¿Cuáles son las cinco masas de agua más grandes de los océanos del mundo?

Siguiendo la teoría de la deriva de Ekman, muchos estudiosos simulan las características reales del campo de viento en el océano, teniendo en cuenta el hecho de que la fuerza de Coriolis cambia con la latitud y el efecto de fricción del océano. Se descubrieron diferentes formas de los océanos y se realizaron varios experimentos para estudiar la circulación de los océanos en todo el mundo.

Ya en 1948, H. Stommel estudió la relación de equilibrio entre la tensión de corte turbulenta vertical y la fuerza de Coriolis basándose en la tensión de barlovento de la superficie del mar. Se obtiene la estructura de circulación oceánica uniforme que se muestra en la Figura 5-12. En (a), la fuerza de Coriolis es cero o constante, mientras que en (b), la fuerza de Coriolis aumenta con la latitud. En el experimento, asumió que el océano es un rectángulo con profundidad constante, ubicado en el lado del ecuador, y que la tensión del viento cambia con la latitud. Calculó el campo de flujo bajo tres condiciones de equilibrio diferentes: (1) Cuando la fuerza de Coriolis es cero. , es decir, considere solo la situación de la corriente oceánica cuando la tensión del viento y la tensión cortante turbulenta están equilibradas (2) Cuando la fuerza de Coriolis permanece sin cambios, la situación es similar a (1), es decir, todas las líneas de corriente son simétricas, como se muestra; en (a) en la Figura 5-12 se muestra; (3) Considerando el cambio de la fuerza de Coriolis con la latitud, las líneas de corriente obtenidas son muy similares a una característica principal del campo de flujo marino.

2. Circulación termohalina

La circulación inducida por el viento se produce principalmente en la parte superior del océano. Los ciclos causados ​​por cambios de temperatura y salinidad a menudo se denominan ciclos termohalinos. Relativamente hablando, es dominante en los océanos medio e inferior. La circulación termohalina se mueve lentamente en comparación con la circulación impulsada por el viento, pero es la causa principal de las características de distribución de la temperatura y la sal en las capas medias e inferiores del océano y de la estructura estratificada del océano.

Un modelo relativamente simple para describir la circulación termohalina es considerar las cuencas oceánicas norte y sur como un conjunto de "ollas" superpuestas. Cada "olla" corresponde a una superficie isopicna (estrictamente isopicna). ). El agua fría con alta densidad en las regiones polares se hunde más profundamente a lo largo de la superficie isopicna, mientras que el agua de mar en latitudes medias sólo puede hundirse a profundidades moderadas (Figura 5-14). Por supuesto, la situación en el océano real es mucho más compleja.

A partir del análisis de la estructura termosal en la superficie isopicna se puede determinar el movimiento del agua de mar provocado por la acción termosal. Dado que las características de temperatura y salinidad del agua de aguas profundas dependen de las características de su fuente y de su mezcla con el agua de mar circundante durante su movimiento, se puede rastrear la distribución y las tendencias de las principales características de su fuente para inferir el movimiento y la distribución de la circulación. Este enfoque se llama análisis de la capa central.

Un ejemplo típico es el análisis de la distribución de los derrames del Mediterráneo a través del Océano Atlántico. Debido a la alta salinidad del agua del Mediterráneo (casi 38,0), tiene una alta densidad a pesar de su alta temperatura (casi 13,0°C). El agua cálida y salada del Mediterráneo desbordó el lecho rocoso de Gibraltar, fluyó hacia el Océano Atlántico y comenzó a hundirse. Durante el proceso de hundimiento, se mezcló con agua de mar de temperatura relativamente baja y baja salinidad en el Atlántico nororiental. La gravedad y la flotabilidad del agua mezclada se equilibraron aproximadamente a una profundidad de 1100 m. Continuó extendiéndose en el Atlántico Norte.

Según el análisis de las propiedades del agua de mar, el agua de mar en las profundidades de los océanos del mundo se forma principalmente por el hundimiento del agua de mar superficial. Sus principales fuentes son el Mar de Groenlandia en el Atlántico Norte, el Noruego. Mar y Mar de Weddell en el borde del continente antártico. En el pasado, se pensaba que la velocidad de la circulación en las profundidades marinas formada por la acción termohalina era muy pequeña (unos pocos milímetros por día), pero las observaciones de los últimos años han demostrado que no todas las velocidades de circulación en las profundidades marinas son muy lentas.

G. Wüst señaló en 1935 que, basándose en cálculos del contenido de oxígeno disuelto y de las corrientes geostróficas en las profundidades del Océano Atlántico, existe una zona estrecha a lo largo del lado occidental del océano en el hemisferio sur. Una corriente que se mueve hacia el norte a lo largo del fondo del océano, mientras que en el hemisferio norte hay una corriente que se mueve hacia el sur a lo largo del lado oeste sobre el campo de agua del fondo. Observaciones posteriores de flotadores neutrales confirmaron esta conclusión.

Stormer propuso el modelo de circulación termohalina oceánica. Creía que debido a la conservación del volumen de agua de mar, el hundimiento del agua de mar en latitudes altas conduciría inevitablemente a un movimiento ascendente de agua de mar en el océano. Además de la zona de divergencia en la superficie del mar antártico, que se mencionará más adelante, basándose en el hecho de que la termoclina principal del océano es realmente estable, propuso que el hundimiento del agua de mar es localizado, pero el movimiento ascendente cubre todo el centro del océano. y zona marítima de baja latitud. La razón es que los mares de latitudes bajas tienen un aumento neto de calor anual. Si no se compensa el ascenso del agua fría debajo, la termoclina principal se profundizará.

K. Wiltke (1961) utilizó métodos numéricos para discutir una circulación termohalina meridional. Teniendo en cuenta las corrientes polares entre las capas superior y superficial del océano, el agua de alta densidad en los mares de altas latitudes se hunde y se extiende hacia el ecuador en las capas profundas, y el agua de mar asciende a través de la termoclina principal. A través del estudio del equilibrio térmico de la parte superior del océano, se infiere que la velocidad de ascenso es (1 ~ 5) × 655.

Suponiendo que el transporte de agua promedio es de 45 × 106 m3/s, el período total de circulación termohalina del océano es de aproximadamente 1000 años, el del Atlántico Norte es de aproximadamente 500 años y el del Pacífico Norte es de más de 2000 años.

3. Circulación oceánica mundial y distribución de la masa de agua

1. Circulación horizontal principal de la superficie oceánica superior del mundo

Las características generales de la circulación oceánica superior del mundo pueden ser generado por la teoría de la circulación del viento para explicar. Los patrones de circulación del Pacífico y del Atlántico son similares: tanto el hemisferio norte como el sur tienen una enorme circulación anticiclónica correspondiente a la alta subtropical (en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio norte, en el sentido contrario a las agujas del reloj en el hemisferio sur hay una contracorriente ecuatorial entre ellos); corriente límite occidental en el hemisferio norte de los dos océanos (llamado Océano Atlántico) La Corriente del Golfo (llamada Kuroshio en el Pacífico) es muy fuerte, y las corrientes límite occidental (corriente de Brasil y corriente de Australia Oriental) en el hemisferio sur son muy débiles; hay corrientes frías del norte en los lados occidentales de las cuencas oceánicas en el Pacífico Norte y el Atlántico Norte. Hay una pequeña circulación ciclónica al norte del vórtice principal.

Las diferencias en los patrones de circulación de los océanos se deben a sus diferentes geometrías. En general, el patrón de circulación del Océano Índico Sur es similar al del Pacífico Sur y el Atlántico Sur, mientras que el patrón de circulación del Océano Índico Norte es monzónico, con direcciones de circulación opuestas en invierno y verano. En las aguas de alta latitud del hemisferio sur, debería haber una fuerte corriente circumpolar de oeste a este en relación con el cinturón occidental. Además, hay una corriente de viento circumpolar de este a oeste a lo largo de la costa cerca del continente antártico (Figura 5-15).

(1) Sistema de corrientes ecuatoriales

A los vientos alisios de los dos hemisferios les corresponden la corriente ecuatorial sur y la corriente ecuatorial norte, del oeste, también conocidas como vientos alisios. Se trata de dos derivas relativamente estables impulsadas por el viento causadas por los vientos alisios, y ambas son componentes de las circulaciones ciclónicas gigantes en los hemisferios norte y sur. Entre los vientos alisios del norte y del sur, correspondientes al área ecuatorial sin viento, hay una contracorriente ecuatorial que se mueve hacia el este con una amplitud de flujo de aproximadamente 300 a 500 km. Dado que la ubicación promedio de la zona de calma ecuatorial está entre 3° y 10° N, el flujo de aire ecuatorial norte-sur también es asimétrico con respecto al ecuador. En verano (agosto), el flujo de aire ecuatorial del norte está entre 10° N y 20 ~ 25 N, y el flujo de aire ecuatorial sur está entre 3° N y 20 S. En invierno, está ligeramente hacia el sur.

El flujo de aire ecuatorial se intensifica gradualmente de este a oeste. En el borde de la cuenca oceánica, tanto la contracorriente ecuatorial como los vientos alisios se vuelven más complejos. El sistema de flujo de aire ecuatorial se limita principalmente a la capa superior desde la superficie a 100 ~ 300 m, con una velocidad promedio de 0,25 ~ 0,75 m/s, y hay una fuerte termoclina en la parte inferior. Por encima de la termoclina hay agua superficial cálida y salada bien mezclada con un alto contenido de oxígeno disuelto y un bajo contenido de nutrientes, lo que dificulta la reproducción del plancton. Por lo tanto, tiene las características de alta transparencia del agua de mar y alto color del agua. En resumen, la corriente ecuatorial es un sistema de flujo caracterizado por alta temperatura, alto contenido de sal, alto color del agua y transparencia.

El sistema de corrientes ecuatoriales del Océano Índico está controlado principalmente por el monzón. La dirección del viento en la región ecuatorial es principalmente en la dirección del meridiano y cambia con las estaciones. 165438+El monzón del noreste prevalece de octubre a marzo del año siguiente, y el monzón del suroeste prevalece de mayo a septiembre. Hay una corriente ecuatorial sur al sur de 5 s durante todo el año y una contracorriente ecuatorial al sur del ecuador durante todo el año. La corriente ecuatorial del norte fluye hacia el oeste desde el 11 de junio hasta marzo del año siguiente, cuando prevalece el monzón del noreste. En otras ocasiones, fluye hacia el este bajo la influencia del monzón del suroeste. Puede fusionarse con la contracorriente ecuatorial y es difícil de distinguir.

La zona de contracorriente ecuatorial presenta abundantes precipitaciones y se caracteriza por una temperatura elevada y un bajo contenido de sal en comparación con la zona de corriente ecuatorial. Hay un movimiento ascendente divergente del agua de mar entre ella y la corriente ecuatorial del norte, que transporta agua de mar a baja temperatura y rica en nutrientes hacia arriba, haciendo que el agua sea fértil y propicia para el crecimiento del plancton, por lo que el color y la transparencia del agua son relativamente reducidos.

El Océano Pacífico se encuentra en la región de la Corriente Ecuatorial Sur (en la termoclina debajo del ecuador, hay un flujo de oeste a este que es opuesto a la corriente ecuatorial, llamado corriente subterránea ecuatorial o Corriente de Cromwell). Generalmente distribuido en forma de franja, de unos 200 m de espesor y 300 km de ancho, con una velocidad de flujo máxima de hasta 1,5 m/s. El eje del flujo suele ser consistente con la termoclina. Se encuentra por debajo de los 50 m de profundidad en el océano oriental. por encima de los 200 m en el océano occidental. Obviamente, las corrientes subterráneas ecuatoriales no son causadas directamente por el viento. Existen diferentes opiniones sobre el mecanismo de su formación y mantenimiento. Entre ellos, algunas personas piensan que es causada por la corriente ecuatorial del sur que acumula agua superficial en la costa oeste del océano, lo que hace que la superficie del mar se incline de oeste a este, generando así una fuerza de gradiente de presión hacia el este. Debido a que la fuerza de Coriolis a ambos lados del ecuador es en direcciones opuestas, la corriente subterránea que fluye hacia el este se concentra en ambos lados del ecuador. Esta corriente subterránea se ha encontrado en los océanos Atlántico e Índico.

(2) La corriente límite superior, la Corriente del Golfo y Kuroshio en el oeste.

La corriente límite occidental se refiere a la corriente oceánica que fluye desde latitudes bajas a latitudes altas a lo largo del talud continental en el lado oeste del océano, incluidas la corriente de Kuroshio y la corriente de Australia Oriental en el Pacífico, la Corriente del Golfo. y la Corriente de Brasil en el Océano Atlántico, y la Corriente de Mozambique en el Océano Índico. Forman parte de las principales circulaciones anticiclónicas de los hemisferios norte y sur y son continuación de las corrientes ecuatoriales norte y sur. Por lo tanto, en comparación con el agua de mar costera, tiene las características de alta temperatura, alta salinidad, alto color del agua y alta transparencia de las corrientes ecuatoriales.