Corriente límite

Corriente oceánica con dinámica determinada por la presencia de una línea de costa

Las principales corrientes oceánicas involucradas con el Giro del Pacífico Norte

Las corrientes límite son corrientes oceánicas cuya dinámica está determinada por la presencia de una línea de costa y se dividen en dos categorías distintas: corrientes límite occidentales y corrientes límite orientales .

Corrientes limítrofes orientales

Las corrientes limítrofes orientales son relativamente poco profundas, anchas y de flujo lento. Se encuentran en el lado oriental de las cuencas oceánicas (adyacentes a las costas occidentales de los continentes). Las corrientes limítrofes orientales subtropicales fluyen hacia el ecuador, transportando agua fría desde latitudes más altas a latitudes más bajas; algunos ejemplos son 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 de las corrientes limítrofes orientales, lo que las convierte en áreas productivas del océano.

Corrientes limítrofes occidentales

Los giros oceánicos más grandes del mundo

Las corrientes limítrofes occidentales pueden dividirse en corrientes limítrofes occidentales subtropicales o de baja latitud . Las corrientes limítrofes occidentales subtropicales son corrientes cálidas, profundas, estrechas y de flujo rápido que se forman en el lado oeste de las cuencas oceánicas debido a la intensificación occidental . Llevan agua cálida desde los trópicos hacia los polos. Algunos ejemplos son la corriente del Golfo , la corriente de Agulhas y la corriente de Kuroshio . Las corrientes limítrofes occidentales de baja latitud son similares a las corrientes limítrofes occidentales subtropicales, pero llevan agua fría desde los subtrópicos hacia el ecuador. Algunos ejemplos son 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 , en particular 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, causando 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 los polos, que fluye a lo largo de la costa occidental, lo que permite 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 fue aclarada por 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 simple, homogéneo y rectangular 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 se tuvieron en cuenta para influir en la circulación oceánica fueron:

• estrés del viento superficial
• fricción inferior
• Una altura de superficie variable que genera gradientes de presión horizontales
• El efecto Coriolis .

En este trabajo, Stommel supuso un océano de densidad y profundidad constantes , teniendo en cuenta las corrientes oceánicas; también introdujo un término linealizado, de fricción, para tener en cuenta los efectos disipativos que impiden que el océano real se acelere. Por tanto, parte de las ecuaciones de momento y continuidad 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 se muestra la fuerza de Coriolis, el coeficiente de fricción del fondo, la gravedad y la fuerza del viento. El viento sopla hacia el oeste en y hacia el este en . ${\displaystyle f}$ ${\displaystyle R}$ ${\displaystyle g\,\,}$ ${\displaystyle -F\cos \left({\frac {\pi y}{b}}\right)}$ ${\displaystyle y=0}$ ${\displaystyle y=b}$

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 suponiendo 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 condición de contorno que sea constante en las líneas de costa, y para diferentes valores de , enfatizan el papel de la variación del parámetro de Coriolis con la latitud en la incitación al fortalecimiento de las corrientes limítrofes occidentales. Se observa que dichas corrientes son mucho más rápidas, más profundas, más estrechas y más cálidas que sus contrapartes orientales. ${\displaystyle \psi }$ ${\displaystyle \alpha }$

En un estado no rotatorio (parámetro de Coriolis cero) y donde este es una 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, con los contornos de altura demostrando una relación casi paralela a las líneas de corriente, en un océano que rota homogéneamente. Finalmente, en una esfera rotatoria - el caso donde la fuerza de Coriolis es latitudinalmente variable, se encuentra una tendencia clara hacia 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 los modelos de la distribución de líneas de corriente y contornos de altura en un océano de este tipo si las corrientes rotan uniformemente.

El equilibrio de Sverdrup y la física de la intensificación occidental

La física de la intensificación occidental puede entenderse a través de un mecanismo que ayuda a mantener el equilibrio de vórtices a lo largo de un giro oceánico. Harald Sverdrup fue el primero, antes que Henry Stommel, en intentar explicar el equilibrio de vorticidad en medio del océano analizando la relación entre las fuerzas del viento en la superficie y el transporte de masa dentro de la capa superior del océano. Supuso un flujo interior geostrófico, al tiempo que descuidaba los efectos de fricción o viscosidad y suponía que la circulación se desvanece a cierta profundidad en el océano. Esto prohibía la aplicación de su teoría a las corrientes limítrofes 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 incitadas. 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) conduce 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 (a través de la conservación del momento angular). Esto se logra a través de una disminución de la vorticidad planetaria (ya que las variaciones relativas de la vorticidad no son significativas en las grandes circulaciones oceánicas), un fenómeno alcanzable a través de un flujo interior dirigido ecuatorialmente que caracteriza al giro subtropical. ^[2] Lo opuesto es aplicable cuando se induce la divergencia de Ekman, lo que conduce a la absorción (succión) de Ekman y un estiramiento posterior de la columna de agua y un flujo de retorno hacia los polos, una característica de los giros subpolares.

Este flujo de retorno, como lo demostró Stommel ^[1] , ocurre en una corriente meridional , concentrada cerca del límite occidental de una cuenca oceánica. Para equilibrar la fuente de vorticidad inducida por la fuerza del viento, Stommel introdujo un término de fricción lineal en la ecuación de Sverdrup, que funciona como sumidero de vorticidad. Este arrastre de fricción del fondo oceánico sobre el flujo horizontal le permitió a Stommel predecir teóricamente una circulación cerrada en toda la cuenca, al tiempo que demostraba 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 intensificación occidental de Stommel al utilizar un término de fricción 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 limítrofe occidental de un giro oceánico similar a la corriente del Golfo, sino que también demostró que los giros subpolares deberían desarrollarse hacia el norte de los subtropicales, girando en dirección opuesta.

Cambio climático

Las observaciones indican que el calentamiento del océano sobre las corrientes limítrofes occidentales subtropicales es dos a tres veces más fuerte que el calentamiento superficial medio global del océano. ^[4] Un estudio ^[5] concluye que el aumento del calentamiento puede atribuirse a una intensificación y un desplazamiento hacia los polos de las corrientes limítrofes occidentales como efecto secundario de la ampliación de la circulación de Hadley en el marco del 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 pesca en el golfo de Maine ^[10] y Uruguay. ^[11]

Véase también

• Portal de los océanos

• Transporte de Ekman  : transporte neto de agua superficial perpendicular a la dirección del viento
• Giro oceánico  : cualquier sistema grande 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 las Ciencias Oceánicas. Academic Press. 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 (informe). Vol. 33. JSTOR  87657. PMC  1079064 .
• Thurman, Harold V., Trujillo, Alan P., Introducción a la oceanografía , décima edición. ISBN 0-13-143888-3 

Notas al pie

1. Stommel, Henry (abril de 1948). "La intensificación hacia el oeste de las corrientes oceánicas impulsadas por el viento" (PDF) . Transacciones, American Geophysical Union . 29 (2): 202–206. Código Bibliográfico :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. Academic Press. ISBN 9780080939117.
3. Berger, Wolfgang H.; Noble Shor, Elizabeth (6 de mayo de 2009). Océano: reflexiones sobre un siglo de exploración. University of California Press. ISBN 9780520942547.
4. Wu, L., et al. (2012), "Calentamiento aumentado sobre las corrientes limítrofes 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 limítrofes occidentales subtropicales en un clima en calentamiento", Journal of Geophysical Research: Oceans , 121, 4928–4945, doi:10.1002/2015JC011513.
6. Seager, R., y Simpson, IR (2016). "Corrientes limítrofes occidentales y cambio climático", Journal of Geophysical Research: Oceans , 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 gradientes de temperatura meridional en latitudes medias que avanzan hacia los polos", Journal of Geophysical Research: Atmospheres , 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, et al. (2015), "La lenta adaptación ante el 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 y peligrosas zonas calientes se están extendiendo por todo el mundo - Washington Post". The 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)