Corrente limite

As maiores giras oceânicas do mundo

Correntes-limite ocidentais são correntes quentes, profundas, estreitas e de fluxo rápido que se formam no lado ocidental das bacias oceânicas devido à intensificação ocidental. Elas transportam água quente dos trópicos em direção ao pólo. Exemplos incluem a Corrente do Golfo, a Corrente das Agulhas, e o Kuroshio.

Intensificação OcidentalEditar

A intensificação Ocidental aplica-se ao braço ocidental de uma corrente oceânica, particularmente um grande giro em tal bacia. Os ventos alísios sopram para oeste, nos trópicos. Os ventos de oeste sopram para leste, a meia latitude. Isto aplica um stress à superfície oceânica com um ondulado nos hemisférios norte e sul: causando o transporte de Sverdrup para o equador (em direção aos trópicos). Por causa da conservação da massa e da potencial conservação da vorticidade, esse transporte é equilibrado por uma corrente estreita e intensa de vértice, que flui ao longo da costa ocidental, permitindo que a vorticidade introduzida pela fricção costeira equilibre a entrada de vorticidade do vento. O efeito inverso aplica-se aos giros polares – o sinal da ondulação da tensão do vento e a direcção das correntes resultantes são invertidos. As principais correntes do lado oeste (como a Corrente do Golfo do Oceano Atlântico Norte) são mais fortes do que as correntes opostas (como a Corrente da Califórnia do Oceano Pacífico Norte). A mecânica foi esclarecida pelo oceanógrafo americano Henry Stommel.

Em 1948, Stommel publicou seu artigo chave em Transactions, American Geophysical Union: “The Westward Intensification of Wind-Driven Ocean Currents”, no qual ele usou um modelo de oceano simples, homogêneo e retangular para examinar as linhas de fluxo e os contornos da altura da superfície de um oceano em uma estrutura não rotativa, um oceano caracterizado por um parâmetro de Coriolis constante e, finalmente, uma bacia oceânica de caso real com um parâmetro de Coriolis latitudinalmente variável. Nesta modelagem simples foram contabilizados os principais fatores que influenciaram a circulação oceânica:

• surface wind stress
• bottom friction
• a variable surface height leading to horizontal pressure gradients
• the Coriolis effect.

Nisto, ele assumiu um oceano de constante densidade e profundidade D + h {\displaystyle D+h}

ver as correntes oceânicas; ele também introduziu um termo linearizado e friccional para explicar os efeitos dissipativos que impedem que o oceano real se acelere. Ele começa, assim, a partir do momentum de estado estacionário e das equações de continuidade:

f ( D + h ) v – F cos ( π y b ) – R u – g ( D + h ) ∂ h ∂ x = 0 ( 1 ) {\displaystyle f(D+h)v-F\cos {\i y}{b}{\i} -Ru-g(D+h){\i} {\i1}ru-g(D+h){\i}=0=qquad (1)}

∂ ∂ x + ∂ ∂ y = 0 ( 3 ) {\i1}displaystyle {\iqquad {\iqquad {\iqquad {\iqquad {\iqquad {\iqquad {\iqquad {\iqquad {\iqquad {\iqquad (3)}

Aqui f {\\i1}displaystyle f

é a força da força de Coriolis, R {\i1}displaystyle R

é o coeficiente de fricção de fundo, g estilo de jogo g,

é a gravidade, e – F cos ( π y b ) estilo de jogo -Fcos esquerda(frac {\i y}{b direita)}

é a força do vento. O vento sopra em direcção ao oeste a y = 0 {\displaystyle y=0}

e em direção ao leste em y = b {\i1}displaystyle y=b}

.

Acting on (1) with ∂ ∂ y {\i1}displaystyle {\i}{\i1}frac {\i}{\i1}parcialmente y}

, subtraindo, e depois usando (3), dá v ( D + h ) ( ∂ f ∂ y ) + π F b sin ( π y b ) + R ( ∂ v ∂ x – ∂ u ∂ y ) = 0 ( 4 ) {\i1}displaystyle v(D+h){\i}left({\i}frac Parcial fração parcial direita fração parcial direita fração parcial x…Parcial u Parcial y

Se introduzirmos uma função Stream ψ {\i1}displaystyle {\i}

e linearizar assumindo que D>> h {\i1}displaystyle D>>h

, equação (4) reduz para

∇ 2 ψ + α ( ∂ ψ ∂ x ) = γ sin ( π y b ) ( 5 ) {\i1}displaystyle \i}nabla esquerda (2) xi + alfa esquerda (2) xi (3) xi (4) xi (4) xi (5)

Aqui

α = ( D R ) ( ∂ f ∂ y ) {\i1}displaystyle {\i}{\i1}alpha =esquerda(frac {\i}{D}{R}}direita)esquerda(frac {\i}(frac {\i}parcial direita){\i}

e

γ = π F R b {\i1}displaystyle {\i}gamma ={\i Frac {\i F}{Rb}}}

As soluções de (5) com condição de limite que ψ {\psi {\psi }

ser constante nas linhas costeiras, e para diferentes valores de α {\i1}displaystyle {\i1}alpha

, enfatiza o papel da variação do parâmetro Coriolis com latitude em incitar o fortalecimento das correntes de fronteira ocidental. Tais correntes são observadas como sendo muito mais rápidas, profundas, estreitas e mais quentes do que as suas contrapartidas orientais.

Para um estado não rotativo (parâmetro de Coriolis zero) e onde isso é uma constante, a circulação oceânica não tem preferência para a intensificação/aceleração perto da fronteira ocidental. As linhas de fluxo apresentam um comportamento simétrico em todas as direções, com os contornos em altura demonstrando uma relação quase paralela com as linhas de fluxo, num oceano de rotação homogênea. Finalmente, numa esfera rotativa – o caso em que a força de Coriolis é latitudinalmente variante, encontra-se uma tendência distinta para linhas de córregos assimétricos, com um intenso aglomerado ao longo das costas ocidentais. Figuras matematicamente elegantes dentro de modelos de distribuição de linhas de fluxo e contornos de altura em tal oceano se as correntes rodarem uniformemente podem ser encontradas no papel.

Equilíbrio do vórtice e física da intensificação ocidentalEditar

A física da intensificação ocidental pode ser entendida através de um mecanismo que ajuda a manter o equilíbrio do vórtice ao longo de um giro oceânico. Harald Sverdrup foi o primeiro, antes de Henry Stommel, a tentar explicar o equilíbrio de vorticidade do médio-oceano olhando para a relação entre os ventos de superfície e o transporte de massa dentro da camada superior do oceano. Ele assumiu um fluxo geostrófico interior, negligenciando qualquer efeito de fricção ou viscosidade e presumindo que a circulação desaparece a alguma profundidade no oceano. Isso proibiu a aplicação de sua teoria às correntes limite oeste, já que alguma forma de efeito dissipativo (camada Ekman inferior) seria mais tarde mostrada como necessária para prever uma circulação fechada para toda uma bacia oceânica e para neutralizar o fluxo impulsionado pelo vento.

Sverdrup introduziu um argumento potencial de vorticidade para conectar a rede, o fluxo interior dos oceanos à tensão do vento de superfície e às incitadas perturbações de vorticidade planetária. Por exemplo, a convergência de Ekman nos sub-tropicais (relacionada à existência dos ventos alísios nos trópicos e os ventos de oeste nas latitudes médias) foi sugerida para levar a uma velocidade vertical descendente e, portanto, a um esmagamento das colunas de água, o que subsequentemente força o giro do oceano a girar mais lentamente (via conservação do momento angular). Isto é conseguido através de uma diminuição da vorticidade planetária (já que variações relativas de vorticidade não são significativas em grandes circulações oceânicas), um fenômeno alcançável através de um fluxo interior equatorialmente dirigido que caracteriza o giro subtropical. O oposto é aplicável quando a divergência de Ekman é induzida, levando à absorção de Ekman (sucção) e a um subseqüente alongamento da coluna d’água e fluxo de retorno para os pólos, uma característica dos giros sub-polares.

Este fluxo de retorno, como mostrado por Stommel, ocorre em uma corrente meridional, concentrada perto do limite oeste de uma bacia oceânica. Para equilibrar a fonte de vorticidade induzida pela força do vento, Stommel introduziu um termo de fricção linear na equação de Sverdrup, funcionando como o afundamento da vorticidade. Este oceano de fundo, o arrasto friccional sobre o fluxo horizontal permitiu a Stommel prever teoricamente uma circulação fechada em toda a bacia, enquanto demonstrava a intensificação para oeste dos giros impulsionados pelo vento e a sua atribuição à variação de Coriolis com a latitude (efeito beta). Walter Munk (1950) implementou ainda mais a teoria de Stommel da intensificação ocidental, usando um termo friccional mais realista, enquanto enfatizava “a dissipação lateral da energia dos Foucault”. Desta forma, ele não só reproduziu os resultados de Stommel, recriando assim a circulação de uma corrente limite ocidental de um giro oceânico parecido com a corrente do Golfo, mas também mostrou que os giros sub-polares devem se desenvolver na direção norte dos subtropicais, girando na direção oposta.

Mudança climáticaEditar

Observações indicam que o aquecimento oceânico sobre as correntes subtropicais da fronteira ocidental é 2-3 vezes mais forte do que o aquecimento global médio da superfície oceânica. O estudo conclui que o aumento do aquecimento pode ser atribuído a uma intensificação e desvio das correntes da fronteira ocidental como um efeito colateral do aumento da circulação de Hadley sob o aquecimento global. Estes focos de aquecimento causam graves problemas ambientais e econômicos, tais como a rápida elevação do nível do mar ao longo da costa leste dos Estados Unidos, o colapso da pesca sobre o Golfo do Maine e Uruguai.