Оно достигает северной широты 20°. Указанное понижение становится наиболее глубоким в ноябре - декабре,. В западной части Тихого океана можно осуществлять систематическое слежение за изменениями амплитуды понижения и подъема уровня с помощью приливных мареографов на островах. Между понижением и подъемом уровня обнаруживается струя восточного направления. Экваториальное противотечение. Его скорость зависит от разности давлений между подъемом и понижением.

Течение сильнее всего в сентябре - октябре,. когда разность давлений в зоне от 150° з.д. до 130° в. д. достигает 40 динамических сантиметров и более. В любое время года перенос вод течением возрастает к западу. Более подробное описание его режима можно найти в работе Однако в январе - феврале наблюдается быстрое уменьшение перепада давления между его подъемом и понижением. Сначала оно происходит в центральных районах

Тихого океана, а потом - на его западе. Минимальные значения перепада примерно равны 23 динамическим сантиметрам и достигаются в марте-апреле. Основным элементом, ответственным за асимметрию, является внутритропическая зона конвергенции, расположенная в восточной части Тихого океана примерно на параллели 10° с. ш. В этом районе в атмосферном пограничном слое ярко выражена экмановская конвергенция. Поэтому в океане возникает экмановская дивергенция.

Связанный с ней поток массы одинаков и в атмосфере, и в океане. Около экватора он становится особенно большим, поскольку входящий в знаменатель формулы параметр Кориолиса на экваторе равен нулю. Изменения f могут играть в определении потока такую же важную роль, как и изменения напряжения ветра. Из-за того, что в тропической зоне преобладают восточные пассатные ветры, в ее большей части поток направлен в сторону от экватора. По этой причине на нем возникает подъем воды.

Однако поскольку с расстоянием от экватора f растет, экмановский поток начинает убывать. При этом возникает конвергенция, и экваториальный апвеллинг сменяется опусканием вод. Для того, чтобы компенсировать эту тенденцию в зоне в пределах 15° от экватора, необходимы очень резкие изменения ветра. Они имеются только во внутритропической зоне конвергенции, где опускание вод сильно ослаблено или даже заменяется на их подъем.

В Атлантике наблюдаются аналогичные особенности. (Отметим: если модельное поле ветра, применяемое для расчетов экмановской скорости, характеризуется не очень хорошим разрешением по пространству, то в расчетах может не получиться зона направленной вверх скорости, связанная с ВЗК. При этом модели, которые используют такое поле ветра в качестве движущей силы, не будут воспроизводить противотечения.) Для того чтобы понять, как океан реагирует на подобное воздействие, рассмотрим сначала случай чисто зонального ветра и независящую от долготы реакцию океана.