Curent de frontieră

Cele mai mari girații oceanice din lume

Curenții de frontieră occidentali sunt curenți calzi, adânci, înguste și cu curgere rapidă care se formează în partea de vest a bazinelor oceanice datorită intensificării vestice. Aceștia transportă apă caldă de la tropice spre poli. Printre exemple se numără Curentul Golfului, Curentul Agulhas și Kuroshio.

Intensificarea vesticăEdit

Intensificarea vestică se aplică brațului vestic al unui curent oceanic, în special unui mare giratoriu dintr-un astfel de bazin. Vânturile albastre suflă spre vest la tropice. Vânturile de vest suflă spre est la latitudini medii. Acest lucru aplică o tensiune la suprafața oceanului cu o curbură în emisferele nordică și sudică: provocând transportul Sverdrup spre ecuator (spre tropice). Datorită conservării masei și a conservării vorticității potențiale, acest transport este echilibrat de un curent îngust și intens spre pol, care curge de-a lungul coastei vestice, permițând ca vorticitatea introdusă de frecarea de coastă să echilibreze aportul de vorticitate al vântului. Efectul invers se aplică în cazul girusurilor polare – semnul curburii de tensiune a vântului și direcția curenților rezultați sunt inversate. Principalii curenți din partea vestică (cum ar fi Curentul Golfului din Oceanul Atlantic de Nord) sunt mai puternici decât cei opuși (cum ar fi Curentul Californiei din Oceanul Pacific de Nord). Mecanismul a fost clarificat de oceanograful american Henry Stommel.

În 1948, Stommel a publicat lucrarea sa cheie în Transactions, American Geophysical Union: „The Westward Intensification of Wind-Driven Ocean Currents”, în care a folosit un model oceanic simplu, omogen, dreptunghiular, pentru a examina liniile de curent și contururile înălțimii la suprafață pentru un ocean la un cadru care nu se rotește, un ocean caracterizat de un parametru Coriolis constant și, în cele din urmă, un bazin oceanic în condiții reale cu un parametru Coriolis care variază latitudinal. În această modelare simplă, principalii factori care au fost luați în considerare pentru a influența circulația oceanică au fost:

• solicitarea vântului de suprafață
• frecarea fundului
• o înălțime variabilă a suprafeței care duce la gradienți de presiune orizontală
• efectul Coriolis.

În aceasta, el a presupus un ocean de densitate și adâncime constantă D + h {\displaystyle D+h}.

văzând curenții oceanici; el a introdus, de asemenea, un termen liniarizat, de frecare, pentru a ține cont de efectele disipative care împiedică oceanul real să accelereze. El pornește, astfel, de la ecuațiile de moment și continuitate în regim staționar:

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 \qquad (3)}

Aici f {\displaystyle f}

este intensitatea forței Coriolis, R {\displaystyle R}

este coeficientul de frecare a fundului, g {\displaystyle g\,\,}

este gravitația, iar – F cos ( π y b ) {\displaystyle -F\cos \left({\frac {\pi y}{b}}\drept)}

este forțarea vântului. Vântul suflă spre vest la y = 0 {\displaystyle y=0}.

și spre est la y = b {\displaystyle y=b}.

.

Actând pe (1) cu ∂ ∂ y {\displaystyle {\frac {\partial }{\partial y}}}.

și pe (2) cu ∂ ∂ x {\displaystyle {\frac {\partial }{\partial x}}}.

, scăzând și apoi folosind (3), rezultă 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 {\partial f}{\partial y}}\dreapta)+{\frac {\pi F}{b}}\sin \left({\frac {\pi y}{b}}\dreapta)+R\left({\frac {\partial v}{\partial x}}-{\frac {\frac {\partial u}{\partial y}}\dreapta)=0\quad (4)}

Dacă introducem o funcție Stream ψ {\displaystyle \psi }

și liniarizăm presupunând că D >> h {\displaystyle D>>h}

, ecuația (4) se reduce la

∇ 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)}

Aici

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

și

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

Soluțiile lui (5) cu condiția la limită că ψ {\displaystyle \psi }

să fie constante pe liniile de coastă, iar pentru diferite valori ale lui α {\displaystyle \alpha }

, evidențiază rolul variației parametrului Coriolis cu latitudinea în incitarea întăririi curenților de frontieră vestici. Se observă că astfel de curenți sunt mult mai rapizi, mai adânci, mai înguste și mai calzi decât omologii lor estici.

Pentru o stare de non-rotație (parametrul Coriolis zero) și în cazul în care acesta este o constantă, circulația oceanică nu are nicio preferință spre intensificare/accelerare în apropierea graniței vestice. Liniile de curent prezintă un comportament simetric în toate direcțiile, contururile de înălțime demonstrând o relație aproape paralelă cu liniile de curent, într-un ocean cu rotație omogenă. În cele din urmă, pe o sferă rotativă – cazul în care forța Coriolis este variantă latitudinală, se constată o tendință distinctă pentru linii de curent asimetrice, cu o concentrare intensă de-a lungul coastelor vestice. În lucrare pot fi găsite figuri elegante din punct de vedere matematic în cadrul modelelor de distribuție a liniilor de curent și a contururilor de înălțime într-un astfel de ocean în cazul în care curenții se rotesc uniform.

Echilibrul Sverdrup și fizica intensificării vesticeEdit

Fizica intensificării vestice poate fi înțeleasă prin intermediul unui mecanism care ajută la menținerea echilibrului vortexului de-a lungul unui giratoriu oceanic. Harald Sverdrup a fost primul, precedându-l pe Henry Stommel, care a încercat să explice echilibrul de vorticitate din mijlocul oceanului, analizând relația dintre forțările vântului de la suprafață și transportul de masă în stratul superior al oceanului. El a presupus un flux interior geostrofic, neglijând în același timp orice efecte de frecare sau vâscozitate și presupunând că circulația dispare la o anumită adâncime în ocean. Acest lucru a interzis aplicarea teoriei sale la curenții de la granița vestică, deoarece o anumită formă de efect disipativ (stratul Ekman de fund) se va dovedi mai târziu a fi necesar pentru a prezice o circulație închisă pentru un întreg bazin oceanic și pentru a contracara fluxul determinat de vânt.

Sverdrup a introdus un argument de vorticitate potențială pentru a conecta fluxul interior net al oceanelor la stresul vântului de suprafață și la perturbațiile de vorticitate planetară incitată. De exemplu, s-a sugerat că convergența Ekman în zonele subtropicale (legată de existența alizeelor la tropice și a vânturilor de vest la latitudini medii) duce la o viteză verticală descendentă și, prin urmare, la o strivire a coloanelor de apă, ceea ce obligă ulterior girusul oceanic să se rotească mai încet (prin conservarea momentului unghiular). Acest lucru se realizează prin intermediul unei scăderi a vorticității planetare (deoarece variațiile relative ale vorticității nu sunt semnificative în cazul marilor circulații oceanice), un fenomen care poate fi obținut prin intermediul unui flux interior orientat spre ecuator, care caracterizează girul subtropical. Opusul se aplică atunci când este indusă o divergență Ekman, ceea ce duce la absorbția Ekman (aspirație) și, ulterior, la o întindere a coloanei de apă și la un flux de întoarcere spre pol, caracteristic girusurilor subpolare.

Acest flux de întoarcere, așa cum a arătat Stommel, are loc într-un curent meridional, concentrat în apropierea limitei vestice a unui bazin oceanic. Pentru a echilibra sursa de vorticitate indusă de forța de stres a vântului, Stommel a introdus un termen liniar de frecare în ecuația lui Sverdrup, care funcționează ca un absorbant de vorticitate. Această rezistență de frecare a fundului oceanului asupra fluxului orizontal i-a permis lui Stommel să prezică teoretic o circulație închisă, la nivelul întregului bazin, demonstrând în același timp intensificarea spre vest a girusurilor determinate de vânt și atribuirea acesteia variației Coriolis în funcție de latitudine (efectul beta). Walter Munk (1950) a implementat mai departe teoria lui Stommel privind intensificarea vestică prin utilizarea unui termen de frecare mai realist, subliniind în același timp „disiparea laterală a energiei turbionare”. În acest fel, nu numai că a reprodus rezultatele lui Stommel, recreând astfel circulația unui curent de graniță vestică a unui giratoriu oceanic asemănător cu curentul Golfului, dar a arătat, de asemenea, că giratoriile subpolare ar trebui să se dezvolte la nord de cele subtropicale, rotindu-se în direcția opusă.

Schimbări climaticeEdit

Observațiile indică faptul că încălzirea oceanului deasupra curenților de graniță vestică subtropicali este de 2-3 ori mai puternică decât încălzirea medie globală a oceanului de suprafață. Studiul constată că încălzirea sporită poate fi atribuită unei intensificări și deplasări spre polul opus a curenților de frontieră occidentali ca efect secundar al extinderii circulației Hadley în condițiile încălzirii globale. Aceste puncte fierbinți ale încălzirii cauzează probleme grave de mediu și economice, cum ar fi creșterea rapidă a nivelului mării de-a lungul coastei de est a Statelor Unite, prăbușirea pescuitului în Golful Maine și Uruguay.

.