Corriente límite

La intensificación occidental se aplica al brazo occidental de una corriente oceánica , particularmente a un gran giro en dicha cuenca . Los vientos alisios soplan hacia el oeste en los trópicos. Los vientos del oeste soplan hacia el este en latitudes medias. Esto aplica una tensión a la superficie del océano con una curvatura en los hemisferios norte y sur, causando el transporte de Sverdrup hacia el ecuador (hacia los trópicos). Debido a la conservación de la masa y de la vorticidad potencial , ese transporte se equilibra con una corriente estrecha e intensa hacia el polo, que fluye a lo largo de la costa occidental, permitiendo que la vorticidad introducida por la fricción costera equilibre el aporte de vorticidad del viento. El efecto inverso se aplica a los giros polares: el signo de la curvatura de la tensión del viento y la dirección de las corrientes resultantes se invierten. Las principales corrientes del lado oeste (como la Corriente del Golfo del Océano Atlántico Norte ) son más fuertes que las opuestas (como la Corriente de California del Océano Pacífico Norte ). La mecánica fue aclarada por el oceanógrafo estadounidense Henry Stommel .

En 1948, Stommel publicó su artículo clave en Transactions, American Geophysical Union : "La intensificación hacia el oeste de las corrientes oceánicas impulsadas por el viento" ^{[ 1 ]} , en el que utilizó un modelo oceánico rectangular, simple y homogéneo para examinar las líneas de corriente y los contornos de altura de la superficie de un océano en un marco de referencia no giratorio, un océano caracterizado por un parámetro de Coriolis constante y, finalmente, una cuenca oceánica real con un parámetro de Coriolis que varía latitudinalmente. En este modelo simple, los principales factores que se tuvieron en cuenta para influir en la circulación oceánica fueron:

• tensión del viento superficial
• fricción inferior
• una altura de superficie variable que genera gradientes de presión horizontales
• el efecto Coriolis .

En esto, Stommel supuso un océano de densidad y profundidad constantes.${\displaystyle D+h}$Al observar las corrientes oceánicas, también introdujo un término de fricción linealizado para tener en cuenta los efectos disipativos que impiden que el océano real se acelere. Por lo tanto, parte de las ecuaciones de continuidad y momento en estado estacionario:

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

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

${\displaystyle \qquad \qquad {\frac {\partial [(D+h)u]}{\partial x}}+{\frac {\partial [(D+h)v]}{\partial y}}=0\qquad \qquad \qquad (3)}$

Aquí${\displaystyle f}$es la fuerza de la fuerza de Coriolis,${\displaystyle R}$es el coeficiente de fricción inferior,${\displaystyle g\,\,}$es la gravedad, y${\displaystyle -F\cos \left({\frac {\pi y}{b}}\right)}$es el viento que fuerza. El viento está soplando hacia el oeste en${\displaystyle y=0}$y hacia el este en${\displaystyle y=b}$.

Actuando sobre (1) con${\displaystyle {\frac {\partial }{\partial y}}}$y en (2) con${\displaystyle {\frac {\partial }{\partial x}}}$, restando y luego usando (3), se obtiene

${\displaystyle v(D+h)\left({\frac {\partial f}{\partial y}}\right)+{\frac {\pi F}{b}}\sin \left({\frac {\pi y}{b}}\right)+R\left({\frac {\partial v}{\partial x}}-{\frac {\partial u}{\partial y}}\right)=0\quad (4)}$

Si introducimos una función Stream${\displaystyle \psi }$y linealizar asumiendo que${\displaystyle D>>h}$, la ecuación (4) se reduce a

${\displaystyle \nabla ^{2}\psi +\alpha \left({\frac {\partial \psi }{\partial x}}\right)=\gamma \sin \left({\frac {\pi y}{b}}\right)\qquad (5)}$

Aquí

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

y

${\displaystyle \gamma ={\frac {\pi F}{Rb}}}$

Las soluciones de (5) con condición de contorno que${\displaystyle \psi }$ser constante en las costas y para diferentes valores de${\displaystyle \alpha }$Se destaca el papel de la variación del parámetro de Coriolis con la latitud en el fortalecimiento de las corrientes de frontera occidentales. Se observa que estas corrientes son mucho más rápidas, profundas, estrechas y cálidas que sus contrapartes orientales.

En un estado sin rotación (parámetro de Coriolis cero), donde este es constante, la circulación oceánica no muestra preferencia por la intensificación o aceleración cerca del límite occidental. Las líneas de corriente presentan un comportamiento simétrico en todas las direcciones, y las isolíneas de altura muestran una relación casi paralela a las líneas de corriente en un océano con rotación homogénea. Finalmente, en una esfera giratoria —el caso en que la fuerza de Coriolis varía latitudinalmente— se observa una clara tendencia a la asimetría de las líneas de corriente, con una intensa concentración a lo largo de las costas occidentales. En el artículo se pueden encontrar elegantes figuras, desde modelos matemáticos, sobre la distribución de las líneas de corriente y las isolíneas de altura en un océano de este tipo, si las corrientes rotan uniformemente.

La física de la intensificación occidental puede entenderse mediante un mecanismo que ayuda a mantener el equilibrio de vórtices a lo largo de un giro oceánico. Harald Sverdrup fue el primero, antes que Henry Stommel, en intentar explicar el equilibrio de vorticidad en el océano medio analizando la relación entre las fuerzas del viento superficial y el transporte de masa dentro de la capa superior del océano. Asumió un flujo geostrófico interno, despreciando cualquier efecto de fricción o viscosidad y suponiendo que la circulación se desvanece a cierta profundidad en el océano. Esto impidió la aplicación de su teoría a las corrientes de contorno occidentales, ya que posteriormente se demostró que algún tipo de efecto disipativo (capa inferior de Ekman) era necesario para predecir una circulación cerrada en toda una cuenca oceánica y para contrarrestar el flujo impulsado por el viento.

Sverdrup introdujo un argumento de vorticidad potencial para conectar el flujo interior neto de los océanos con el esfuerzo del viento superficial y las perturbaciones de vorticidad planetaria inducidas. Por ejemplo, se sugirió que la convergencia de Ekman en los subtrópicos (relacionada con la existencia de los vientos alisios en los trópicos y los vientos del oeste en las latitudes medias) conduce a una velocidad vertical descendente y, por lo tanto, a una compresión de las columnas de agua, lo que posteriormente obliga al giro oceánico a girar más lentamente (a través de la conservación del momento angular). Esto se logra a través de una disminución en la vorticidad planetaria (ya que las variaciones de vorticidad relativa no son significativas en las grandes circulaciones oceánicas), un fenómeno alcanzable a través de un flujo interior dirigido hacia el ecuador que caracteriza el giro subtropical. ^{[ 2 ]} Lo opuesto es aplicable cuando se induce la divergencia de Ekman, lo que conduce a la absorción de Ekman (succión) y un posterior estiramiento de la columna de agua y flujo de retorno hacia el polo, una característica de los giros subpolares.

Este flujo de retorno, como lo demostró Stommel, ^{[ 1 ]} ocurre en una corriente meridional , concentrada cerca del límite occidental de una cuenca oceánica. Para equilibrar la fuente de vorticidad inducida por la fuerza del viento, Stommel introdujo un término de fricción lineal en la ecuación de Sverdrup, que funciona como sumidero de vorticidad. Este arrastre de fricción del fondo oceánico sobre el flujo horizontal permitió a Stommel predecir teóricamente una circulación cerrada en toda la cuenca, demostrando la intensificación hacia el oeste de los giros impulsados ​​por el viento y su atribución a la variación de Coriolis con la latitud (efecto beta). Walter Munk (1950) implementó aún más la teoría de Stommel sobre la intensificación occidental utilizando un término de fricción más realista, haciendo hincapié en "la disipación lateral de la energía de los remolinos". ^{[ 3 ]} De esta manera, no solo reprodujo los resultados de Stommel, recreando así la circulación de una corriente de límite occidental de un giro oceánico similar a la corriente del Golfo, sino que también demostró que los giros subpolares deberían desarrollarse al norte de los subtropicales, girando en la dirección opuesta.

Las observaciones indican que el calentamiento del océano sobre las corrientes de frontera occidentales subtropicales es de dos a tres veces más fuerte que el calentamiento medio global de la superficie oceánica. ^{[ 4 ]} Un estudio ^{[ 5 ]} encontró que el calentamiento intensificado puede atribuirse a una intensificación y desplazamiento hacia los polos de las corrientes de frontera occidentales como efecto secundario de la ampliación de la circulación de Hadley bajo el calentamiento global. ^{[ 6 ] [ 7 ] [ 8 ]} Estos puntos críticos de calentamiento causan graves problemas ambientales y económicos, como el rápido aumento del nivel del mar a lo largo de la costa este de los Estados Unidos, ^{[ 9 ]} el colapso de la pesca en el Golfo de Maine ^{[ 10 ]} y Uruguay. ^{[ 11 ]}