Grensstroom

s werelds grootste oceaangyres

Westelijke grensstromen zijn warme, diepe, smalle en snelstromende stromingen die zich aan de westkant van oceaanbekkens vormen als gevolg van westelijke intensivering. Ze voeren warm water uit de tropen mee naar de pool. Voorbeelden zijn de Golfstroom, de Agulhasstroom en de Kuroshio.

Westelijke intensiveringEdit

Westelijke intensivering is van toepassing op de westelijke arm van een oceanische stroming, met name een grote gyre in een dergelijk bekken. De passaatwinden waaien westwaarts in de tropen. De westenwinden waaien oostwaarts op midden-latitudes. Dit oefent een spanning uit op het oceaanoppervlak met een krul in noordelijke en zuidelijke hemisferen: waardoor Sverdrup transport evenaarwaarts (naar de tropen) ontstaat. Vanwege behoud van massa en behoud van potentiële vorticiteit wordt dat transport gecompenseerd door een smalle, intense poolwaartse stroming, die langs de westkust stroomt, waardoor de door kustwrijving geïntroduceerde vorticiteit de vorticiteitsinbreng van de wind compenseert. Het omgekeerde effect geldt voor de polaire gyres – het teken van de windstresskrul en de richting van de resulterende stromingen zijn omgekeerd. De belangrijkste stromingen aan de westzijde (zoals de Golfstroom van de Noord-Atlantische Oceaan) zijn sterker dan die daartegenover (zoals de Californische Stroom van de Noord-Pacifische Oceaan). Het mechanisme werd duidelijk gemaakt door de Amerikaanse oceanograaf Henry Stommel.

In 1948 publiceerde Stommel zijn sleutelartikel in Transactions, American Geophysical Union: “The Westward Intensification of Wind-Driven Ocean Currents”, waarin hij een eenvoudig, homogeen, rechthoekig oceaanmodel gebruikte om de stroomlijnen en de hoogtecontouren aan het oppervlak te onderzoeken voor een oceaan in een niet-roterend kader, een oceaan die gekenmerkt wordt door een constante Coriolis-parameter en tenslotte een reëel oceaanbekken met een latitudinaal variërende Coriolis-parameter. In deze eenvoudige modellering waren de voornaamste factoren die de oceaancirculatie beïnvloedden:

• windstress aan het oppervlak
• bodemwrijving
• een variabele oppervlaktehoogte die leidt tot horizontale drukgradiënten
• het Coriolis-effect.

Hij ging daarbij uit van een oceaan met een constante dichtheid en diepte D+h {\displaystyle D+h}

met oceaanstromingen; hij introduceerde ook een gelineariseerde, wrijvingsterm om rekening te houden met de dissipatieve effecten die de echte oceaan ervan weerhouden te versnellen. Hij gaat dus uit van de momentum- en continuïteitsvergelijkingen in stationaire toestand:

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}} rechts)-Ru-g(D+h){\frac {\frac {\partiële h}{partiële 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 {\partieel h}{\partieel y}}=0\qquad \qquad (2)}

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

Hier f {{\displaystyle f}}

de sterkte van de corioliskracht, R {\displaystyle R}

is de wrijvingscoëfficiënt van de bodem, g {\displaystyle g,\,}

is de zwaartekracht, en – F cos ( π y b ) {\displaystyle -F\cos \left({\frac {\pi y}{b}}right)}

is de windforcering. De wind waait naar het westen op y = 0 {\displaystyle y=0}

en naar het oosten op y = b {\displaystyle y=b}

.

Aannemend op (1) met ∂ ∂ y {\displaystyle {\frac {{\partial y}}}

en op (2) met ∂ ∂ x {\displaystyle {\frac {\partial x}}

, aftrekken, en dan met behulp van (3), geeft 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 {\frac {\frac {\frac}{\frac {\frac {\frac {\frac {\frac {\frac}{b}}}}+R\left({\frac {\frac {\frac}{\frac {\frac {\fc}}}}-{{\frac {\partiële u}{\partiële y}}rechts)=0}

Als we een stroomfunctie ψ introduceren {\displaystyle \psi }

en lineariseren door aan te nemen dat D >> h {Displaystyle D>>h}

, reduceert vergelijking (4) tot

∇ 2 ψ + α ( ∂ ψ ∂ x ) = γ sin ( π y b ) ( 5 ) {\displaystyle \nabla ^{2} γsinus γsin γsin γsin γsin γsin γsin γsin y}{b}}}}}(5)}

Hier

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

en

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

De oplossingen van (5) met als randvoorwaarde dat ψ {\displaystyle \psi }

constant zijn op de kustlijnen, en voor verschillende waarden van α {\displaystyle \alpha }

, benadrukken de rol van de variatie van de Coriolisparameter met de breedtegraad bij het aanwakkeren van de westelijke grensstromingen. Dergelijke stromingen blijken veel sneller, dieper, nauwer en warmer te zijn dan hun oostelijke tegenhangers.

Voor een niet-roterende toestand (Coriolis-parameter nul) en waar die een constante is, heeft de oceaancirculatie geen voorkeur voor intensivering/versnelling nabij de westelijke grens. De stroomlijnen vertonen een symmetrisch gedrag in alle richtingen, waarbij de hoogtecontouren een bijna parallelle relatie vertonen met de stroomlijnen, in een homogene roterende oceaan. Tenslotte, op een roterende bol – het geval waar de Coriolis kracht latitudinaal varieert, wordt een duidelijke tendens voor asymmetrische stroomlijnen gevonden, met een intense clustering langs de westelijke kusten. Mathematisch elegante figuren binnen modellen van de verdeling van stroomlijnen en hoogtecontouren in zo’n oceaan als stromingen uniform roteren zijn te vinden in het artikel.

Sverdrup balans en fysica van westelijke intensiveringEdit

De fysica van westelijke intensivering kan worden begrepen door middel van een mechanisme dat helpt de vortex balans langs een oceaan gyre te handhaven. Harald Sverdrup was de eerste, vóór Henry Stommel, die probeerde de vorticiteitsbalans in het midden van de oceaan te verklaren door te kijken naar de relatie tussen de forcings van de oppervlaktewinden en het massatransport in de bovenste oceaanlaag. Hij ging uit van een geostrofische stroming in het binnenste van de oceaan, maar verwaarloosde wrijvings- of viscositeitseffecten en veronderstelde dat de circulatie op een bepaalde diepte in de oceaan ophoudt te bestaan. Dit stond de toepassing van zijn theorie op de westelijke grensstromen in de weg, omdat later zou blijken dat een vorm van dissipatief effect (onderste Ekman laag) noodzakelijk was om een gesloten circulatie voor een geheel oceaanbekken te voorspellen en de door de wind aangedreven stroming tegen te gaan.

Sverdrup introduceerde een potentieel vorticiteitsargument om de netto, inwendige stroming van de oceanen te verbinden met de windspanning aan het oppervlak en de geïnciteerde planetaire vorticiteitsverstoringen. Zo werd bijvoorbeeld Ekman convergentie in de subtropen (gerelateerd aan het bestaan van de passaatwinden in de tropen en de westenwinden in de midden-latitudes) voorgesteld om te leiden tot een neerwaartse verticale snelheid en daardoor een samenpersing van de waterkolommen, die vervolgens de oceaangyre dwingt langzamer te draaien (via behoud van het impulsmoment). Dit wordt bereikt door een afname van de planetaire vorticiteit (omdat relatieve vorticiteitsvariaties niet significant zijn in grote oceaancirculaties), een fenomeen dat kan worden bereikt door een equatoriaal gerichte, interne stroming die kenmerkend is voor de subtropische gyre. Het tegenovergestelde is van toepassing wanneer Ekman divergentie wordt geïnduceerd, leidend tot Ekman absorptie (zuiging) en een daaropvolgende, waterkolom uitrekking en poolwaartse retourstroming, een kenmerk van sub-polaire gyres.

Deze retourstroming, zoals aangetoond door Stommel, treedt op in een meridionale stroming, geconcentreerd nabij de westelijke grens van een oceaanbekken. Om de vorticiteitsbron geïnduceerd door de windstressforcering in evenwicht te brengen, introduceerde Stommel een lineaire wrijvingsterm in de Sverdrup-vergelijking, die als vorticiteitsput fungeert. Deze wrijvingsweerstand van de bodemzee op de horizontale stroming stelde Stommel in staat theoretisch een gesloten, bassin-brede circulatie te voorspellen, terwijl hij de westwaartse intensivering van windgedreven gyres aantoonde en de attributie daarvan aan de Coriolis-variatie met de breedtegraad (beta-effect). Walter Munk (1950) paste Stommels theorie van westelijke intensivering verder toe door een meer realistische wrijvingsterm te gebruiken, terwijl hij de nadruk legde op “de laterale dissipatie van wervel-energie”. Op deze manier reproduceerde hij niet alleen Stommels resultaten, waarmee hij de circulatie van een westelijke grensstroom van een oceaan-gyre nabootste die lijkt op de Golfstroom, maar hij toonde ook aan dat subpolaire gyres zich ten noorden van de subtropische zouden moeten ontwikkelen, draaiend in de tegenovergestelde richting.

KlimaatveranderingEdit

Observaties geven aan dat de opwarming van de oceaan over de subtropische westelijke grensstromen 2 tot 3 maal sterker is dan de wereldgemiddelde opwarming van de oceaan aan het oppervlak. De studie toont aan dat de versterkte opwarming kan worden toegeschreven aan een intensivering en poolwaartse verschuiving van de westelijke grensstromen als neveneffect van de verbreding van de Hadley-circulatie onder invloed van de opwarming van de aarde. Deze opwarmingshaarden veroorzaken ernstige ecologische en economische problemen, zoals de snelle zeespiegelstijging langs de oostkust van de Verenigde Staten en de ineenstorting van de visserij boven de Golf van Maine en Uruguay.