Основной перевод: Таня Алексеева 

Изучение процессов, протекающих в океане в районе экватора, важно для оценки влияния океана на атмосферу и определения межгодовых флуктуаций в глобальной климатической системе. Солнце обогревает обширные пространства Тихого и Индийского океанов в тропических широтах, в результате чего происходит интенсивное испарение морской воды. Впоследствии, при выпадении осадков, высвобождается значительное количество тепла, в результате чего эти районы являются первичным источником атмосферной циркуляции

(Рис. 14.1). Количество осадков, выпадающих над этими обширными территориями, превышает 3 м/год (Рис. 5.5), а в некоторых районах достигает даже 5 м/год. Объективно оценивая эти величины, получаем, что при количестве осадков 5 м/год высвобождается в среднем 400 W/m2 тепла в атмосферу. Экваториальные течения изменяют интенсивность тепломассообмена между океаном и атмосферой, а особенно в этой связи можно выделить феномен Эль-Ниньо, существование которого имеет глобальное значение. В настоящей главе приводится описание основных экваториальных процессов, их многолетняя изменчивость и влияние этой изменчивости на климат.

14.1 Экваториальные процессы

Тропические регионы характеризуются тонким, перманентным, неглубоким слоем теплых вод, находящихся над глубинными холодными слоями. В связи с этим, вертикальная стратификация водной толщи в тропиках схожа со стратификацией в высоких широтах в летний период. Поверхностные воды наиболее теплые на западе (Рис. 6.3) in the great Pacific-warm pool. Перемешанный слой глубокий на западе и очень мелкий на востоке (Рис. 14.2)

Рис. 14.2. Средняя температура верхнего слоя Тихого океана вдоль экватора от северной части Новой Гвинеи до Эквадора, рассчитанная по данным Всемирного Океанологического Атласа 1998 года (Изображение взято в NOAA Pacific Marine Environmental Laboratory)

Наличие мелкого термоклина имеет важные последствия. Юго-восточные пассаты дуют вдоль экватора (Рис. 4.2), хотя они имеют тенденцию к усилению на востоке. К северу от экватора экмановский перенос имеет северное направление, а к югу от экватора – южное. Дивергенция экмановского потока приводит к апвелингу на экваторе. На западе апвелинговые воды теплые, но на востоке холодные потому, что термоклин настолько мелкий. Это приводит к появлению холодного языка вод на поверхности океана, простирающемуся от берегов Южной Америки практически до меридиана смены дат (Рис 6.3). Температура поверхностного слоя на востоке является результатом баланса четырех составляющих:

1. интенсивностью апвелинга, которая определяется западной (западных направлений) компонентой ветра;
2. скоростью течений, направленных на запад и переносящих холодные воды от побережья Перу и Эквадора;
3. перемешиванием «север-юг» с теплыми водами по обеим сторонам от экватора;
4. потоками тепла через поверхность океана вдоль экватора.

Наличие температурного градиента в направлении с востока на запад вдоль экватора приводит к появлению зональной циркуляции в атмосфере – циркуляции Уолкера (Walker circulation). Грозовые штормы над теплым бассейном переносят воздух снизу вверх и опускающийся воздух на востоке подпитывает обратный поток на поверхности. Изменения температурного градиента влияют на циркуляцию Уолкера, которая, в свою очередь, влияет на сам градиент. Эта обратная связь может приводить к нестабильности, а в частности к южной осцилляции Эль-Ниньо (ENSO).

Рис. 14.3. Средние направления и скорости течений на глубине 10 метров, движимые наблюденными ветрами и средними тепловыми потоками с 1981 по 1994 годы. Рассчитаны по Модульной Океанологической Модели (Modular Ocean Model). Данная модель, используемая национальными прогностическими центрами NOAA (National Centers for Environmental Prediction), ассимилирует наблюденные поверхностные и подповерхностные температуры [Behringer, Ji, and Leetmaa,1998].

Поверхностные течения

Сильная стратификация ограничивает проникновение ветровой циркуляции в перемешанный слой и верхний термоклин. Теория Свердрупа и расширение (extention) Манка, описанные в параграфах §11.1 и §11.3, объясняют поверхностные течения в тропических частях Атлантического, Тихого и Индийского океанов. Это:

1. Северное Экваториальное противотечение между 3° с.ш. и 10° с.ш., направленное к востоку со средней скоростью потока около 50 см/сек. Оно находится в центре действия слабых ветров, в так называемом поясе штилей на северной широте 5–10°, где сходятся северные и южные пассаты (тропическая зона конвергенции).
2. Северное и Южное Экваториальные течения, направленные к западу. Располагаются по обе стороны от экваториального противотечения. Эти течения неглубокие, распространяются максимально до 200-метровой глубины. Северное течение слабое со скоростью потока около 20 см/сек. Скорость же южного течения может достигать 100 см/сек в районе 3° с.ш и на экваторе.

Течения в Атлантическом океане имеют схожий характер с течениями в Тихом океане, потому что пассаты в Атлантике также сходятся около 5–10° с.ш. Южное экваториальное течение в Атлантическом океане следует в северо-западном направлении вдоль побережья Бразилии, где оно превращается в так называемое Северо-Бразильское течение. В Индийском океане пояс штилей находится в южном полушарии и существует только в период зимы северного полушария. В северном полушарии течения имеют обратное направление под действием муссонов.

Далее расскажем поподробнее об экваториальных течениях.

Экваториальное подповерхностное течение: наблюдения

Всего лишь на глубине нескольких метров в районе экватора существует сильный поток водных масс в восточном направлении – Экваториальное подповерхностное течение, последнее открытие в мире течений Мирового Океана. А вот и история его открытия:

Доказательство существования Экваториального подповрехностного течения в Атлантическом океане было приведено Бухананом, Крюммелем, Пульсом и др. [Neumann, 1960]

Боб Артур в 1960 году обозначил основные аспекты Экваториального подповерхностного течения:

1. поверхностный поток может быть направлен на запад и может иметь скорости 25–75 см/сек;
2. течение меняет свое направление в обратную сторону на глубине от 20 до 40 метров;
3. направленное на восток подповерхностное течение простирается до глубины 400 метров с переносом 30 Sv = 30 Ч 106 m3/s;
4. максимальные скорости потока, направленного на восток (0.50 м/с – 1.50 м/с) возрастают от глубины 100 метров на 140° з.д до глубины 40 метров на 98° з.д., затем уменьшаются;
5. подповерхностное течение имеет симметричный характер в районе экватора и становится тоньше и слабее к 2°с.ш и 2°ю.ш.

В сущности, Тихоокеанское Экваториальное подповерхностное течение является узкой лентой глубиной 0.2 км, шириной 300 км, длиной 13000 км (Рис. 14.4)

Рис. 14.4. Разрезы Экваториального подповерхностного течения в Тихом океане, расчитанные с помощью Модульной Океанической модели путем ассимиляции данных с поверхности (см. §14.5). Разрезы выполнены в среднем для 160° в.д. до 170° в.д. для периода январь 1965 – декабрь 1999. Районы, обозначенные пунктирными линиями – движение воды в западном направлении [Nevin Fuckar].

Экваториальное подповерхностное течение: Теория

Хотя еще нет завершенной теории для этого течения, но у нас есть ясное представление некоторых наиболее важных процессов, происходящих в экваториальной области. Педловский в 1996 году в своей замечательной работе «Экваториальная динамика термоклина: экваториальное противотечение» отметил, что основные динамические балансы, которые мы используем в средних широтах, не работают для экваториальной области.

Около экватора:

1. Параметр Кориолиса очень маленький, стремящийся к нулю на экваторе:

где φ – широта, β = ∂f/∂y ≈ 2Ω/R около экватора и y = Rφ

2. Планетарная завихренность f тоже мала, и адвекция относительной завихренности должна быть учтена. Таким образом, уравнение баланса Свердрупа (11.7) должно быть модифицировано.

3. Уравнения геострофического и вихревого балансов не подходят при условии, если меридиональное расстояние L до экватора составляет О(кв.корень из (U/β)) где β = ∂f/∂y. Если U = 1 m/s, тогда L = 200 км (или 2° широты)., Используя измеренные течения В работе Lagerloe et al., (1999) показали, что течения около экватора могут быть описаны уравнением геострофического баланса для |φ| > 2.2°. Они также показали, что течение, более близкое к экватору, может быть описано с помощью использования β-plane аппроксимации f = βy.

4. Уравнение же геострофического баланса для зональных течений в районе экватора работает хорошо, потому что f и ∂ζ/∂y → 0 как φ → 0, где ζ – это топография поверхости моря.

Апвеллинговые воды вдоль экватора продуцируемые Экмановской подкачкой, не являются частью двухмерного потока в направлении север-юг по меридиану. Напротив, поток является трехмерным. Вода стремится к движению вдоль изопикн (линий постоянной плотности), которые близки к изотермам (Рисунок 14.2). Холодные воды вовлекаемые в противотечение в далекой западной части Тихого океана, затем двигаются в восточном направлении вдоль экватора, где располагаются ближе к поверхности. Отметим, что, например, изотерма 25° располагается в противотечении на глубине порядка 125 метров в западной части Тихого океана на 170° в.д. и в конце концов достигает поверхности на 125° з.д. в восточной части Тихого океана.

Меридиональный геострофический баланс вблизи экватора дает скорости зональных течений, но это не объясняет, что движет противотечением. Очень упрощенная теория противотечения основана на балансе градиентов зонального давления вдоль экватора. Ветер гонит воду в западном направлении, продуцируя глубокий термоклин и область теплых вод на западе. На топографию поверхности океана воздействует углубление термоклина, принимая, что поток под термоклином слабый, топографическая поверхность более высокая на западе, .
Следовательно, существует градиент давления восточного направления вдоль экватора в поверхностных слоях до глубины несколько сотен метров. Градиент давления восточного направления на поверхности сбалансирован действием ветра Tx, (слой A на Рис. 14.5), итак: Tx = – p/ x.

14.2 Изменчивая экваториальная циркуляция: Эль-Ниньо