Równikowy przeciwprąd

Równikowy przeciwprąd (w kolorze czarnym)

Równikowy prąd przeciwny to płynący na wschód prąd napędzany wiatrem, który rozciąga się na głębokość 100–150 metrów (330–490 stóp) w Oceanie Atlantyckim, Indyjskim i Pacyfiku. Częściej nazywany Północnorównikowym Przeciwprądem (NECC) , prąd ten płynie z zachodu na wschód na około 3-10°N w basenach Atlantyku , Oceanu Indyjskiego i Pacyfiku , pomiędzy Północnym Prądem Równikowym (NEC) a Południowym Prądem Równikowym ( SEC). NECC nie należy mylić z prądem równikowym (EUC) , który płynie na wschód wzdłuż równika na głębokości około 200 metrów (660 stóp) na zachodnim Pacyfiku, wznosząc się do 100 metrów (330 stóp) na wschodnim Pacyfiku.

Na Oceanie Indyjskim cyrkulacja jest zdominowana przez wpływ odwracających się azjatyckich wiatrów monsunowych . W związku z tym prąd ma tendencję do sezonowego odwracania półkul w tym basenie. NECC ma wyraźny cykl sezonowy na Atlantyku i Pacyfiku, osiągając maksymalną siłę późnym borealnym latem i jesienią oraz minimalną siłę późną borealną zimą i wiosną. Ponadto NECC na Atlantyku znika późną zimą i wczesną wiosną.

NECC jest interesującym przypadkiem, ponieważ chociaż wynika z cyrkulacji napędzanej wiatrem, transportuje wodę pod wpływem średniego naporu wiatru zachodniego w tropikach. Ten pozorny paradoks jest zwięźle wyjaśniony przez teorię Sverdrupa , która pokazuje, że transport wschód-zachód jest regulowany przez zmianę skrętu wiatru z północy na południe .

Wiadomo również, że Pacyficzny NECC jest silniejszy podczas ciepłych epizodów oscylacji południowej El Niño (ENSO). Klaus Wyrtki , który jako pierwszy zgłosił to powiązanie, zasugerował, że silniejszy niż normalny NECC może być przyczyną El Niño z powodu dodatkowej objętości ciepłej wody, którą przenosi na wschód.

Istnieje również przeciwprąd południoworównikowy (SECC), który transportuje wodę z zachodu na wschód w basenach Pacyfiku i Atlantyku między 2°S a 5°S w basenie zachodnim i dalej na południe w kierunku wschodnim. Chociaż SECC ma geostroficzny , fizyczny mechanizm jego pojawienia się jest mniej jasny niż w przypadku NECC; to znaczy teoria Sverdrupa nie wyjaśnia w oczywisty sposób jej istnienia. Ponadto cykl sezonowy SECC nie jest tak zdefiniowany jak cykl NECC.

Podłoże teoretyczne

NECC jest bezpośrednią odpowiedzią na południkowe zmiany parametru Coriolisa i naprężenia wiatru w pobliżu Międzytropikalnej Strefy Konwergencji (ITCZ). Po części NECC zawdzięcza swoje istnienie temu, że ITCZ ​​nie znajduje się na równiku, a kilka stopni szerokości geograficznej na północ. Gwałtowna względna zmiana parametru Coriolisa (funkcja szerokości geograficznej) w pobliżu równika w połączeniu z położeniem ITCZ ​​na północ od równika prowadzi do podobnych szybkich zmian w powierzchniowym transporcie Ekmana oceanu oraz obszarach konwergencji i rozbieżności w mieszanym oceanie warstwa . Używając jako przykładu większego basenu Pacyfiku, wynikający z tego dynamiczny wzór wysokości składa się z koryta na równiku i grzbietu w pobliżu 5° na północ, koryta na 10° N i wreszcie grzbietu bliżej 20° N. Z geostrofii (idealna równowaga między polem masy a polem prędkości) wynika, że ​​NECC znajduje się między grzbietem a doliną odpowiednio na 5°N i 10°N.

Sverdrup zwięźle podsumowuje to zjawisko matematycznie, definiując geostroficzny transport masy na jednostkę szerokości geograficznej, M, jako całkę wschód-zachód południkowej pochodnej zwijania się naprężenia wiatru, pomniejszoną o transport Ekmana. Transport Ekmana do prądu jest zazwyczaj znikomy, przynajmniej w NECC na Pacyfiku. Całkowity NECC można znaleźć, po prostu całkując M na odpowiednich szerokościach geograficznych.

Północnorównikowy przeciwprąd Atlantyku

Atlantycki NECC obejmuje strefowy transport wody w kierunku wschodnim między 3°N a 9°N, o typowej szerokości rzędu 300 km. Atlantycki NECC jest wyjątkowy wśród prądów równikowych w tym basenie ze względu na jego ekstremalną sezonowość. Maksymalny przepływ na wschód jest osiągany późnym borealnym latem i jesienią, podczas gdy przeciwprąd jest zastępowany przepływem na zachód późną zimą i wiosną. NECC ma maksymalny transport około 40 Sv (10^6 m3/s) przy 38°W. Transport osiąga 30 Sv dwa miesiące w roku przy 44°W, podczas gdy dalej na wschód przy 38°W transport osiąga ten poziom przez pięć miesięcy w roku. Wielkość NECC słabnie znacznie na wschód od 38°W z powodu wchłaniania wody przez zachodni prąd równikowy na południe od 3°N.

Chociaż zmienność atlantyckiego NECC jest zdominowana przez cykl roczny (słaba późna zima, silna późne lato), istnieje również zmienność międzyroczna. Siła atlantyckiego NECC jest szczególnie silniejsza w latach następujących po El Niño na tropikalnym Pacyfiku, czego godnymi uwagi przykładami są lata 1983 i 1987. Fizycznie oznacza to, że zmieniona konwekcja na Oceanie Spokojnym spowodowana El Niño napędza zmiany południkowego gradientu naprężeń wiatru nad równikowym Atlantykiem.

Przeciwprąd równikowy północnego Pacyfiku

Pacyficzny NECC to główny prąd powierzchniowy poruszający się na wschód, który przenosi ponad 20 Sv z ciepłego basenu Zachodniego Pacyfiku do chłodniejszego wschodniego Pacyfiku. Na zachodnim Pacyfiku przeciwprąd jest wyśrodkowany w pobliżu 5°N, podczas gdy na środkowym Pacyfiku znajduje się w pobliżu 7°N.

Na powierzchni prąd znajduje się na południowym zboczu Północnej Rynny Równikowej, regionu o niskim poziomie morza, który rozciąga się ze wschodu na zachód przez Pacyfik. Niski poziom morza jest wynikiem ssania Ekmana spowodowanego wzmożonymi wiatrami wschodnimi występującymi na północ od międzytropikalnej strefy konwergencji (ITCZ). W basenie zachodnim NECC może łączyć się z równikowym prądem podziemnym (EUC) pod powierzchnią. Ogólnie rzecz biorąc, prąd słabnie na wschodzie w basenie, z szacunkowymi przepływami odpowiednio 21 Sv, 14,2 Sv i 12 Sv na zachodnim, środkowym i wschodnim Pacyfiku.

Podobnie jak Atlantic NECC, Pacific NECC przechodzi roczny cykl. Jest to wynikiem corocznej fali Rossby'ego. Na początku każdego roku wzmożone wiatry na wschodnim Pacyfiku tworzą region o niższym poziomie morza. W ciągu następnych miesięcy rozchodzi się ona na zachód jako oceaniczna fala Rossby'ego . Jego najszybsza składowa, w pobliżu 6°N, dociera do zachodniego Pacyfiku około połowy lata. Na wyższych szerokościach geograficznych fala porusza się wolniej. W rezultacie na zachodnim Pacyfiku NECC jest zwykle słabszy niż zwykle zimą i wiosną, a silniejszy niż zwykle latem i jesienią.

Wahania Pacyfiku NECC z El Niño

Wiadomo, że NECC na Pacyfiku jest silniejsze podczas klasycznych wydarzeń El Niño, kiedy dochodzi do anomalnego ocieplenia wschodniego i środkowego Pacyfiku, które osiąga szczyt podczas borealnej zimy. Klaus Wyrtki jako pierwszy zgłosił połączenie na początku lat 70. XX wieku na podstawie analizy pomiarów pływów na stacjach na wyspach Pacyfiku po obu stronach prądu. Na podstawie tej analizy Wyrtki postawił hipotezę, że tak niezwykle silny NECC na zachodnim Pacyfiku doprowadziłby do anomalnej akumulacji ciepłej wody u wybrzeży Ameryki Środkowej, a tym samym do El Niño.


Zobacz też

Notatki

Linki zewnętrzne

Pobrano z „ https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Equatorial_Counter_Current&oldid=1131423147 ”