Pacyfik. Klimat i właściwości mas wodnych. Strefy klimatyczne oceanów Warunki klimatyczne Oceanu Spokojnego
Pacyfik położone w prawie wszystkich strefach klimatycznych. Większość z nich leży w strefie równikowej, podrównikowej i tropikalnej.
Klimat Oceanu Spokojnego powstaje w wyniku podziału strefowego Promieniowanie słoneczne i cyrkulacja atmosferyczna, a także silny wpływ sezonowy kontynentu azjatyckiego. Prawie wszystko można zidentyfikować w oceanie strefy klimatyczne. Na północy strefa umiarkowana zimą centrum baryczne to minimum ciśnienia aleuckiego, słabo wyrażone w czas letni. Na południu znajduje się antycyklon Północnego Pacyfiku. Wzdłuż równika występuje depresja równikowa (region niskie ciśnienie krwi), który od południa zastępuje antycyklon południowego Pacyfiku. Dalej na południe ciśnienie ponownie spada, a następnie ponownie ustępuje miejsca obszarowi wysokiego ciśnienia nad Antarktydą. Kierunek wiatru kształtuje się zgodnie z położeniem ośrodków ciśnienia. W umiarkowane szerokości geograficzne Na półkuli północnej zimą dominują silne wiatry zachodnie, a latem słabe wiatry południowe. W północno-zachodniej części oceanu zimą powstają północne i północno-wschodnie wiatry monsunowe, które latem zastępują monsuny południowe. Cyklony występujące na frontach polarnych determinują dużą częstotliwość wiatrów sztormowych w strefach umiarkowanych i subpolarnych (szczególnie na półkuli południowej). W subtropikach i tropikach półkuli północnej dominują pasaty północno-wschodnie. W strefie równikowej cały rok Obserwuje się przeważnie spokojną pogodę. W strefach tropikalnych i subtropikalnych półkuli południowej dominuje stabilny pasat południowo-wschodni, silny zimą i słaby latem. W tropikach powstają (głównie latem) silne huragany tropikalne, zwane tajfunami. Zwykle pojawiają się na wschód od Filipin, skąd przemieszczają się na północny zachód i północ przez Tajwan i Japonię i wymierają w pobliżu Morza Beringa. Innym obszarem, z którego powstają tajfuny, są obszary przybrzeżne Oceanu Spokojnego sąsiadujące z Ameryką Środkową. W latach czterdziestych szerokości geograficznej półkuli południowej obserwuje się silne i stałe wiatry zachodnie. Na wysokich szerokościach geograficznych półkuli południowej wiatry podlegają ogólnej cyrkulacji cyklonowej, charakterystycznej dla regionu Antarktyki niskie ciśnienie.
Rozkład temperatury powietrza nad oceanem podlega ogólnej strefowości równoleżnikowej, ale część zachodnia ma więcej ciepły klimat niż wschodni. W strefach tropikalnych i równikowych średnia temperatura powietrza waha się od 27,5°C do 25,5°C. Latem izoterma 25°C w zachodniej części oceanu rozszerza się na północ, na półkuli wschodniej jedynie w niewielkim stopniu, a na półkuli południowej silnie przesuwa się na północ. Przelatując nad rozległymi przestrzeniami oceanu, masy powietrza są intensywnie nasycone wilgocią. Po obu stronach równika w strefie okołorównikowej znajdują się dwa wąskie pasy maksymalnych opadów, wyznaczone izohyetem 2000 mm, a wzdłuż równika wyrażona jest strefa stosunkowo sucha. Na Pacyfiku nie ma strefy zbieżności pasatów północnych i południowych. Pojawiają się dwie niezależne strefy z nadmiarem wilgoci i oddzielająca je strefa stosunkowo sucha. Na wschodzie w strefie równikowej i tropikalnej ilość opadów maleje. Najbardziej suche obszary na półkuli północnej sąsiadują z Kalifornią, na południu z basenami peruwiańskim i chilijskim (na obszarach przybrzeżnych spada mniej niż 50 mm opadów rocznie).
Nad Pacyfikiem powstają pod wpływem czynników planetarnych obejmujących większą część świata. Podobnie jak nad Atlantykiem, w subtropikalnych szerokościach geograficznych obu półkul nad oceanem znajdują się centra stałych maksimów barycznych, w szerokościach równikowych występuje depresja równikowa, w obszarach umiarkowanych i subpolarnych występują obszary niskiego ciśnienia: na północy - sezonowe (zimowe) minimum aleuckie, na południu - część stałego pasa Antarktyki (a dokładniej Antarktyki). Na kształtowanie się klimatu wpływają także centra ciśnienia utworzone nad sąsiednimi kontynentami.
Systemy wiatrowe powstają zgodnie z rozkładem ciśnienie atmosferyczne nad oceanem. Subtropikalne wzloty i obniżenia równikowe determinują działanie pasatów na tropikalnych szerokościach geograficznych. W związku z przesunięciem ośrodków wzlotów Północnego i Południowego Pacyfiku w stronę kontynentów amerykańskich, największe prędkości i stabilność pasatów obserwuje się we wschodniej części Pacyfiku.
Południe wschodnie wiatry przebywają tu aż do 80% czasu rocznego wylęgu, dominują prędkości 6-15 m/s (maksymalnie do 20 m/s). Wiatry północno-wschodnie charakteryzują się nieco mniejszą stabilnością – do 60-70%, a ich prędkość wynosi 6-10 m/s. Pasaty rzadko osiągają siłę sztormową.
Z przejściem związana jest maksymalna prędkość wiatru (do 50 m/s). Cyklony tropikalne- tajfuny.
Częstotliwość cyklonów tropikalnych na Pacyfiku (wg L. S. Minina i N. A. Bezrukov, 1984)
Zazwyczaj tajfuny występują latem i pochodzą z kilku obszarów. Pierwszy obszar położony jest na wschód od Wysp Filipińskich, skąd cyklony tropikalne przemieszczają się w kierunku północno-zachodnim i północnym w kierunku wschodnia Azja i dalej na północny wschód w kierunku Morza Beringa. Co roku tajfuny nawiedzają Filipiny, Japonię, Tajwan, wschodnie wybrzeże Chin i niektóre inne obszary, czemu towarzyszą ulewne deszcze, huraganowe wiatry i fale sztormowe o wysokości do 10–12 m, powodując znaczne zniszczenia i prowadząc do śmierci tysięcy ludzi. ludzi. Inny obszar znajduje się na północny wschód od Australii na Wyspach Nowych Hebrydów, skąd tajfuny przemieszczają się w kierunku Australii i Nowej Zelandii. We wschodniej części oceanu cyklony tropikalne występują rzadko, obszarem ich powstania są obszary przybrzeżne sąsiadujące z Ameryką Środkową. Ścieżki tych huraganów biegną przez obszary przybrzeżne Kalifornii w kierunku Zatoki Alaski.
Na szerokościach równikowych w strefie konwergencji pasatów dominują wiatry słabe i niestabilne, a spokojna pogoda jest bardzo typowa. W umiarkowanych szerokościach geograficznych obu półkul przeważają wiatry zachodnie, szczególnie w południowej części oceanu. To właśnie na średnich szerokościach geograficznych półkuli południowej są najpotężniejsi („ryczące czterdziestki”) i wytrwali. Często występujące cyklony na froncie polarnym determinują powstawanie tutaj wiatrów sztormowych z prędkością ponad 16 m/s i częstotliwością dochodzącą do 40% w okresie jesienno-zimowym. Bezpośrednio u wybrzeży Antarktydy, na dużych szerokościach geograficznych, dominują wiatry wschodnie. W umiarkowanych szerokościach geograficznych półkuli północnej silne wiatry zachodnie zimą ustępują słabym latem.
Północno-zachodni Pacyfik to obszar wyraźnej cyrkulacji monsunowej. Niezwykle silny azjatycki wyż generuje zimą tutaj północne i północno-zachodnie wiatry, niosąc zimne i suche powietrze znad lądu. Latem zastępują je wiatry południowe i południowo-wschodnie, niosące ciepłe i wilgotne powietrze z oceanu na kontynent.
Temperatury powietrza i opady
Duży zasięg Oceanu Spokojnego w kierunku południkowym determinuje istotne różnice międzypołudnikowe parametrów termicznych na powierzchni wody. Nad wodami oceanu wyraźnie widoczna jest równoleżnikowa strefa dystrybucji ciepła.
Maksymalny wysokie temperatury(do 36-38°C) obserwuje się w północnej części zwrotnika na wschód od Morza Filipińskiego oraz na obszarze wybrzeży Kalifornii i Meksyku. Najniższe temperatury występują na Antarktydzie (do - 60°C).
Na rozkład temperatury powietrza nad oceanem istotny wpływ mają kierunki przeważających wiatrów oraz ciepłe i zimne prądy oceaniczne. Ogólnie rzecz biorąc, na niskich szerokościach geograficznych zachodnia część Oceanu Spokojnego jest cieplejsza niż część wschodnia.
Wpływ lądu kontynentów otaczających ocean jest niezwykle duży. Przeważnie równoleżnikowy przebieg izoterm każdego miesiąca ulega zazwyczaj zakłóceniu w strefach kontaktu kontynentów z oceanem, a także pod wpływem przeważających przepływów powietrza i prądów oceanicznych.
Wpływ ten jest niezwykle istotny w rozkładzie temperatury powietrza nad oceanem. Nad południową częścią oceanu jest zimniej niż nad północną. Jest to jeden z przejawów asymetrii biegunowej Ziemi.
Rozkład opadów atmosferycznych podlega również ogólnej strefowości równoleżnikowej.
Największa ilość opadów przypada na równikowo-tropikalną strefę konwergencji pasatów - do 3000 mm rocznie i więcej. Szczególnie obfite są w jej zachodniej części – w rejonie Wysp Sundajskich, Filipin i Nowej Gwinei, gdzie w warunkach niezwykle rozdrobnionego terenu rozwija się potężna konwekcja. Na wschód od Karoliny roczne opady przekraczają 4800 mm. W równikowej „strefie spokojnej” opadów jest znacznie mniej, a na wschodzie w szerokościach równikowych występuje strefa stosunkowo sucha (poniżej 500 mm, a nawet 250 mm rocznie). W umiarkowanych szerokościach geograficznych roczne sumy opadów są znaczne i wynoszą 1000 mm lub więcej na zachodzie i do 2000-3000 mm lub więcej na wschodzie oceanu. Najmniej opadów przypada na obszary subtropikalnych maksimów barycznych, zwłaszcza na ich wschodnich obrzeżach, gdzie przepływ powietrza w dół jest najbardziej stabilny. Ponadto przepływają tu zimne prądy oceaniczne (Kalifornia i Peru), przyczyniając się do rozwoju inwersji. I tak na zachód od Półwyspu Kalifornijskiego spada mniej niż 200 mm, a u wybrzeży Peru i północnego Chile - mniej niż 100 mm opadów rocznie, a na niektórych obszarach powyżej Prądu Peruwiańskiego - 50-30 mm lub mniej . Na dużych szerokościach geograficznych obu półkul, ze względu na słabe parowanie w warunkach niskich temperatur powietrza, ilość opadów jest niewielka - do 500-300 mm rocznie lub mniej.
Rozkład opadów w międzyzwrotnikowej strefie konwergencji jest na ogół równomierny przez cały rok. To samo obserwuje się w subtropikalnych obszarach wysokiego ciśnienia. W obszarze minimum ciśnienia aleuckiego spadają one w tym okresie głównie zimą największy rozwój aktywność cyklonowa. Maksymalne opady zimowe są również typowe dla umiarkowanych i subpolarnych szerokości geograficznych południowego Pacyfiku. W północno-zachodnim regionie monsunowym maksymalne opady występują latem.
Zachmurzenie nad Pacyfikiem w rocznej produkcji osiąga maksymalne wartości w umiarkowanych szerokościach geograficznych. Mgły tworzą się tam najczęściej, szczególnie nad obszarami wodnymi sąsiadującymi z Wyspami Kurylskimi i Aleuty, gdzie ich częstotliwość wynosi ok. okres letni wynosi 30-40%. Zimą prawdopodobieństwo wystąpienia mgły gwałtownie maleje. Mgły są powszechne wzdłuż zachodnich wybrzeży kontynentów w tropikalnych szerokościach geograficznych.
Ocean Spokojny położony jest we wszystkich strefach klimatycznych z wyjątkiem Arktyki.
Właściwości fizykochemiczne wód
Ocean Spokojny jest uważany za najcieplejszy z oceanów Ziemi. Średnia roczna temperatura wód powierzchniowych wynosi 19,1°C (1,8°C wyższa od temperatury i 1,5°C - ). Dzieje się tak za sprawą ogromnej objętości zbiornik wodny- magazynowanie ciepła, duży obszar wodny w najbardziej nagrzanych regionach równikowo-tropikalnych (ponad 50% całości), izolacja Oceanu Spokojnego od zimnego basenu arktycznego. Wpływ Antarktydy na Pacyfik jest również słabszy w porównaniu do Atlantyku i Oceanu Indyjskiego ze względu na jej ogromną powierzchnię.
Rozkład temperatur wód powierzchniowych Oceanu Spokojnego jest zdeterminowany głównie przez wymianę ciepła z atmosferą i cyrkulację mas wodnych. Na otwartym oceanie izotermy zwykle charakteryzują się zmiennością równoleżnikową, z wyjątkiem obszarów, w których prądy transportują wodę w sposób południkowy (lub podwodny). Szczególnie duże odchylenia od strefowości równoleżnikowej w rozkładzie temperatur wód powierzchniowych oceanów obserwuje się wzdłuż wybrzeży zachodnich i wschodnich, gdzie przepływy południkowe (podwodne) zamykają główne obiegi cyrkulacyjne wód Pacyfiku.
Na równikowo-tropikalnych szerokościach geograficznych najwyższe sezonowe i roczne temperatury wody wynoszą 25-29°C, a ich maksymalne wartości (31-32°C) należą do zachodnich rejonów szerokości równikowych. Na niskich szerokościach geograficznych zachodnia część oceanu jest o 2–5°C cieplejsza niż część wschodnia. W rejonach prądów kalifornijskich i peruwiańskich temperatura może być o 12-15°C niższa w porównaniu do wód przybrzeżnych położonych na tych samych szerokościach geograficznych w zachodniej części oceanu. Natomiast w wodach umiarkowanych i subpolarnych półkuli północnej zachodni sektor oceanu jest przez cały rok o 3–7°C zimniejszy niż wschodni sektor. Latem temperatura wody w Cieśninie Beringa wynosi 5-6°C. Zimą izoterma zerowa przechodzi przez środkową część Morza Beringa. Minimalna temperatura wynosi tutaj -1,7-1,8°C. W wodach Antarktyki, gdzie występuje rozległy pływający lód, temperatura wody rzadko wzrasta do 2-3°C. Zimą ujemne temperatury obserwuje się na południe od 60-62° S. w. W umiarkowanych i subpolarnych szerokościach geograficznych południowej części oceanu izotermy mają łagodny przebieg subrównoleżnikowy, nie ma znaczącej różnicy w temperaturach wody między zachodnią i wschodnią częścią oceanu.
Zasolenie i gęstość wód
Rozkład zasolenia w wodach Oceanu Spokojnego jest zgodny z ogólnymi wzorcami. Ogólnie rzecz biorąc, wskaźnik ten na wszystkich głębokościach jest niższy niż na innych głębokościach, co tłumaczy się wielkością oceanu i znaczną odległością centralnych części oceanu od suchych regionów kontynentów. Bilans wodny oceanu charakteryzuje się znaczną przekroczeniem ilości opadów atmosferycznych wraz ze spływem rzecznym nad ilością parowania. Ponadto na Oceanie Spokojnym, w przeciwieństwie do Atlantyku i Indii, na średnich głębokościach nie ma napływu szczególnie zasolonych wód typu Morza Śródziemnego i Morza Czerwonego. Ośrodkami powstawania silnie zasolonych wód na powierzchni Oceanu Spokojnego są subtropikalne regiony obu półkul, ponieważ parowanie tutaj znacznie przekracza ilość opadów.
Obie strefy o dużym zasoleniu (35,5% o na północy i 36,5% o na południu) znajdują się na obu półkulach powyżej 20° szerokości geograficznej. Na północ od 40° N. w. zasolenie spada szczególnie szybko. Na szczycie Zatoki Alaskiej jest to 30-31% o. Na półkuli południowej spadek zasolenia z obszarów podzwrotnikowych na południe ulega spowolnieniu pod wpływem wiatrów zachodnich: do 60° S. w. utrzymuje się na poziomie ponad 34%o, a u wybrzeży Antarktydy spada do 33%o. Odsalanie wody obserwuje się również w regionach równikowo-tropikalnych duża ilość opady atmosferyczne. Pomiędzy ośrodkami zasolenia i odsalania wód na rozkład zasolenia duży wpływ mają prądy. Wzdłuż wybrzeża prądy niosą odsolone wody z dużych szerokości geograficznych na niższe na wschodzie oceanu oraz wody słone w przeciwnym kierunku na zachodzie. Zatem na mapach izohalinowych wyraźnie zaznaczone są „języki” odsolonych wód, które płyną z prądami kalifornijskimi i peruwiańskimi.
Najbardziej ogólnym schematem zmian gęstości wody na Oceanie Spokojnym jest wzrost jej wartości ze stref równikowo-tropikalnych do wysokich szerokości geograficznych. W konsekwencji spadek temperatury od równika do biegunów całkowicie pokrywa spadek zasolenia na całej przestrzeni od tropików po duże szerokości geograficzne.
Tworzenie się lodu na Pacyfiku występuje w regionach Antarktyki, a także w Beringu, Ochockim i Morzu Japońskim (częściowo w Morzu Żółtym, zatokach wschodniego wybrzeża Kamczatki i Hokkaido oraz w Zatoce Alaski) . Rozkład masy lodowej na półkulach jest bardzo nierówny. Jego główna część przypada na region Antarktyki. Na północy oceanu zdecydowana większość pływającego lodu powstałego zimą topi się pod koniec lata. Zimą szybki lód nie osiąga znacznej grubości, a latem zapada się. W północnej części oceanu maksymalny wiek lodu wynosi 4-6 miesięcy. W tym czasie osiąga miąższość 1-1,5 m. U wybrzeży wyspy odnotowano najbardziej wysuniętą na południe granicę pływającego lodu. Hokkaido na 40° N. sh., a u wschodniego brzegu Zatoki Alaski – na 50° N. w.
Średnie położenie granicy rozkładu lodu przechodzi nad zboczem kontynentalnym. Południowa głębinowa część Morza Beringa nigdy nie zamarza, chociaż znajduje się znacznie na północ od zamarzniętych obszarów Morza Japońskiego i Morza Ochockiego. Praktycznie nie ma usuwania lodu z Oceanu Arktycznego. Wręcz przeciwnie, latem część lodu przenoszona jest z Morza Beringa do Morza Czukockiego. Wiadomo, że w północnej Zatoce Alaski kilka przybrzeżnych lodowców (Malaspina) tworzy małe góry lodowe. Zazwyczaj w północnej części oceanu lód nie stanowi poważnej przeszkody w żegludze oceanicznej. Dopiero w niektórych latach pod wpływem wiatrów i prądów tworzą się „korki” lodowe zamykające cieśniny żeglowne (Tatarski, La Perouse itp.).
W południowej części oceanu przez cały rok występują duże masy lodu, a wszystkie jego rodzaje rozciągają się daleko na północ. Nawet latem krawędź pływającego lodu pozostaje średnio na wysokości około 70° S. sh., aw niektóre zimy szczególnie trudne warunki lód rozciąga się do 56-60° S. w.
Pod koniec zimy pływający lód morski osiąga grubość 1,2-1,8 m. Nie ma już czasu na dalszy wzrost, ponieważ prądy niosą go na północ do cieplejszych wód i ulegają zniszczeniu. Na Antarktydzie nie ma wieloletniego paku lodowego. Potężne czapy lodowe Antarktydy powodują powstawanie licznych gór lodowych sięgających 46–50° S. w. Docierają najdalej na północ we wschodniej części Oceanu Spokojnego, gdzie pojedyncze góry lodowe znaleziono na prawie 40° S. w. Średni rozmiar gór lodowych Antarktyki wynosi 2-3 km długości i 1-1,5 km szerokości. Rekordowe wymiary - 400×100 km. Wysokość części powierzchniowej waha się od 10-15 m do 60-100 m. Głównymi obszarami występowania gór lodowych są morza Rossa i Amundsena z ich dużymi szelfami lodowymi.
Istotnym czynnikiem są procesy tworzenia się i topnienia lodu reżim hydrologiczny masy wodne rejonów położonych na dużych szerokościach geograficznych Oceanu Spokojnego.
Dynamika wody
Określa się przede wszystkim specyfikę cyrkulacji nad obszarem wodnym i przyległymi częściami kontynentów ogólny schemat prądy powierzchniowe na Pacyfiku. Podobne i genetycznie powiązane systemy cyrkulacji powstają w atmosferze i oceanie.
Podobnie jak na Atlantyku, na Oceanie Spokojnym powstają północne i południowe subtropikalne cyrkulacje prądów antycyklonowych oraz cyrkulacja cyklonowa w północnych umiarkowanych szerokościach geograficznych. Ale w przeciwieństwie do innych oceanów, istnieje silny, stabilny przeciwprąd wiatrów międzybranżowych, który wraz z północnymi i południowymi prądami wiatrów handlowych tworzy dwa wąskie cyrkulacje tropikalne na równikowych szerokościach geograficznych: północny - cykloniczny i południowy - antycykloniczny. U wybrzeży Antarktydy, pod wpływem wiatrów ze składnikiem wschodnim wiejącym z lądu, powstaje Prąd Antarktyczny. Oddziałuje z prądem Wiatrów Zachodnich i tutaj powstaje kolejna cyrkulacja cyklonowa, szczególnie dobrze wyrażona w Morzu Rossa. Zatem na Oceanie Spokojnym, w porównaniu do innych oceanów, najbardziej wyraźny jest dynamiczny układ wód powierzchniowych. Strefy zbieżności i rozbieżności mas wody związane są z cyrkulacjami.
U zachodnich wybrzeży północy i Ameryka Południowa na tropikalnych szerokościach geograficznych, gdzie przepływ wód powierzchniowych przez prądy kalifornijskie i peruwiańskie jest wspomagany przez stabilne wiatry wzdłuż wybrzeża, upwelling jest najbardziej wyraźny.
Ważną rolę w obiegu wód Oceanu Spokojnego odgrywa podpowierzchniowy Cromwell, który jest potężnym strumieniem poruszającym się pod południowym prądem wiatrowym na głębokości 50-100 m lub więcej z zachodu na wschód i kompensującym straty wody niesionej przez pasaty we wschodniej części oceanu.
Długość prądu wynosi około 7000 km, szerokość - około 300 km, prędkość - od 1,8 do 3,5 km/h. Średnia prędkość większości głównych prądów powierzchniowych wynosi 1-2 km/h, prądy Kuroshio i peruwiański do 3 km/h, największy przepływ wody mają prądy północnego i południowego pasatu - 90-100 mln m 3 /s , Kuroshio niesie 40-60 mln m 3 /s (dla porównania Prąd Kalifornijski wynosi 10-12 mln m 3 /s).
Pływy na większości Pacyfiku mają charakter nieregularny, półdobowy. W południowej części oceanu dominują regularne przypływy półdobowe. Na małych obszarach w równikowej i północnej części akwenu występują codzienne pływy.
Wysokość fale pływoweśrednio 1-2 m, w zatokach Zatoki Alaskiej - 5-7 m, w Zatoce Cooka - do 12 m. Najwyższą wysokość pływów na Pacyfiku zaobserwowano w Zatoce Penzhinskaya (Morze Ochockie) - ponad 13m.
Największe fale wiatru powstają na Pacyfiku (do 34 m). Najbardziej burzliwe strefy to 40-50° N. w. i 40-60° S. sh., gdzie wysokość fali podczas silnych i długotrwałych wiatrów sięga 15-20 m.
Aktywność burzowa jest najbardziej intensywna na obszarze pomiędzy Antarktydą a Nową Zelandią. Na tropikalnych szerokościach geograficznych dominują fale spowodowane pasatami, są one dość stabilne pod względem kierunku i wysokości fal - do 2-4 m. Pomimo ogromnej prędkości wiatru w tajfunach wysokość fal w nich nie przekraczać 10-15 m (ponieważ promień i czas trwania tych cyklonów tropikalnych są małe).
Wyspy i wybrzeża Eurazji w północnej i północno-zachodniej części oceanu, a także wybrzeża Ameryki Południowej są często odwiedzane przez tsunami, które wielokrotnie powodowały tu ciężkie zniszczenia i ofiary w ludziach.
Ocean Spokojny to największy zbiornik wodny na świecie. Rozciąga się od północy planety na południe, docierając do wybrzeży Antarktydy. Największą szerokość osiąga na równiku, w strefie tropikalnej i subtropikalnej. Dlatego klimat Oceanu Spokojnego jest bardziej definiowany jako ciepły, ponieważ jego większość leży w tropikach. W oceanie tym występują zarówno ciepłe, jak i zimne prądy. Zależy to od tego, z jakim kontynentem zatoka sąsiaduje w danym miejscu i jakie przepływy atmosferyczne powstają nad nią.
Wideo: 213 Klimat Pacyfiku
Cyrkulacja atmosferyczna
Pod wieloma względami klimat Oceanu Spokojnego zależy od ciśnienia atmosferycznego, które tworzy się nad nim. W tej części geografowie identyfikują pięć głównych obszarów. Wśród nich znajdują się strefy zarówno wysokiego, jak i niskiego ciśnienia. W strefie podzwrotnikowej na obu półkulach planety nad oceanem tworzą się dwa obszary wysokiego ciśnienia. Nazywa się je Wyżem Północnego Pacyfiku lub Wyżem Hawajskim i Wyżem Południowego Pacyfiku. Im bliżej równika, tym niższe ciśnienie. Zauważamy również, że dynamika atmosfery jest niższa na wschodzie niż na wschodzie. Na północy i południu oceanu powstają dynamiczne niży - odpowiednio Aleuty i Antarktyda. Północna występuje tylko w sezonie zimowym, południowa ze względu na swoje właściwości atmosferyczne jest stabilna przez cały rok.
Wiatry
Czynniki takie jak pasaty w dużym stopniu wpływają na klimat Oceanu Spokojnego. Krótko mówiąc, takie prądy wiatrowe powstają w tropikach i subtropikach na obu półkulach. Od wieków ustanowiony został tam system pasatów, które determinują ciepłe prądy i stabilna temperatura gorącego powietrza. Oddziela je pas równikowego spokoju. Obszar ten jest w większości spokojny, ale czasami zdarzają się słabe wiatry. W północno-zachodniej części oceanu najczęstszymi gośćmi są monsuny. Zimą wiatr wieje z kontynentu azjatyckiego, niosąc ze sobą zimne i suche powietrze. Latem wieje wiatr oceaniczny, który zwiększa wilgotność i temperaturę powietrza. W strefie klimatu umiarkowanego, podobnie jak na całej półkuli południowej, występują silne wiatry. Klimat Pacyfiku na tych obszarach charakteryzuje się tajfunami, huraganami i porywistymi wiatrami. 
Temperatura powietrza
Aby dobrze zrozumieć, jakimi temperaturami charakteryzuje się Ocean Spokojny, z pomocą przyjdzie nam mapa. Widzimy, że ten zbiornik wodny znajduje się we wszystkich strefach klimatycznych, zaczynając od północnej, lodowatej, przechodzącej przez równik, a kończąc na południowej, również lodowatej. Nad powierzchnią całego zbiornika klimat podlega strefowości równoleżnikowej i wiatrom, które w niektórych regionach przynoszą wysokie lub niskie temperatury. Na szerokościach równikowych termometr pokazuje od 20 do 28 stopni w sierpniu, w przybliżeniu takie same wartości obserwuje się w lutym. W umiarkowanych szerokościach geograficznych temperatury w lutym sięgają -25 stopni Celsjusza, a w sierpniu termometr wzrasta do +20. 
Wideo: Ocean Spokojny
Charakterystyka prądów, ich wpływ na temperaturę
Osobliwością klimatu Oceanu Spokojnego jest to, że na tych samych szerokościach geograficznych w tym samym czasie można zaobserwować inną pogodę. Tak to się wszystko układa, bo ocean składa się z różnych prądów, które przynoszą tu z kontynentów ciepłe lub zimne cyklony. Na początek przyjrzyjmy się półkuli północnej. W strefie tropikalnej zachodnia część zbiornika jest zawsze cieplejsza niż wschodnia. Wynika to z faktu, że na zachodzie wody podgrzewają pasaty z Australii Wschodniej. Na wschodzie wody są chłodzone przez prądy peruwiański i kalifornijski. Przeciwnie, w strefie klimatu umiarkowanego wschód jest cieplejszy niż zachód. Tutaj zachodnia część jest chłodzona przez Prąd Kurylski, a wschodnia przez Prąd Alaski. Jeśli weźmiemy pod uwagę półkulę południową, nie znajdziemy znaczącej różnicy między Zachodem a Wschodem. Tutaj wszystko dzieje się naturalnie, ponieważ pasaty i wiatry występujące na dużych szerokościach geograficznych równomiernie rozkładają temperaturę na powierzchni wody. 
Chmury i ciśnienie
Od tego zależy również klimat Oceanu Spokojnego zjawiska atmosferyczne, które powstają nad jednym lub drugim jego obszarem. Rosnące przepływy powietrza obserwuje się na obszarach niżowych, a także na obszarach przybrzeżnych, gdzie występuje teren górzysty. Im bliżej równika, tym mniej chmur gromadzi się nad wodami. W umiarkowanych szerokościach geograficznych zawierają się w 80-70%, w subtropikach - 60-70%, w tropikach - 40-50%, a na równiku tylko 10%.
Opad atmosferyczny
Teraz spójrzmy co pogoda kryje Ocean Spokojny. Mapa stref klimatycznych pokazuje, że najwyższa wilgotność występuje tutaj w strefach tropikalnych i subtropikalnych, które znajdują się na północ od równika. Tutaj ilość opadów wynosi 3000 mm. W umiarkowanych szerokościach geograficznych liczba ta zmniejsza się do 1000-2000 mm. Zauważamy również, że na Zachodzie klimat jest zawsze bardziej suchy niż na Wschodzie. Za najsuchszy region oceanu uważa się strefę przybrzeżną w pobliżu wybrzeży Peru i u wybrzeży Peru. Tutaj, ze względu na problemy z kondensacją, ilość opadów zmniejsza się do 300-200 mm. W niektórych obszarach jest bardzo niski i wynosi tylko 30 mm. 
Wideo: 211 Historia eksploracji Oceanu Spokojnego
Klimat mórz Pacyfiku
W wersji klasycznej powszechnie przyjmuje się, że ten zbiornik wodny ma trzy morza - Morze Japońskie, Morze Beringa i Ochockie. Zbiorniki te są oddzielone od głównego zbiornika wyspami lub półwyspami, sąsiadują z kontynentami i należą do krajów, w tym przypadku Rosji. Ich klimat jest zdeterminowany interakcją oceanu i lądu. Na powierzchni wody w lutym jest około 15-20 poniżej zera, w strefie przybrzeżnej - 4 poniżej zera. Morze Japońskie jest najcieplejsze, więc temperatura tam utrzymuje się w granicach +5 stopni. Najsurowsze zimy występują na północy, gdzie termometr może wskazywać poniżej -30 stopni. Latem morza nagrzewają się średnio do 16-20 stopni powyżej zera. Oczywiście w tym przypadku Ochotsk będzie zimny - +13-16, a Japończycy mogą nagrzać się do +30 lub więcej.
Wideo: przyroda Oceanu Spokojnego, Pacyfik, USA
Wniosek
Ocean Spokojny, będący zasadniczo największym obszarem geograficznym na planecie, charakteryzuje się bardzo zróżnicowanym klimatem. Niezależnie od pory roku, pewne wpływ atmosferyczny, co generuje niskie lub wysokie temperatury, silne wiatry lub całkowitą ciszę.
Uwaga, tylko DZIŚ!Geografia fizyczna kontynentów i oceanów
OCEANY
PACYFIK
Warunki klimatyczne i hydrologiczne Oceanu Spokojnego
Pacyfik rozciąga się pomiędzy 60° szerokości geograficznej północnej i południowej. Na północy jest prawie zamknięty przez ląd Eurazji i Ameryki Północnej, oddzielony od siebie jedynie płytką Cieśniną Beringa o najmniejszej szerokości 86 km, łączącą Morze Beringa na Oceanie Spokojnym z Morzem Czukockim, która jest częścią Oceanu Arktycznego.
Eurazja i Ameryka Północna rozciągają się na południe aż do Zwrotnika Północy w postaci rozległych, masywnych obszarów lądowych, które reprezentują centra formowania się powietrza kontynentalnego, które mogą wpływać na klimat i warunki hydrologiczne sąsiednich części oceanu. Na południe od Zwrotnika Północnego ląd ulega fragmentacji; aż do wybrzeży Antarktydy jego dużymi obszarami lądowymi są tylko Australia na południowym zachodzie oceanu i Ameryka Południowa na wschodzie, zwłaszcza jej dłuższa część między równikiem a 20° Szerokość geograficzna. Na południe od 40° S. Ocean Spokojny wraz z Oceanem Indyjskim i Atlantyckim łączą się w jedną powierzchnię wody, nieprzerywaną dużymi obszarami lądu, nad którą tworzy się powietrze oceaniczne umiarkowanych szerokości geograficznych i do której swobodnie przedostają się masy powietrza antarktycznego.
Sięga Oceanu Spokojnego największa szerokość(prawie 20 tys. km) w przestrzeni tropikalno-równikowej, tj. w tej części, gdzie energia cieplna słońca jest odbierana najintensywniej i regularnie w ciągu roku. Z tego powodu Pacyfik otrzymuje przez cały rok więcej ciepła słonecznego niż inne części oceanów na świecie. A ponieważ rozkład ciepła w atmosferze i na powierzchni wody zależy nie tylko od bezpośredniego rozkładu promieniowania słonecznego, ale także od wymiany powietrza pomiędzy powierzchnią lądu i wody oraz wymiany wody pomiędzy różnymi częściami Oceanu Światowego, jest dość jasne, że równik termiczny nad Oceanem Spokojnym jest przesunięty na półkulę północną i przebiega w przybliżeniu między 5 a 10° szerokości geograficznej północnej, a północna część Oceanu Spokojnego jest ogólnie cieplejsza niż południowa.
Spójrzmy na główne systemy ciśnieniowe, które określają warunki meteorologiczne (aktywność wiatru, opady, temperatura powietrza) oraz reżim hydrologiczny wód powierzchniowych (układy prądowe, temperatura wód powierzchniowych i podpowierzchniowych, zasolenie) Oceanu Spokojnego w ciągu całego roku. Przede wszystkim jest to depresja podrównikowa (strefa spokojna), nieco rozszerzona w kierunku półkuli północnej. Jest to szczególnie widoczne latem na półkuli północnej, kiedy nad silnie rozgrzaną Eurazją, skupioną w dorzeczu rzeki Indus, tworzy się rozległa i głęboka depresja ciśnieniowa. Strumienie niestabilnego pod względem wilgoci powietrza z subtropikalnych ośrodków wysokiego ciśnienia zarówno na półkuli północnej, jak i południowej pędzą w stronę tej depresji. Większą część północnej części Oceanu Spokojnego zajmuje obecnie Wyżyna Północnego Pacyfiku, wzdłuż którego południowych i wschodnich obrzeży wieją monsuny w kierunku Eurazji. Związane są one z intensywnymi opadami deszczu, których ilość zwiększa się w kierunku południowym. Drugi przepływ monsunowy przemieszcza się z półkuli południowej, od strony subtropikalnego pasa wysokiego ciśnienia. Na północnym zachodzie transport zachodni w kierunku Ameryki Północnej jest osłabiony.
Na półkuli południowej, gdzie o tej porze panuje zima, silne wiatry zachodnie niosące powietrze z umiarkowanych szerokości geograficznych pokrywają wody wszystkich trzech oceanów na południe od równoleżnika 40° S. prawie do wybrzeży Antarktydy, gdzie zastępują je wiatry wschodnie i południowo-wschodnie wiejące z kontynentu. Transport zachodni odbywa się na tych szerokościach półkuli południowej latem, ale z mniejszą siłą. Warunki zimowe na tych szerokościach geograficznych charakteryzują się obfitymi opadami atmosferycznymi, burzliwymi wiatrami i wysokimi falami. Na duże ilości Podróżowanie górami lodowymi i pływającym lodem morskim w tej części oceanów świata stwarza ogromne niebezpieczeństwo. Nie bez powodu żeglarze od dawna nazywają te szerokości geograficzne „ryczącymi czterdziestkami”.
Na odpowiednich szerokościach geograficznych półkuli północnej dominującym procesem atmosferycznym jest także transport zachodni, jednak ze względu na to, że ta część Pacyfiku jest zamknięta lądem od północy, zachodu i wschodu, zimą sytuacja meteorologiczna jest tam nieco inaczej niż na półkuli południowej. Wraz z transportem zachodnim do oceanu przedostaje się zimne i suche powietrze kontynentalne z Eurazji. Bierze udział w zamkniętym systemie Niżu Aleuckiego, który tworzy się nad północną częścią Oceanu Spokojnego, ulega przemianom i jest przenoszony przez południowo-zachodnie wiatry do wybrzeży Ameryki Północnej, pozostawiając obfite opady w strefie przybrzeżnej i na zboczach Kordyliera Alaski i Kanady.
Systemy wiatrowe, wymiana wody, cechy topografii dna oceanu, położenie kontynentów i zarys ich wybrzeży wpływają na powstawanie powierzchniowych prądów oceanicznych, a to z kolei determinuje wiele cech reżimu hydrologicznego. Na Oceanie Spokojnym, jego rozległych rozmiarach w przestrzeni międzytropikalnej, występuje potężny system prądów generowanych przez pasaty z półkuli północnej i południowej. Zgodnie z kierunkiem ruchu pasatów wzdłuż równikowych obrzeży maksimów północnego i południowego Pacyfiku, prądy te przemieszczają się ze wschodu na zachód, osiągając szerokość ponad 2000 km. Północny Prąd Pasatowy oddala się od brzegów Ameryka środkowa na Wyspy Filipińskie, gdzie dzieli się na dwie gałęzie. Południowy częściowo rozciąga się nad morzami międzywyspowymi i częściowo zasila powierzchniowy, międzybranżowy wiatr przeciwprądowy, biegnący wzdłuż równika i na północ od niego, kierując się w stronę przesmyku Ameryki Środkowej. Północna, potężniejsza odnoga Północnego Prądu Pasatowego kieruje się w stronę wyspy Tajwan, a następnie wpływa do Morza Wschodniochińskiego, okrążając wyspy japońskie od wschodu, tworząc potężny system ciepłych prądów w północnej części wybrzeża Ocean Spokojny: to Kuroshio, czyli Prąd Japoński, poruszający się z prędkością od 25 do 80 cm/s. W pobliżu wyspy Kiusiu odgałęzienia Kuroshio, a jedna z odnóg wpływa do Morza Japońskiego pod nazwą Prądu Tsushima, druga wypływa do oceanu i podąża wzdłuż wschodniego wybrzeża Japonii, aż do 40 ° N. szerokość geograficzna. nie jest wypychany na wschód przez zimny przeciwprąd kurylsko-kamczacki, czyli Oyashio. Kontynuacja Kuroshio na wschód nazywana jest Dryfem Kuroshio, a następnie Prądem Północno-Pacyfiku, który płynie w kierunku wybrzeży Ameryki Północnej z prędkością 25-50 cm/s. We wschodniej części Oceanu Spokojnego, na północ od 40. równoleżnika, Prąd Północno-Pacyfikowy rozgałęzia się w ciepły Prąd Alaski, kierując się w stronę wybrzeży południowej Alaski, i zimny Prąd Kalifornijski. Ten ostatni, podążając wzdłuż wybrzeża kontynentu, na południe od zwrotnika, wpada do Północnego Prądu Pasatowego, zamykając północny wir Oceanu Spokojnego.
Na większości Pacyfiku na północ od równika występują wysokie temperatury wód powierzchniowych. Ułatwia to duża szerokość oceanu w przestrzeni międzytropikalnej, a także system prądów, które przenoszą ciepłe wody Północnego Prądu Pasatowego na północ wzdłuż wybrzeża Eurazji i sąsiednich wysp.
Północny Prąd Wiatru Pasatowego Przez cały rok niesie ze sobą wodę o temperaturze 25...29°C. Wysokie temperatury wód powierzchniowych (do głębokości około 700 m) utrzymują się w Kuroshio do prawie 40° szerokości geograficznej północnej. (27...28°C w sierpniu i do 20°C w lutym), a także w obrębie Prądu Północnego Pacyfiku (18...23°C w sierpniu i 7...16°C w lutym). Znaczący wpływ chłodzący na północny wschód od Eurazji aż na północ od Wysp Japońskich wywiera zimny Prąd Kamczacko-Kurylski pochodzący z Morza Beringa, który zimą jest intensyfikowany przez zimne wody pochodzące z Morza Ochockiego. Z roku na rok jego moc zmienia się znacznie w zależności od surowości zim na Morzu Beringa i Ochockim. Obszar Wysp Kurylskich i Hokkaido jest jednym z niewielu na północnym Pacyfiku, gdzie zimą występuje lód. Na 40° szerokości geograficznej północnej napotykając Prąd Kuroshio, Prąd Kurylski zanurza się na głębokość i wpada do Północnego Pacyfiku. Generalnie temperatura wód północnej części Pacyfiku jest wyższa niż w południowej części na tych samych szerokościach geograficznych (5...8°C w sierpniu w Cieśninie Beringa). Częściowo wynika to z ograniczonej wymiany wody z Oceanem Arktycznym ze względu na próg w Cieśninie Beringa.
Południowy pasatowy prąd wiatrowy przemieszcza się wzdłuż równika od wybrzeży Ameryki Południowej na zachód, a nawet dociera na półkulę północną do około 5° szerokości geograficznej północnej. Na obszarze Wysp Moluków rozgałęzia się: większość wody wraz z Północnym Prądem Pasatowym wpływa do systemu Przeciwprądowego Wiatru Międzybranżowego, a druga odnoga penetruje Morze Koralowe i poruszając się wzdłuż wybrzeża Australii, tworzy ciepły Prąd Wschodnio-Australijski, który wpada do prądu u wybrzeży wyspy Tasmania z zachodnimi wiatrami. Temperatura wód powierzchniowych w Południowym Prądzie Wiatrowym wynosi 22...28°C, w Prądzie Wschodnioaustralijskim zimą zmienia się z północy na południe od 20 do 11°C, latem - od 26 do 15°C.
Okołobiegunowa Antarktyka lub zachodni prąd wiatrowy, wpływa do Oceanu Spokojnego na południe od Australii i Nowej Zelandii i przemieszcza się w kierunku subrównoleżnikowym do wybrzeży Ameryki Południowej, gdzie jego główna odnoga odchyla się na północ i przepływając wzdłuż wybrzeży Chile i Peru pod nazwą Prądu Peruwiańskiego, skręca na zachód, łącząc się z południowym pasatem i zamyka wir południowego Pacyfiku. Prąd Peruwiański niesie ze sobą stosunkowo zimne wody i obniża temperaturę powietrza nad oceanem i u zachodnich wybrzeży Ameryki Południowej niemal do równika do 15...20°C.
W dystrybucji zasolenie W wodach powierzchniowych Pacyfiku występują pewne prawidłowości. Przy średnim zasoleniu oceanu wynoszącym 34,5-34,6%o, maksymalne wartości (35,5 i 36,5%o) obserwuje się w strefach intensywnej cyrkulacji pasatów półkuli północnej i południowej (odpowiednio pomiędzy 20 a 30° N oraz 10 a 20 ° S) Wynika to ze zmniejszenia opadów i wzrostu parowania w porównaniu z regionami równikowymi. Do czterdziestych szerokości geograficznych obu półkul w otwartej części oceanu zasolenie wynosi 34-35% o. Zasolenie jest najniższe na dużych szerokościach geograficznych oraz w obszarach przybrzeżnych północnej części oceanu (32-33% o). Jest to spowodowane topnieniem lodu morskiego i gór lodowych oraz odsalaniem powodowanym przez spływ rzek, dlatego też występują znaczne sezonowe wahania w zasoleniu.
Wielkość i konfiguracja największego z oceanów Ziemi, cechy jego powiązań z innymi częściami Oceanu Światowego, a także wielkość i konfiguracja otaczających je obszarów lądowych oraz związane z nimi kierunki procesów cyrkulacyjnych w utworzonej atmosferze szereg funkcji Ocean Spokojny: średnie roczne i sezonowe temperatury jego wód powierzchniowych są wyższe niż w innych oceanach; Część oceanu położona na półkuli północnej jest ogólnie znacznie cieplejsza niż część południowa, ale na obu półkulach część zachodnia jest cieplejsza i notuje się w niej więcej opadów niż część wschodnia.
Ocean Spokojny, w większym stopniu niż inne części Oceanu Światowego, jest areną powstawania procesu atmosferycznego zwanego tropikalnym cyklony lub huragany. Są to wiry o małej średnicy (nie większej niż 300-400 km) i dużej prędkości (30-50 km/h). Tworzą się wewnątrz strefa tropikalna pasaty zbiegają się z reguły latem i jesienią półkuli północnej i przemieszczają się najpierw zgodnie z kierunkiem przeważających wiatrów, z zachodu na wschód, a następnie wzdłuż kontynentów na północ i południe. Do powstawania i rozwoju huraganów potrzebna jest ogromna ilość wody podgrzanej z powierzchni do co najmniej 26 ° C oraz energia atmosferyczna, która nadałaby ruch do przodu powstałemu cyklonowi atmosferycznemu. Charakterystyka Oceanu Spokojnego (w szczególności jego wielkość, szerokość w przestrzeni międzyzwrotnikowej oraz maksymalne temperatury wód powierzchniowych dla Oceanu Światowego) stwarzają nad jego wodami warunki sprzyjające powstawaniu i rozwojowi cyklonów tropikalnych.
Przepływowi cyklonów tropikalnych towarzyszy katastrofalne wydarzenia: wiatry o niszczycielskiej sile, silne fale na otwartym morzu, ulewne opady deszczu, zalanie równin na przyległych terenach, powodzie i zniszczenia prowadzące do poważnych katastrof i ofiar śmiertelnych. Przemieszczając się wzdłuż wybrzeży kontynentów, najpotężniejsze huragany wykraczają poza przestrzeń wewnątrztropikalną, przekształcając się w cyklony pozatropikalne, osiągając czasem ogromną siłę.
Główny obszar pochodzenia cyklonów tropikalnych na Oceanie Spokojnym znajduje się na południe od Zwrotnika Północy, na wschód od Wysp Filipińskich. Poruszając się początkowo na zachód i północny zachód, docierają do wybrzeży południowo-wschodnich Chin (w krajach azjatyckich wiry te noszą chińską nazwę „tajfun”) i przemieszczają się wzdłuż kontynentu, zbaczając w stronę Japonii i Wysp Kurylskich.
Gałęzie tych huraganów, odchylone na zachód na południe od zwrotnika, przenikają do mórz międzywyspowych archipelagu Sunda, do północnej części Oceanu Indyjskiego i powodują zniszczenia na nizinach Indochin i Bengalu. Huragany pochodzące z półkuli południowej, na północ od Zwrotnika Południowego, przemieszczają się w kierunku wybrzeży północno-zachodniej Australii. Tam nazywa się ich lokalnie „BILLY-BILLY”. Inne centrum powstawania huraganów tropikalnych na Pacyfiku znajduje się u zachodnich wybrzeży Ameryki Środkowej, pomiędzy Zwrotnikiem Północy a równikiem. Stamtąd huragany pędzą na przybrzeżne wyspy i wybrzeża Kalifornii.
Odchylenia położenia i lokalne różnice w ich granicach spowodowane są charakterystyką podłoża (prądy ciepłe i zimne) oraz stopniem wpływu sąsiadujących kontynentów z rozwijającą się nad nimi cyrkulacją.
Główne cechy Oceanu Spokojnego są określone przez pięć obszarów wysokiego i niskiego ciśnienia. Na subtropikalnych szerokościach geograficznych obu półkul nad Oceanem Spokojnym utrzymują się dwa dynamiczne obszary wysokiego ciśnienia - wzloty północnego Pacyfiku lub hawajskie i południowego Pacyfiku, których centra znajdują się we wschodniej części oceanu. Na szerokościach podrównikowych obszary te oddzielone są stałym dynamicznym obszarem niskiego ciśnienia, silniej rozwiniętym na zachodzie. Na północ i południe od subtropikalnych wzniesień na wyższych szerokościach geograficznych znajdują się dwa niżowiska - Aleucki, skupiony nad Wyspami Aleuckimi i rozciągający się ze wschodu na zachód, w strefie Antarktyki. Pierwszy występuje tylko zimą na półkuli północnej, drugi – przez cały rok.
Subtropikalne wzloty determinują istnienie w tropikalnych i subtropikalnych szerokościach geograficznych Oceanu Spokojnego stabilnego systemu pasatów, składającego się z północno-wschodniego pasatu na półkuli północnej i południowo-wschodniego na półkuli południowej. Strefy wiatrów handlowych są rozdzielone pas równikowy spokój, w którym dominują słabe i niestabilne wiatry z dużą częstotliwością uspokojeń.
Północno-zachodni Pacyfik to wyraźny region monsunowy. Zimą dominuje tu monsun północno-zachodni, przynoszący zimne i suche powietrze z kontynentu azjatyckiego, latem – monsun południowo-wschodni, przynoszący ciepłe i wilgotne powietrze znad oceanu. Monsuny zakłócają cyrkulację pasatów i powodują przepływ powietrza z półkuli północnej na półkulę południową zimą, a latem w przeciwnym kierunku.
Największa siła stałe wiatry występują w umiarkowanych szerokościach geograficznych, a zwłaszcza na półkuli południowej. Częstotliwość burz na półkuli północnej waha się od 5% latem do 30% zimą w umiarkowanych szerokościach geograficznych. Na tropikalnych szerokościach geograficznych stałe wiatry niezwykle rzadko osiągają siłę burzy, ale od czasu do czasu przelatują tu wiatry tropikalne. Najczęściej występują w ciepłej połowie roku na zachodnim Pacyfiku. Na półkuli północnej tajfuny kierują się głównie z obszaru leżącego na wschodzie i północnym zachodzie, na półkuli południowej – z rejonu Nowych Hebrydów i wysp Samoa. We wschodniej części oceanu tajfuny są rzadkie i występują tylko na półkuli północnej.
Dystrybucja powietrza zależy od ogólnej szerokości geograficznej. Średnia temperatura Luty spada z + 26 -I- 28 „C w strefie równikowej do - 20 ° C w cieśninie. Średnia temperatura w sierpniu waha się od +26 - +28°C w strefie równikowej do +5°C w cieśninie.
Schemat spadku temperatury od wysokich szerokości geograficznych na półkuli północnej zostaje zakłócony pod wpływem ciepłych i zimnych prądów oraz wiatrów. Pod tym względem istnieją duże różnice między temperaturami na wschodzie i zachodzie na tych samych szerokościach geograficznych. Z wyjątkiem obszaru sąsiadującego z Azją (głównie rejon mórz marginalnych), w niemal całej strefie tropików i subtropików, czyli w większości oceanu, na zachodzie jest o kilka stopni cieplej niż na wschodzie. Różnica ta wynika z faktu, że w tej strefie zachodnia część Pacyfiku ogrzewana jest przez prądy pasatów (oraz prąd wschodnioaustralijski) i je, natomiast wschodnia część jest chłodzona przez prądy kalifornijski i peruwiański. Natomiast na półkuli północnej zachód jest zimniejszy niż wschód o każdej porze roku. Różnica sięga 10-12° i wynika głównie z faktu, że zachodnia część Pacyfiku jest tu chłodzona zimnem, a wschodnia ogrzewana przez ciepły Prąd Alaski. Na umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych półkuli południowej, pod wpływem wiatrów zachodnich i przewagi we wszystkich porach roku wiatrów ze składową zachodnią, zmiany temperatury zachodzą w sposób naturalny i nie ma istotnej różnicy między wschodem a zachodem.
A opady w ciągu roku są największe na obszarach o niskich temperaturach i w pobliżu wybrzeży górskich, ponieważ na tych i innych obszarach następuje znaczny wzrost przepływów powietrza. W umiarkowanych szerokościach geograficznych zachmurzenie wynosi 70-90, w strefie równikowej 60-70%, w strefach pasatów i subtropikalnych obszarach wysokiego ciśnienia spada do 30-50, a na niektórych obszarach półkuli południowej - do 10%.
Najwięcej opadów występuje w strefie, w której spotykają się pasaty, położonej na północ od równika (między 2-4 a 9 ~ 18° N), gdzie rozwijają się intensywne prądy wznoszące bogatego w wilgoć powietrza. W tej strefie ilość opadów przekracza 3000 mm. W umiarkowanych szerokościach geograficznych ilość opadów wzrasta od 1000 mm na zachodzie do 2000-3000 mm lub więcej na wschodzie.
Najmniej opadów występuje na wschodnich krańcach subtropikalnych obszarów wysokiego ciśnienia, gdzie dominuje downwelling prądy powietrzne i niskie temperatury nie sprzyjają kondensacji wilgoci. Na tych obszarach suma opadów wynosi: na półkuli północnej na zachód od Półwyspu Kalifornijskiego – niecałe 200, na półkuli południowej na zachodzie – poniżej 100, a miejscami nawet poniżej 30 mm. W zachodnich częściach regionów subtropikalnych opady wzrastają do 1500-2000 mm. Na dużych szerokościach geograficznych obu półkul, z powodu słabego parowania w niskich temperaturach, ilość opadów spada do 500-300 mm lub mniej.
Na Pacyfiku mgły powstają głównie w umiarkowanych szerokościach geograficznych. Występują najczęściej na obszarze sąsiadującym z Kurylami i Aleutami, w sezon letni gdy woda jest zimniejsza od powietrza. Częstość występowania wynosi tutaj 30-40 latem, 5-10% lub mniej zimą. Na półkuli południowej w umiarkowanych szerokościach geograficznych częstotliwość mgły w ciągu roku wynosi 5-10%.