskim i wzdłuż wybrzeża Somalii. Wiatry te są wzmacniane przez tworzenie atmosferycznego zachodniego prądu granicznego utworzonego przez wyżyny nad wschodnią Afryką.

W konsekwencji efektu Coriolisa teoria Ekmana wyjaśnia , że przepływ oceaniczny na powierzchni jest skierowany pod kątem 45 stopni na prawo od naprężenia wiatru na półkuli północnej. Tak więc wiatry wiejące z południowego zachodu powodują prądy wschodnie, podczas gdy wiatry wiejące z północnego wschodu powodują prądy zachodnie.

Struktura i ewolucja

Struktura sezonu zimowego

Zimowy Prąd Monsunowy rozciąga się od Zatoki Bengalskiej, wokół Indii i Sri Lanki oraz przez Morze Arabskie na około 8 stopniach szerokości geograficznej północnej . Prądy płyną na południowy zachód wzdłuż wybrzeża Somalii do równika.

Pomiary natężenia tych prądów uzyskano z zapisów dryfowania statków. Północno-wschodni prąd monsunowy kieruje się na zachód tylko w miesiącach od stycznia do marca i jest najsilniejszy w lutym, kiedy osiąga 50 cm s ^-1 . Szacunki wielkości transportu na zachód wahają się od 7 do 14 Sverdrupów .

Struktura sezonu letniego

Prąd somalijski, który opisuje przepływ wzdłuż Rogu Afryki od równika do około 9 stopni na północ , również zmienia kierunek sezonowo wraz z wiatrami monsunowymi. W końcu oddziela się od linii brzegowej, skręcając w prawo, gdy wpływa do Morza Arabskiego. Letni prąd monsunowy, znajdujący się między 10 a 15 szerokością geograficzną na Morzu Arabskim, zakręca wokół Indii i Sri Lanki i wpływa do Zatoki Bengalskiej. Wielki Wir to wir położony około 10 N i 55 E, obecny tylko w sezonie letnim.

Latem, kiedy prąd płynie w kierunku północno-wschodnim, transport Ekmana (na prawo od przepływu na półkuli północnej) odbywa się na morzu, transportując cieplejsze wody w głąb Morza Arabskiego i umożliwiając upwelling chłodniejszych wód wzdłuż wybrzeża. Ten schemat temperatury powierzchni morza (chłodniejsze wody na zachód od cieplejszych wód) wzmacnia prąd północny poprzez przepływ geostroficzny. Południowo-zachodni prąd monsunowy płynie na wschód od kwietnia do listopada i osiąga szczytową intensywność 30 cm s ^-1 w miesiącach letnich. Podczas kampanii terenowej w 1995 r. zmierzono, że prąd somalijski przetransportował 37 +/- 5 Sv w połowie września.

Ewolucja

Gwałtowne zainicjowanie prądów sezonowych (w okresie kilku tygodni) można wyjaśnić teoretycznie w kategoriach teorii liniowej z odpowiedzią falową Rossby'ego. Prąd monsunowy można również postrzegać w kategoriach lokalnych procesów wymuszających, które wspólnie tworzą dojrzały system obejmujący cały basen. Ewolucję tych prądów odtworzono w dynamicznych modelach układu ocean-atmosfera.

Zobacz też

Linki zewnętrzne