Экваториальное противотечение — это восточное течение, вызванное ветром, которое простирается до глубины 100–150 метров (330–490 футов) в Атлантическом, Индийском и Тихом океанах. Чаще называемое Северным экваториальным противотечением (NECC) , это течение течет с запада на восток примерно на 3–10° с. ш. в бассейнах Атлантического , Индийского и Тихого океанов , между Северным экваториальным течением (NEC) и Южным экваториальным течением (SEC). 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 циркуляция определяется влиянием азиатских муссонных ветров, меняющих направление. Таким образом, течение имеет тенденцию менять направление полушарий в зависимости от сезона в этом бассейне. [1] NECC имеет ярко выраженный сезонный цикл в Атлантике и Тихом океане, достигая максимальной силы в конце бореального лета и осени 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 является результатом циркуляции, вызванной ветром, он переносит воду против среднего западного ветрового напряжения в тропиках. Этот кажущийся парадокс кратко объясняется теорией Свердрупа , которая показывает, что перенос с востока на запад регулируется изменением в завитке ветрового напряжения с севера на юг . [3]
Известно также, 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, переносимой им на восток.
Существует также Южное Экваториальное Противотечение (SECC), которое переносит воду с запада на восток в бассейнах Тихого и Атлантического океанов между 2°S и 5°S в западном бассейне и далее на юг на восток. [5] [6] Хотя SECC является геострофическим по своей природе, физический механизм его появления менее ясен, чем у NECC; то есть теория Свердрупа не объясняет его существование очевидным образом. Кроме того, сезонный цикл SECC не так определен, как у NECC.
NECC является прямым ответом на меридиональные изменения параметра Кориолиса и завихренности напряжения ветра вблизи зоны внутритропической конвергенции (ITCZ). Частично NECC обязан своим существованием тому факту, что ITCZ не расположена на экваторе, а на несколько градусов широты к северу. Быстрое относительное изменение параметра Кориолиса (функция широты) вблизи экватора в сочетании с тем, что ITCZ расположена к северу от экватора, приводит к аналогичным быстрым изменениям поверхностного экмановского переноса океана и областям конвергенции и дивергенции в смешанном слое океана . Используя в качестве примера более крупный Тихоокеанский бассейн, результирующая динамическая картина высоты состоит из ложбины на экваторе и хребта около 5° градусов к северу, ложбины на 10° с.ш. и, наконец, хребта ближе к 20° с.ш. [7] С точки зрения геострофии (идеального баланса между полем масс и полем скоростей) NECC расположен между хребтом и впадиной на 5° с.ш. и 10° с.ш. соответственно.
Теория Свердрупа кратко обобщает это явление математически, определяя геострофический перенос массы на единицу широты, M, как восточно-западный интеграл меридиональной производной завихренности напряжения ветра, за вычетом любого переноса Экмана. Перенос Экмана в течение обычно пренебрежимо мал, по крайней мере, в тихоокеанском NECC. Общий NECC находится путем простого интегрирования M по соответствующим широтам. [8]
Атлантический NECC состоит из восточного зонального переноса воды между 3°N и 9°N, 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 противотечение сменяется западным потоком в конце зимы и весной. NECC имеет максимальный перенос приблизительно 40 Sv (10^6 м3/с) на 38°W. Перенос достигает 30 Sv два месяца в году на 44°W, в то время как восточнее на 38°W перенос достигает этого уровня пять месяцев в году. Величина NECC существенно ослабевает к востоку от 38°W из-за того, что вода поглощается западным экваториальным течением к югу от 3°N. [9]
В то время как изменчивость Атлантического NECC определяется годовым циклом (слабая поздняя зима, сильная поздняя лето), также существует межгодовая изменчивость. Сила Атлантического NECC заметно сильнее в годы после Эль-Ниньо в тропической части Тихого океана, яркими примерами чего являются 1983 и 1987 годы. [10] Физически это означает, что измененная конвекция в Тихом океане из-за Эль-Ниньо приводит к изменениям в меридиональном градиенте завихренности напряжения ветра над экваториальной частью Атлантики.
Pacific NECC — это основное течение, движущееся на восток, которое переносит более 20 Sv 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 оно расположено около 7° с.ш. [11]
На поверхности течение расположено на южном склоне Северного экваториального желоба, области низкого уровня моря, которая простирается с востока на запад через Тихий океан. Низкий уровень моря является результатом всасывания Экмана , вызванного усилением восточных ветров, обнаруженных к северу от зоны внутритропической конвергенции (ITCZ). В западном бассейне NECC может сливаться с Экваториальным подводным течением (EUC) под поверхностью. Как правило, течение ослабевает к востоку в бассейне, с предполагаемыми потоками 21 Sv, 14,2 Sv и 12 Sv в западной, центральной и восточной частях Тихого океана соответственно. [12]
Как и атлантический NECC, тихоокеанский NECC претерпевает годовой цикл. Это является результатом ежегодной волны Россби. [13] В начале каждого года усиление ветров в восточной части Тихого океана создает область с более низким уровнем моря. В последующие месяцы это распространяется на запад как океаническая волна Россби . Ее самый быстрый компонент, около 6° с.ш., достигает западной части Тихого океана около середины лета. В более высоких широтах волна движется медленнее. В результате в западной части Тихого океана NECC имеет тенденцию быть слабее, чем обычно, в боральную зиму и весну и сильнее, чем обычно, летом и осенью. [14]
Известно, что Тихоокеанский NECC сильнее во время классических событий Эль-Ниньо, когда происходит аномальное потепление восточной и центральной части Тихого океана, достигающее пика в бореальную зиму. Клаус Виртки был первым, кто сообщил об этой связи в начале 1970-х годов на основе анализа показаний мареографов на станциях тихоокеанских островов по обе стороны течения. На основе этого анализа Виртки выдвинул гипотезу, что такой необычно сильный NECC в западной части Тихого океана приведет к аномальному накоплению теплой воды у побережья Центральной Америки и, таким образом, к Эль-Ниньо. [4]