Corrente di confine

I giri oceanici più grandi del mondo

Le correnti di confine occidentali sono correnti calde, profonde, strette e veloci che si formano sul lato occidentale dei bacini oceanici a causa dell’intensificazione occidentale. Portano acqua calda dai tropici verso l’alto. Gli esempi includono la Corrente del Golfo, la Corrente di Agulhas e il Kuroshio.

Intensificazione occidentaleModifica

L’intensificazione occidentale si applica al braccio occidentale di una corrente oceanica, in particolare un grande giro in un tale bacino. Gli alisei soffiano verso ovest ai tropici. I venti occidentali soffiano verso est alle medie latitudini. Questo applica uno stress alla superficie dell’oceano con un ricciolo negli emisferi nord e sud: causando il trasporto Sverdrup verso l’equatore (verso i tropici). A causa della conservazione della massa e della conservazione della vorticità potenziale, questo trasporto è bilanciato da una stretta e intensa corrente verso il polo, che scorre lungo la costa occidentale, permettendo alla vorticità introdotta dall’attrito costiero di bilanciare l’apporto di vorticità del vento. L’effetto inverso si applica ai giri polari – il segno del ricciolo di stress del vento e la direzione delle correnti risultanti sono invertiti. Le principali correnti del lato ovest (come la Corrente del Golfo dell’Oceano Atlantico del Nord) sono più forti di quelle opposte (come la Corrente della California dell’Oceano Pacifico del Nord). La meccanica è stata chiarita dall’oceanografo americano Henry Stommel.

Nel 1948, Stommel ha pubblicato il suo articolo chiave in Transactions, American Geophysical Union: “The Westward Intensification of Wind-Driven Ocean Currents”, in cui utilizzò un semplice modello di oceano rettangolare omogeneo per esaminare le linee di flusso e i contorni di altezza della superficie per un oceano in una struttura non rotante, un oceano caratterizzato da un parametro di Coriolis costante e, infine, un bacino oceanico reale con un parametro di Coriolis variabile in latitudine. In questa semplice modellazione i principali fattori che sono stati presi in considerazione per influenzare la circolazione oceanica sono stati:

• sollecitazione del vento superficiale
• attrito del fondo
• un’altezza superficiale variabile che porta a gradienti di pressione orizzontali
• l’effetto Coriolis.

In questo, ha assunto un oceano di densità e profondità costante D + h {\displaystyle D+h}

vedendo le correnti oceaniche; introdusse anche un termine di attrito linearizzato per rendere conto degli effetti dissipativi che impediscono all’oceano reale di accelerare. Egli parte, quindi, dalle equazioni di quantità di moto e di continuità allo stato stazionario:

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 \sinistra({\frac {\pi y}{b}}destra)-Ru-g(D+h){\frac {\parziale h}{parziale 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 {\parziale h}{\parziale y}=0\qquad \qquad (2)

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

Qui f {displaystyle f}

è la forza della forza di Coriolis, R {\displaystyle R}

è il coefficiente di attrito del fondo, g {displaystyle g\,\\\,}

è la gravità, e – F cos ( π y b ) {displaystyle -F\cos \left({\frac {\pi y}{b}}{right)}

è la forza del vento. Il vento soffia verso ovest a y = 0 {displaystyle y=0}

e verso est a y = b {displaystyle y=b}

.

agendo sulla (1) con ∂ ∂ y {displaystyle {frac {\parziale y}}

e su (2) con ∂ ∂ ∂ x {displaystyle {\frac {\parziale x}}

, sottraendo, e poi usando la (3), si ottiene v ( D + h ) ( ∂ f ∂ y ) + π F b sin ( π y b ) + R ( ∂ v ∂ x – ∂ u ∂ y ) = 0 ( 4 ) {\displaystyle v(D+h)\frac f parziale f}{parziale y} a destra)+{frac {{pi F}{b}}sin \sinistra({frac {pi y}{b} a destra)+R\sinistra({frac {parziale v}{parziale x}-{0\quadro (4)}

Se introduciamo una funzione di flusso ψ {displaystyle \psi }

e linearizziamo assumendo che D >> h {\displaystyle D>>h}

, l’equazione (4) si riduce a

∇ 2 ψ + α ( ∂ ψ ∂ x ) = γ sin ( π y b ) ( 5 ) {\displaystyle \nabla ^{2}psi +\alfa \sinistra(\frac {\frac {\psi parziale \psi }{parziale x}}destra)=\gamma \sin \sin \sin(\frac {\pi y}{b}destra)\qquadro (5)}

Qui

α = ( D R ) ( ∂ f ∂ y ) {displaystyle \alfa = \sinistra({frac {D}{R}}}destra)\sinistra({frac {\frac {\parziale f}{parziale y}} destra)}

e

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

Le soluzioni della (5) con la condizione limite che ψ {displaystyle \psi }

siano costanti sulle linee di costa, e per diversi valori di α {displaystyle \alpha }

, sottolineano il ruolo della variazione del parametro di Coriolis con la latitudine nell’incitare il rafforzamento delle correnti di confine occidentali. Tali correnti sono osservate essere molto più veloci, più profonde, più strette e più calde delle loro controparti orientali.

Per uno stato non rotante (parametro di Coriolis zero) e dove questo è una costante, la circolazione oceanica non ha alcuna preferenza verso l’intensificazione/accelerazione vicino al confine occidentale. Le linee di flusso mostrano un comportamento simmetrico in tutte le direzioni, con i contorni di altezza che dimostrano una relazione quasi parallela alle linee di flusso, in un oceano omogeneamente rotante. Infine, su una sfera rotante – il caso in cui la forza di Coriolis varia latitudinalmente, si trova una tendenza distinta per linee di flusso asimmetriche, con un intenso raggruppamento lungo le coste occidentali. Figure matematicamente eleganti all’interno di modelli della distribuzione delle linee di flusso e dei contorni di altezza in un tale oceano se le correnti ruotano uniformemente possono essere trovate nel documento.

L’equilibrio di Sverdrup e la fisica dell’intensificazione occidentaleModifica

La fisica dell’intensificazione occidentale può essere compresa attraverso un meccanismo che aiuta a mantenere l’equilibrio del vortice lungo un giro dell’oceano. Harald Sverdrup è stato il primo, precedendo Henry Stommel, a tentare di spiegare l’equilibrio della vorticità a metà oceano guardando la relazione tra le forzature del vento in superficie e il trasporto di massa nello strato superiore dell’oceano. Egli assunse un flusso interno geostrofico, trascurando qualsiasi effetto di attrito o viscosità e presumendo che la circolazione svanisca ad una certa profondità nell’oceano. Questo proibiva l’applicazione della sua teoria alle correnti di confine occidentali, poiché una qualche forma di effetto dissipativo (strato di Ekman inferiore) sarebbe stato successivamente dimostrato essere necessario per prevedere una circolazione chiusa per un intero bacino oceanico e per contrastare il flusso guidato dal vento.

Sverdrup introdusse un argomento di vorticità potenziale per collegare il flusso interno netto degli oceani allo stress del vento superficiale e alle perturbazioni di vorticità planetaria incitate. Per esempio, la convergenza di Ekman nelle subtropicali (legata all’esistenza degli alisei ai tropici e dei venti occidentali alle medie latitudini) è stata suggerita per portare ad una velocità verticale verso il basso e quindi, uno schiacciamento delle colonne d’acqua, che successivamente costringe il giro oceanico a girare più lentamente (attraverso la conservazione del momento angolare). Questo si realizza attraverso una diminuzione della vorticità planetaria (poiché le variazioni di vorticità relativa non sono significative nelle grandi circolazioni oceaniche), un fenomeno ottenibile attraverso un flusso interno diretto equatorialmente che caratterizza il giro subtropicale. L’opposto è applicabile quando la divergenza di Ekman è indotta, portando all’assorbimento di Ekman (suzione) e un conseguente allungamento della colonna d’acqua e flusso di ritorno verso il polo, una caratteristica dei gyre subpolari.

Questo flusso di ritorno, come mostrato da Stommel, si verifica in una corrente meridiana, concentrata vicino al confine occidentale di un bacino oceanico. Per bilanciare la fonte di vorticità indotta dalla forzatura del vento, Stommel ha introdotto un termine lineare di attrito nell’equazione di Sverdrup, che funziona come un sink di vorticità. Questa resistenza d’attrito del fondo dell’oceano sul flusso orizzontale ha permesso a Stommel di prevedere teoricamente una circolazione chiusa, estesa a tutto il bacino, dimostrando al contempo l’intensificazione verso ovest dei giri guidati dal vento e la sua attribuzione alla variazione di Coriolis con la latitudine (effetto beta). Walter Munk (1950) implementò ulteriormente la teoria di Stommel sull’intensificazione occidentale utilizzando un termine di attrito più realistico, enfatizzando “la dissipazione laterale dell’energia delle correnti”. In questo modo, non solo ha riprodotto i risultati di Stommel, ricreando così la circolazione di una corrente di confine occidentale di un giro oceanico simile alla corrente del Golfo, ma ha anche dimostrato che i giri sub-polari dovrebbero svilupparsi a nord di quelli subtropicali, girando nella direzione opposta.

Cambiamento climaticoModifica

Le osservazioni indicano che il riscaldamento dell’oceano sulle correnti di confine occidentali subtropicali è 2-3 volte più forte del riscaldamento medio globale dell’oceano in superficie. Lo studio ha scoperto che il maggiore riscaldamento può essere attribuito a un’intensificazione e a uno spostamento verso il polo delle correnti di confine occidentali come effetto collaterale dell’allargamento della circolazione Hadley sotto il riscaldamento globale. Questi punti caldi di riscaldamento causano gravi problemi ambientali ed economici, come il rapido aumento del livello del mare lungo la costa orientale degli Stati Uniti, il collasso della pesca nel Golfo del Maine e in Uruguay.