Corriente límite

Corriente oceánica con dinámica determinada por la presencia de costa.

Las principales corrientes oceánicas involucradas en el giro del Pacífico Norte

Las corrientes fronterizas son corrientes oceánicas con una dinámica determinada por la presencia de una línea costera y se dividen en dos categorías distintas: corrientes fronterizas occidentales y corrientes fronterizas orientales .

Corrientes fronterizas orientales

Las corrientes fronterizas orientales son relativamente poco profundas, amplias y de flujo lento. Se encuentran en el lado oriental de las cuencas oceánicas (adyacentes a las costas occidentales de los continentes). Las corrientes subtropicales de la frontera oriental fluyen hacia el ecuador, transportando agua fría de latitudes más altas a latitudes más bajas; ejemplos incluyen la Corriente de Benguela , la Corriente de Canarias , la Corriente de Humboldt (Perú) y la Corriente de California . Las surgencias costeras a menudo llevan agua rica en nutrientes a las regiones actuales del límite oriental, convirtiéndolas en áreas productivas del océano.

Corrientes fronterizas occidentales

Los giros oceánicos más grandes del mundo

Las corrientes fronterizas occidentales pueden dividirse en corrientes fronterizas occidentales subtropicales o de latitudes bajas . Las corrientes limítrofes occidentales subtropicales son corrientes cálidas, profundas, estrechas y de flujo rápido que se forman en el lado occidental de las cuencas oceánicas debido a la intensificación occidental . Transportan agua cálida desde los trópicos hacia los polos. Los ejemplos incluyen la Corriente del Golfo , la Corriente de Agulhas y la Corriente de Kuroshio . Las corrientes fronterizas occidentales de latitudes bajas son similares a las corrientes fronterizas occidentales subtropicales, pero transportan agua fría desde las zonas subtropicales hacia el ecuador. Los ejemplos incluyen la corriente de Mindanao y la corriente del norte de Brasil .

Intensificación occidental

La intensificación occidental se aplica al brazo occidental de una corriente oceánica , particularmente a un gran giro en dicha cuenca . Los vientos alisios soplan hacia el oeste en los trópicos. Los vientos del oeste soplan hacia el este en latitudes medias. Esto aplica una tensión a la superficie del océano con una curvatura en los hemisferios norte y sur, lo que provoca el transporte de Sverdrup hacia el ecuador (hacia los trópicos). Debido a la conservación de la masa y de la vorticidad potencial , ese transporte se equilibra con una corriente estrecha e intensa hacia el polo, que fluye a lo largo de la costa occidental, permitiendo que la vorticidad introducida por la fricción costera equilibre la entrada de vorticidad del viento. El efecto inverso se aplica a los giros polares: el signo de la curvatura de la tensión del viento y la dirección de las corrientes resultantes se invierten. Las principales corrientes del lado oeste (como la Corriente del Golfo del Océano Atlántico Norte ) son más fuertes que las opuestas (como la Corriente de California del Océano Pacífico Norte ). La mecánica la dejó clara el oceanógrafo estadounidense Henry Stommel .

En 1948, Stommel publicó su artículo clave en Transactions, American Geophysical Union : "The Westward Intensification of Wind-Driven Ocean Currents", ^[1] en el que utilizó un modelo oceánico rectangular simple, homogéneo para examinar las líneas de corriente y los contornos de altura de la superficie. para un océano en un marco no giratorio, un océano caracterizado por un parámetro de Coriolis constante y, finalmente, una cuenca oceánica de caso real con un parámetro de Coriolis que varía latitudinalmente. En este modelo simple, los principales factores que influyeron en la circulación oceánica fueron:

• estrés del viento en la superficie
• fricción inferior
• una altura de superficie variable que conduce a gradientes de presión horizontales
• el efecto Coriolis .

En esto, Stommel asumió un océano de densidad y profundidad constantes al ver las corrientes oceánicas; También introdujo un término de fricción linealizado para explicar los efectos disipativos que impiden que el océano real se acelere. Así, parte de las ecuaciones de continuidad y momento en estado estacionario: ${\displaystyle D+h}$

${\displaystyle f(D+h)v-F\cos \left({\frac {\pi y}{b}}\right)-Ru-g(D+h){\frac {\partial h}{\partial x}}=0\qquad (1)}$

${\displaystyle \quad -f(D+h)u-Rv-g(D+h){\frac {\partial h}{\partial y}}=0\qquad \qquad (2)}$

${\displaystyle \qquad \qquad {\frac {\partial [(D+h)u]}{\partial x}}+{\frac {\partial [(D+h)v]}{\partial y}}=0\qquad \qquad \qquad (3)}$

Aquí está la intensidad de la fuerza de Coriolis, el coeficiente de fricción del fondo, la gravedad y el forzamiento del viento. El viento sopla del oeste a las y del este a las . ${\displaystyle f}$ ${\displaystyle R}$ ${\displaystyle g\,\,}$ ${\displaystyle -F\cos \left({\frac {\pi y}{b}}\right)}$ ${\displaystyle y=0}$ ${\displaystyle y=b}$

Actuando sobre (1) con y sobre (2) con , restando y luego usando (3), se obtiene ${\displaystyle {\frac {\partial }{\partial y}}}$ ${\displaystyle {\frac {\partial }{\partial x}}}$

${\displaystyle v(D+h)\left({\frac {\partial f}{\partial y}}\right)+{\frac {\pi F}{b}}\sin \left({\frac {\pi y}{b}}\right)+R\left({\frac {\partial v}{\partial x}}-{\frac {\partial u}{\partial y}}\right)=0\quad (4)}$

Si introducimos una función Stream y linealizamos asumiendo que , la ecuación (4) se reduce a ${\displaystyle \psi }$ ${\displaystyle D>>h}$

${\displaystyle \nabla ^{2}\psi +\alpha \left({\frac {\partial \psi }{\partial x}}\right)=\gamma \sin \left({\frac {\pi y}{b}}\right)\qquad (5)}$

Aquí

${\displaystyle \alpha =\left({\frac {D}{R}}\right)\left({\frac {\partial f}{\partial y}}\right)}$

y

${\displaystyle \gamma ={\frac {\pi F}{Rb}}}$

Las soluciones de (5) con condiciones de frontera constantes en las costas y para diferentes valores de , enfatizan el papel de la variación del parámetro de Coriolis con la latitud para incitar el fortalecimiento de las corrientes fronterizas occidentales. Se observa que estas corrientes son mucho más rápidas, más profundas, más estrechas y más cálidas que sus contrapartes orientales. ${\displaystyle \psi }$ ${\displaystyle \alpha }$

Para un estado no giratorio (parámetro de Coriolis cero) y donde es constante, la circulación oceánica no tiene preferencia hacia la intensificación/aceleración cerca del límite occidental. Las líneas de corriente exhiben un comportamiento simétrico en todas las direcciones, y los contornos de altura demuestran una relación casi paralela a las líneas de corriente, en un océano que gira homogéneamente. Finalmente, en una esfera en rotación, el caso en el que la fuerza de Coriolis es variante latitudinal, se encuentra una clara tendencia a líneas de corriente asimétricas , con una intensa agrupación a lo largo de las costas occidentales. En el artículo se pueden encontrar figuras matemáticamente elegantes dentro de modelos de la distribución de líneas de corriente y contornos de altura en un océano de este tipo si las corrientes giran uniformemente.

Equilibrio de Sverdrup y física de la intensificación occidental.

La física de la intensificación occidental puede entenderse a través de un mecanismo que ayuda a mantener el equilibrio del vórtice a lo largo de un giro oceánico. Harald Sverdrup fue el primero, precediendo a Henry Stommel, en intentar explicar el equilibrio de vorticidad en medio del océano observando la relación entre los forzamientos del viento en la superficie y el transporte de masa dentro de la capa superior del océano. Supuso un flujo interior geostrófico, ignorando cualquier efecto de fricción o viscosidad y suponiendo que la circulación desaparece a cierta profundidad en el océano. Esto prohibió la aplicación de su teoría a las corrientes fronterizas occidentales, ya que más tarde se demostraría que era necesaria alguna forma de efecto disipativo (capa inferior de Ekman) para predecir una circulación cerrada para toda una cuenca oceánica y contrarrestar el flujo impulsado por el viento.

Sverdrup introdujo un argumento de vorticidad potencial para conectar el flujo interior neto de los océanos con la tensión del viento en la superficie y las perturbaciones de vorticidad planetaria provocadas. Por ejemplo, se sugirió que la convergencia de Ekman en los subtrópicos (relacionada con la existencia de los vientos alisios en los trópicos y los vientos del oeste en las latitudes medias) conducía a una velocidad vertical descendente y, por lo tanto, a un aplastamiento de las columnas de agua. lo que posteriormente obliga al giro oceánico a girar más lentamente (mediante la conservación del momento angular). Esto se logra mediante una disminución de la vorticidad planetaria (ya que las variaciones de vorticidad relativa no son significativas en las grandes circulaciones oceánicas), un fenómeno que se puede lograr a través de un flujo interior dirigido ecuatorialmente que caracteriza el giro subtropical. ^[2] Lo contrario es aplicable cuando se induce la divergencia de Ekman, lo que lleva a la absorción (succión) de Ekman y un posterior estiramiento de la columna de agua y un flujo de retorno hacia el polo, una característica de los giros subpolares.

Este flujo de retorno, como lo muestra Stommel, ^[1] ocurre en una corriente meridional , concentrada cerca del límite occidental de una cuenca oceánica. Para equilibrar la fuente de vorticidad inducida por el esfuerzo del viento, Stommel introdujo un término de fricción lineal en la ecuación de Sverdrup, que funciona como sumidero de vorticidad. Este arrastre por fricción en el fondo del océano sobre el flujo horizontal permitió a Stommel predecir teóricamente una circulación cerrada en toda la cuenca, al tiempo que demostró la intensificación hacia el oeste de los giros impulsados ​​por el viento y su atribución a la variación de Coriolis con la latitud (efecto beta). Walter Munk (1950) implementó aún más la teoría de Stommel sobre la intensificación occidental utilizando un término friccional más realista, al tiempo que enfatizaba "la disipación lateral de la energía de los remolinos". ^[3] De esta manera, no sólo reprodujo los resultados de Stommel, recreando así la circulación de una corriente fronteriza occidental de un giro oceánico parecido a la corriente del Golfo, sino que también demostró que los giros subpolares deberían desarrollarse hacia el norte de los giros subtropicales, girando en dirección opuesta.

Cambio climático

Las observaciones indican que el calentamiento del océano sobre las corrientes fronterizas subtropicales occidentales es de dos a tres veces más fuerte que el calentamiento medio global de la superficie del océano. ^[4] Un estudio ^[5] encuentra que el aumento del calentamiento puede atribuirse a una intensificación y un desplazamiento hacia los polos de las corrientes fronterizas occidentales como efecto secundario de la ampliación de la circulación de Hadley bajo el calentamiento global. ^{[6] [7] [8]} Estos puntos críticos de calentamiento causan graves problemas ambientales y económicos, como el rápido aumento del nivel del mar a lo largo de la costa este de los Estados Unidos, ^[9] el colapso de la pesquería sobre el Golfo de Maine ^[10] y Uruguay. ^[11]

Ver también

• Portal de océanos

• Transporte de Ekman  : transporte neto de agua superficial perpendicular a la dirección del viento
• Giro oceánico  : cualquier gran sistema de corrientes superficiales oceánicas circulantes.
• Equilibrio de Sverdrup  – Relación teórica en oceanografía

Referencias

• Glosario AMS ^{[ enlace muerto permanente ]}
• Profesor Raphael Kudela, UCSC, conferencia OCEA1 Otoño de 2007
• Munk, WH, Sobre la circulación oceánica impulsada por el viento , J. Meteorol., Vol. 7, 1950
• Stewart, R. "11". Circulación oceánica impulsada por el viento. Archivado desde el original el 21 de noviembre de 2011 . Consultado el 8 de diciembre de 2011 . {{cite book}}: |website=ignorado ( ayuda )
• Steele, John H.; et al. (22 de octubre de 2010). Corrientes oceánicas: un derivado de la enciclopedia de ciencias oceánicas. Prensa académica. ISBN 9780080964867.
• Stommel, H., "La intensificación hacia el oeste de las corrientes oceánicas impulsadas por el viento", Transactions American Geophysical Union , vol. 29, 1948
• Sverdrup, Harald (1947). Corrientes impulsadas por el viento en un océano baroclínico; con Aplicación a las Corrientes Ecuatoriales del Pacífico Oriental. Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América (Reporte). vol. 33. JSTOR  87657. PMC  1079064 .
• Thurman, Harold V., Trujillo, Alan P., Introductory Oceanography , décima edición. ISBN 0-13-143888-3 

Notas a pie de página

1. Stommel, Henry (abril de 1948). "La intensificación hacia el oeste de las corrientes oceánicas impulsadas por el viento" (PDF) . Transacciones, Unión Geofísica Estadounidense . 29 (2): 202–206. Código Bib :1948TrAGU..29..202S. doi :10.1029/tr029i002p00202 . Consultado el 27 de agosto de 2012 .
2. Talley, Lynne D; et al. (11 de abril de 2011). Oceanografía Física Descriptiva. Prensa académica. ISBN 9780080939117.
3. Berger, Wolfgang H.; Noble Shor, Elizabeth (6 de mayo de 2009). Océano: reflexiones sobre un siglo de exploración. Prensa de la Universidad de California. ISBN 9780520942547.
4. Wu, L. y col. (2012), "Calentamiento mejorado sobre las corrientes fronterizas occidentales subtropicales globales", Nature Climate Change , 2(3), 161–166.
5. Yang, H., Lohmann, G., Wei, W., Dima, M., Ionita, M. y Liu, J. (2016), "Intensificación y desplazamiento hacia los polos de las corrientes fronterizas occidentales subtropicales en un clima cálido" , Revista de investigación geofísica: océanos , 121, 4928–4945, doi:10.1002/2015JC011513.
6. Seager, R. y Simpson, IR (2016). "Corrientes fronterizas occidentales y cambio climático", Revista de investigación geofísica: océanos , 121, 7212–7214. https://doi.org/10.1002/2016JC012156
7. Seidel, DJ, Fu, Q., Randel, WJ y Reichler, TJ (2008), "Ampliación del cinturón tropical en un clima cambiante", Nature Geoscience , 1 (1), 21-24.
8. Yang, H., Lohmann, G., Lu, J., Gowan, EJ, Shi, X., Liu, J., Wang, Q. (2020), "Expansión tropical impulsada por el avance de la temperatura meridional de latitud media hacia los polos gradientes", Revista de investigación geofísica: atmósferas , 125, e2020JD033158.
9. Yin, J. y Goddard, PB (2013). "Control oceánico de los patrones de aumento del nivel del mar a lo largo de la costa este de los Estados Unidos", Geophysical Research Letters , 40, 5514–5520.
10. Pershing, AJ y col. (2015), "La lenta adaptación frente al rápido calentamiento conduce al colapso de la pesquería de bacalao del Golfo de Maine", Science , 350(6262), 809–812, doi:10.1126/science.aac9819.
11. "Nuevas zonas calientes peligrosas se están extendiendo por todo el mundo - Washington Post". El Washington Post .

enlaces externos

• biofísica.sbg.ac.at (JPG)
• learner.org Archivado el 4 de septiembre de 2011 en Wayback Machine.
• aos.princeton.edu (PDF)