Prąd graniczny

Największe na świecie żyry oceaniczne

Zachodnie prądy graniczne to ciepłe, głębokie, wąskie i szybko płynące prądy, które tworzą się po zachodniej stronie basenów oceanicznych w wyniku intensyfikacji zachodniej. Przenoszą one ciepłą wodę z tropików w kierunku biegunów. Przykłady obejmują Prąd Zatokowy, Prąd Agulhasa i Kuroshio.

Wzmocnienie zachodnieEdit

Wzmocnienie zachodnie odnosi się do zachodniego ramienia prądu oceanicznego, zwłaszcza dużej żyły w takim basenie. Wiatry pasatowe wieją w kierunku zachodnim w tropikach. Wiatry zachodnie wieją w kierunku wschodnim na średnich szerokościach geograficznych. Powoduje to naprężenia na powierzchni oceanu z zakrzywieniem na półkuli północnej i południowej: powodując transport Sverdrupa w kierunku równika (w stronę tropików). Z powodu zachowania masy i zachowania potencjalnej wirowości, transport ten jest równoważony przez wąski, intensywny prąd biegunowy, który płynie wzdłuż zachodniego wybrzeża, pozwalając, aby wirowość wprowadzona przez tarcie przybrzeżne zrównoważyła wirowość wprowadzoną przez wiatr. Odwrotny efekt występuje w przypadku żył polarnych – znak krzywizny naprężenia wiatru i kierunek powstających prądów są odwrotne. Główne prądy zachodnie (takie jak Prąd Zatokowy w Północnym Oceanie Atlantyckim) są silniejsze niż prądy przeciwne (takie jak Prąd Kalifornijski w Północnym Oceanie Spokojnym). Mechanikę wyjaśnił amerykański oceanograf Henry Stommel.

W 1948 roku Stommel opublikował swój kluczowy artykuł w Transactions, American Geophysical Union: „The Westward Intensification of Wind-Driven Ocean Currents”, w której użył prostego, jednorodnego, prostokątnego modelu oceanu do zbadania linii strumieni i konturów wysokości powierzchni dla oceanu w nieobracającej się ramie, oceanu charakteryzującego się stałym parametrem Coriolisa i wreszcie rzeczywistego basenu oceanicznego ze zmiennym w zależności od szerokości geograficznej parametrem Coriolisa. W tym prostym modelowaniu uwzględniono główne czynniki wpływające na cyrkulację oceaniczną:

• naprężenie wiatru powierzchniowego
• tarcie denne
• zmienna wysokość powierzchniowa prowadząca do poziomych gradientów ciśnienia
• efekt Coriolisa.

W tym założył ocean o stałej gęstości i głębokości D + h {przykład D+h}

widząc prądy oceaniczne; wprowadził również zlinearyzowany termin tarcia, aby uwzględnić efekty dyssypacyjne, które uniemożliwiają przyspieszenie rzeczywistego oceanu. Rozpoczął więc od równań pędu i ciągłości w stanie ustalonym:

f ( D + h ) v – F cos ( π y b ) – R u – g ( D + h ) ∂ h ∂ x = 0 ( 1 ) { f(D+h)v – F cos ∂ lewa({frac {pi y}{b}} prawa)-Ru-g(D+h){frac {partial h}{partial x}}=0qquad (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}{b}}}prawica} -Ru-g(D+h){ \frac {{partial h}{{partial y}}=0 \quad (2)}

∂ ∂ x + ∂ ∂ y = 0 ( 3)} { { }

Tutaj f {{displaystyle f}}

jest siłą siły Coriolisa, R {displaystyle R}

to współczynnik tarcia o dno, g {displaystyle g}

to siła grawitacji, a – F cos ( π y b ) {displaystyle -F cos \left({frac {pi y}{b}}right)}

jest wymuszeniem wiatrowym. Wiatr wieje w kierunku zachodnim w punkcie y = 0 {displaystyle y=0}.

i w kierunku wschodnim przy y = b {displaystyle y=b}.

.

Działając na (1) z ∂ ∂ y {displaystyle {{displayrac {{partial }{partial y}}}

oraz na (2) z ∂ ∂ x {displaystyle {{displaystyle {{displayrac {{partial }{partial x}}}

, odejmując, a następnie korzystając z (3), daje 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}}prawa)+{frac {partial f}{b}}sin }left({frac {partial y}{b}}prawa)+Rleft({frac {partial v}{partial x}-{frac {partial u}{partial y}} w prawo)=0}quad (4)}.

Jeżeli wprowadzimy funkcję strumienia ψ {{displaystyle \psi }

i zlinearyzujemy, zakładając, że D >> h {{displaystyle D>>h}

, równanie (4) sprowadza się do

∇ 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}}} ^quad (5)}

Tutaj

α = ( D R ) ( ∂ f ∂ y ) {displaystyle ∂ alpha = ∂ ∂ f ∂ y ) {displaystyle ∂ ∂ = ∂ ∂ ∂ ∂ ∂ ∂ ∂ y )

i

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

Rozwiązania (5) z warunkiem brzegowym, że ψ {{displaystyle \psi }

być stałe na liniach brzegowych, a dla różnych wartości α {displaystyle \alpha }

, podkreślają rolę zmienności parametru Coriolisa z szerokością geograficzną w pobudzaniu do wzmocnienia zachodnich prądów granicznych. Obserwuje się, że prądy takie są znacznie szybsze, głębsze, węższe i cieplejsze niż ich wschodnie odpowiedniki.

Dla stanu bez rotacji (zerowy parametr Coriolisa) i gdy jest on stały, cyrkulacja oceaniczna nie ma preferencji w kierunku intensyfikacji/przyspieszenia w pobliżu zachodniej granicy. Linie strumieni wykazują symetryczne zachowanie we wszystkich kierunkach, a kontury wysokości wykazują niemal równoległą relację do linii strumieni, w jednorodnie obracającym się oceanie. W końcu, na obracającej się kuli – przypadek, w którym siła Coriolisa jest zmienna równoleżnikowo, występuje wyraźna tendencja do asymetrycznych linii strumienia, z intensywnym skupieniem wzdłuż zachodnich wybrzeży. Matematycznie eleganckie rysunki w ramach modeli rozkładu linii strumieni i konturów wysokości w takim oceanie, jeśli prądy jednostajnie rotują, można znaleźć w pracy.

Równowaga Sverdrupa i fizyka zachodniej intensyfikacjiEdit

Fizykę zachodniej intensyfikacji można zrozumieć poprzez mechanizm, który pomaga utrzymać równowagę wirów wzdłuż żyr oceanicznych. Harald Sverdrup był pierwszym, poprzedzając Henry’ego Stommela, który podjął próbę wyjaśnienia równowagi wirowości śródoceanicznej poprzez przyjrzenie się relacji pomiędzy wymuszeniami wiatru powierzchniowego a transportem masy w górnej warstwie oceanu. Założył on geostroficzny przepływ wewnętrzny, zaniedbując jednocześnie wszelkie efekty tarcia i lepkości oraz zakładając, że cyrkulacja zanika na pewnej głębokości w oceanie. Zabroniło to zastosowania jego teorii do zachodnich prądów granicznych, ponieważ jakaś forma efektu dyssypacyjnego (dolna warstwa Ekmana) okazałaby się później niezbędna do przewidzenia zamkniętej cyrkulacji dla całego basenu oceanicznego i przeciwdziałania przepływowi napędzanemu wiatrem.

Sverdrup wprowadził argument potencjalnej wirowości, aby połączyć netto, wewnętrzny przepływ oceanów z naprężeniem wiatru powierzchniowego i wzbudzonymi planetarnymi perturbacjami wirowości. Na przykład, konwergencja Ekmana w sub-tropikach (związana z istnieniem wiatrów pasatowych w tropikach i zachodnich w średnich szerokościach geograficznych) została zasugerowana jako prowadząca do spadku prędkości pionowej, a zatem zgniecenia słupów wody, co w konsekwencji zmusza żyry oceaniczne do wolniejszego wirowania (poprzez zachowanie momentu pędu). Jest to osiągane poprzez spadek wirowości planetarnej (ponieważ względne zmiany wirowości nie są znaczące w dużych cyrkulacjach oceanicznych), zjawisko osiągane przez równikowo skierowany, wewnętrzny przepływ, który charakteryzuje żyr podzwrotnikowy. Odwrotna sytuacja ma miejsce, gdy dywergencja Ekmana jest indukowana, prowadząc do absorpcji Ekmana (ssanie) i następującego po tym rozciągnięcia słupa wody i biegunowego przepływu powrotnego, co jest charakterystyczne dla żyr subpolarnych.

Ten przepływ zwrotny, jak pokazał Stommel, występuje w prądzie meridionalnym, skoncentrowanym w pobliżu zachodniej granicy basenu oceanicznego. Aby zrównoważyć źródło wirowości wywołane przez wymuszenie naprężenia wiatru, Stommel wprowadził liniowy termin tarcia do równania Sverdrupa, funkcjonujący jako pochłaniacz wirowości. Ten opór tarcia o dno oceanu na przepływie poziomym pozwolił Stommelowi teoretycznie przewidzieć zamkniętą cyrkulację obejmującą cały basen, jednocześnie demonstrując intensyfikację w kierunku zachodnim gyres napędzanych wiatrem i przypisując ją zmienności Coriolisa wraz z szerokością geograficzną (efekt beta). Walter Munk (1950) dalej wdrażał teorię zachodniej intensyfikacji Stommela, używając bardziej realistycznego terminu tarcia, kładąc nacisk na „boczne rozpraszanie energii wirów”. W ten sposób nie tylko odtworzył wyniki Stommla, odtwarzając tym samym cyrkulację zachodniego prądu granicznego żyra oceanicznego przypominającego Prąd Zatokowy, ale również wykazał, że żyry subpolarne powinny rozwijać się na północ od podzwrotnikowych, wirując w przeciwnym kierunku.

Zmiany klimatuEdit

Obserwacje wskazują, że ocieplenie oceanu nad podzwrotnikowymi zachodnimi prądami granicznymi jest 2-3 razy silniejsze niż średnie globalne ocieplenie powierzchni oceanu. Badania wykazały, że zwiększone ocieplenie może być przypisane do intensyfikacji i przesunięcia w kierunku biegunów zachodnich prądów granicznych jako efekt uboczny poszerzenia cyrkulacji Hadleya w warunkach globalnego ocieplenia. Te punkty zapalne ocieplenia powodują poważne problemy środowiskowe i gospodarcze, takie jak szybki wzrost poziomu morza wzdłuż wschodniego wybrzeża Stanów Zjednoczonych, upadek rybołówstwa nad Zatoką Maine i Urugwaju.

.