Grenzstrom

Die größten Ozeanwirbel der Welt

Westliche Grenzströme sind warme, tiefe, schmale und schnell fließende Ströme, die sich an der Westseite von Ozeanbecken aufgrund der westlichen Intensivierung bilden. Sie transportieren warmes Wasser aus den Tropen polwärts. Beispiele sind der Golfstrom, der Agulhasstrom und der Kuroshio.

Westliche IntensivierungBearbeiten

Die westliche Intensivierung bezieht sich auf den westlichen Arm einer ozeanischen Strömung, insbesondere eines großen Wirbels in einem solchen Becken. In den Tropen wehen die Passatwinde westwärts. Die Westwinde wehen in den mittleren Breiten ostwärts. Dies führt zu einer Belastung der Meeresoberfläche mit einer Krümmung in der nördlichen und südlichen Hemisphäre, die den Sverdrup-Transport in Richtung Äquator (zu den Tropen) verursacht. Aufgrund der Massenerhaltung und der Erhaltung der potenziellen Wirbelstärke wird dieser Transport durch eine schmale, intensive polwärts gerichtete Strömung ausgeglichen, die entlang der westlichen Küste fließt, so dass die durch die Küstenreibung eingebrachte Wirbelstärke den Wirbelstärkeeintrag des Windes ausgleichen kann. Der umgekehrte Effekt gilt für die polaren Wirbel – das Vorzeichen der Windlastkurve und die Richtung der daraus resultierenden Strömungen sind umgekehrt. Die Hauptströmungen auf der Westseite (z. B. der Golfstrom im Nordatlantik) sind stärker als die entgegengesetzten Strömungen (z. B. der Kalifornienstrom im Nordpazifik). Die Mechanik wurde von dem amerikanischen Ozeanographen Henry Stommel deutlich gemacht.

Im Jahr 1948 veröffentlichte Stommel seine Schlüsselarbeit in den Transactions, American Geophysical Union: „The Westward Intensification of Wind-Driven Ocean Currents“ (Die westwärts gerichtete Intensivierung windgetriebener Meeresströmungen), in der er ein einfaches, homogenes, rechteckiges Ozeanmodell verwendete, um die Stromlinien und Oberflächenhöhenkonturen für einen Ozean in einem nicht rotierenden Rahmen, einen Ozean, der durch einen konstanten Coriolis-Parameter gekennzeichnet ist, und schließlich ein reales Ozeanbecken mit einem sich in der Breite verändernden Coriolis-Parameter zu untersuchen. Bei dieser einfachen Modellierung wurden die wichtigsten Faktoren berücksichtigt, die die ozeanische Zirkulation beeinflussen:

• Oberflächenwindspannung
• Bodenreibung
• eine variable Oberflächenhöhe, die zu horizontalen Druckgradienten führt
• der Coriolis-Effekt.

Dabei nahm er einen Ozean mit konstanter Dichte und Tiefe D + h {\displaystyle D+h}

und sah Meeresströmungen; außerdem führte er einen linearisierten Reibungsterm ein, um die dissipativen Effekte zu berücksichtigen, die den realen Ozean an einer Beschleunigung hindern. Er geht also von den Gleichungen für Impuls und Kontinuität im stationären Zustand aus:

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 \left({\frac {\pi y}{b}}\right)-Ru-g(D+h){\frac {\partial h}{\partial x}}=0\qquad (1)}

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

∂ ∂ x + ∂ ∂ y = 0 ( 3 ) {\displaystyle \qquad \qquad {\frac {\partial }{\partial x}}+{\frac {\partial }{\partial y}}=0\qquad \qquad \qquad (3)}

Hier f {\displaystyle f}

die Stärke der Corioliskraft, R {\displaystyle R}

ist der Bodenreibungskoeffizient, g {\displaystyle g\,\,}

ist die Schwerkraft, und – F cos ( π y b ) {\displaystyle -F\cos \left({\frac {\pi y}{b}}\right)}

ist der Windantrieb. Der Wind weht bei y = 0 {\displaystyle y=0} nach Westen.

und in Richtung Osten bei y = b {\displaystyle y=b}

.

Auf (1) mit ∂ ∂ y {\displaystyle {\frac {\partial }{\partial y}}

und auf (2) mit ∂ ∂ x {\displaystyle {\frac {\partial }{\partial x}}

, subtrahieren und dann (3) verwenden, ergibt v ( D + h ) ( ∂ f ∂ y ) + π F b sin ( π y b ) + R ( ∂ v ∂ x – ∂ u ∂ y ) = 0 ( 4 ) {\displaystyle v(D+h)\left({\frac {f}{\partial y}}\rechts)+{\frac {\pi F}{b}}\sin \left({\frac {\pi y}{b}}\rechts)+R\left({\frac {\partial v}{\partial x}}-{\frac {\partial u}{\partial y}}\right)=0\quad (4)}

Wenn wir eine Stromfunktion ψ {\displaystyle \psi }

und linearisieren, indem wir annehmen, dass D >> h {\displaystyle D>>h}

, Gleichung (4) reduziert sich auf

∇ 2 ψ + α ( ∂ ψ ∂ x ) = γ sin ( π y b ) ( 5 ) {\displaystyle \nabla ^{2}\psi +\alpha \left({\frac {\partial \psi }{\partial x}}\right)=\gamma \sin \left({\frac {\pi y}{b}}\right)\qquad (5)}

Hier

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

und

γ = π F R b {\displaystyle \gamma ={\frac {\pi F}{Rb}}}

Die Lösungen von (5) mit der Randbedingung, dass ψ {\displaystyle \psi }

an den Küstenlinien konstant sind, und für verschiedene Werte von α {\displaystyle \alpha }

, unterstreichen die Rolle der Variation des Coriolis-Parameters mit dem Breitengrad bei der Verstärkung der westlichen Grenzströmungen. Solche Strömungen sind viel schneller, tiefer, schmaler und wärmer als ihre östlichen Gegenstücke.

Bei einem nicht rotierenden Zustand (Coriolis-Parameter Null) und wenn dieser eine Konstante ist, hat die Ozeanzirkulation keine Vorliebe für eine Intensivierung/Beschleunigung in der Nähe der westlichen Grenze. Die Stromlinien zeigen ein symmetrisches Verhalten in alle Richtungen, wobei die Höhenkonturen eine nahezu parallele Beziehung zu den Stromlinien in einem homogen rotierenden Ozean aufweisen. Auf einer rotierenden Kugel schließlich – dem Fall, in dem die Corioliskraft in der Breite variiert – zeigt sich eine deutliche Tendenz zu asymmetrischen Stromlinien, die sich entlang der westlichen Küsten stark bündeln. Mathematisch elegante Abbildungen der Verteilung von Stromlinien und Höhenlinien in einem solchen Ozean, wenn die Strömungen gleichmäßig rotieren, finden sich in der Arbeit.

Sverdrup-Gleichgewicht und Physik der westlichen IntensivierungBearbeiten

Die Physik der westlichen Intensivierung kann durch einen Mechanismus verstanden werden, der zur Aufrechterhaltung des Wirbelgleichgewichts entlang eines Ozeanwirbels beiträgt. Harald Sverdrup war der erste, der vor Henry Stommel versuchte, das Gleichgewicht der mittelozeanischen Wirbel zu erklären, indem er die Beziehung zwischen den Oberflächenwinden und dem Massentransport in der oberen Ozeanschicht betrachtete. Er ging von einer geostrophischen Strömung im Inneren des Ozeans aus, vernachlässigte aber Reibungs- und Viskositätseffekte und nahm an, dass die Zirkulation in einer gewissen Tiefe des Ozeans verschwindet. Dies verhinderte die Anwendung seiner Theorie auf die westlichen Grenzströmungen, da sich später herausstellte, dass irgendeine Form von dissipativem Effekt (Ekman-Schicht am Boden) notwendig war, um eine geschlossene Zirkulation für ein ganzes Ozeanbecken vorherzusagen und der windgetriebenen Strömung entgegenzuwirken.

Sverdrup führte ein Argument der potentiellen Wirbelstärke ein, um die Netto-Innenströmung der Ozeane mit der Windspannung an der Oberfläche und den angeregten planetarischen Wirbelstärkestörungen zu verbinden. So wurde beispielsweise angenommen, dass die Ekman-Konvergenz in den Subtropen (die mit dem Vorhandensein der Passatwinde in den Tropen und der Westwinde in den mittleren Breiten zusammenhängt) zu einer vertikalen Abwärtsgeschwindigkeit und damit zu einer Quetschung der Wassersäulen führt, was den Ozeanwirbel dazu zwingt, sich langsamer zu drehen (durch Drehimpulserhaltung). Dies wird durch eine Abnahme der planetarischen Wirbelstärke erreicht (da relative Wirbelstärkeschwankungen in großen Ozeanzirkulationen nicht signifikant sind), ein Phänomen, das durch eine äquatorial gerichtete, innere Strömung erreicht wird, die den subtropischen Wirbel charakterisiert. Das Gegenteil ist der Fall, wenn eine Ekman-Divergenz induziert wird, die zu einer Ekman-Absorption (Sog) und einer anschließenden Streckung der Wassersäule und einer polwärts gerichteten Rückströmung führt, was für subpolare Wirbel charakteristisch ist.

Diese Rückströmung tritt, wie von Stommel gezeigt, in einer meridionalen Strömung auf, die sich in der Nähe des westlichen Randes eines Ozeanbeckens konzentriert. Zum Ausgleich der durch den Winddruck induzierten Wirbelstromquelle führte Stommel einen linearen Reibungsterm in die Sverdrup-Gleichung ein, der als Wirbelstromsenke fungiert. Mit diesem Reibungswiderstand des Bodenozeans auf die horizontale Strömung konnte Stommel theoretisch eine geschlossene, beckenweite Zirkulation vorhersagen und gleichzeitig die westwärts gerichtete Intensivierung windgetriebener Wirbel und ihre Zuordnung zur Coriolis-Variation mit dem Breitengrad (Beta-Effekt) nachweisen. Walter Munk (1950) führte Stommels Theorie der westlichen Intensivierung weiter aus, indem er einen realistischeren Reibungsterm verwendete und gleichzeitig „die seitliche Dissipation von Wirbelenergie“ betonte. Auf diese Weise reproduzierte er nicht nur Stommels Ergebnisse und damit die Zirkulation eines westlichen Randstroms eines Ozeanwirbels, der dem Golfstrom ähnelt, sondern er zeigte auch, dass sich subpolare Wirbel nördlich der subtropischen entwickeln sollten, die sich in die entgegengesetzte Richtung drehen.

KlimawandelBearbeiten

Beobachtungen zeigen, dass die Erwärmung des Ozeans über den subtropischen westlichen Randströmen 2-3 mal stärker ist als die globale mittlere Erwärmung der Ozeanoberfläche. Die Studie kommt zu dem Schluss, dass die verstärkte Erwärmung auf eine Intensivierung und polwärts gerichtete Verschiebung der westlichen Grenzströme als Nebeneffekt der sich ausweitenden Hadley-Zirkulation im Zuge der globalen Erwärmung zurückzuführen ist. Diese Hotspots der Erwärmung verursachen schwerwiegende ökologische und wirtschaftliche Probleme, wie den raschen Anstieg des Meeresspiegels entlang der Ostküste der Vereinigten Staaten, den Zusammenbruch der Fischerei im Golf von Maine und in Uruguay.