miércoles, 10 de febrero de 2016

Climatología

Corrientes oceánicas

La corriente de Cromwell (también llamada Contra-Corriente Ecuatorial del Pacífico o sólo Contra-Corriente Ecuatorial) es una corriente subyacente que fluye hacia el este que se extiende a todo lo largo del ecuador en elocéano Pacífico.
Tiene 400 kilómetros de ancho y fluye hacia el este. Se oculta a 100 metros de profundidad en el Océano Pacíficoen el ecuador y es relativamente estrecha en profundidad en comparación con otras corrientes oceánicas al tener sólo una profundidad de 100 pies (30,40 metros). Tiene mil veces el volumen del río Misisipi y su longitud es de 13.000 km. Mientras las corrientes en la superficie del Pacífico fluyen hacia el Oeste, ésta lo hace en dirección contraria; el punto de cambio de sentido está a alrededor de 40 metros por debajo de la superficie, y la corriente llega hasta alrededor de 400 metros. El caudal total es de alrededor de 30 000 000 metros cúbicos por segundo. La velocidad más alta es 1,5 m/s (es alrededor del doble de rápido que la corriente superficial que va al oeste)
La corriente de Cromwell fue descubierta en el año 19521 2 por Townsend Cromwell, un investigador del Laboratorio de Honolulu. Estaba investigando la deriva en la región ecuatorial del océano Pacífico. En 1951 investigadores a bordo del buque de investigación del U. S. Fish and Wildlife Service estaban entreteniéndose en un lugar de pesca con palangre. Se dieron cuenta de que el aparejo de pesca que estaban bastante por debajo de la superficie se movía hacia el este. Esto era algo inusual, debido a que las corrientes en superficie del océano Pacífico fluyen hacia el oeste en el ecuador. Al año siguiente, Townsend Cromwell lideró una partida de investigación para observar cómo las corrientes del océano variaban en función de la profundidad. Descubrieron una corriente que fluía rápidamente hacia el este en las capas profundas de la superficie. Cromwell murió en 1958 cuando su avión se estrelló en ruta hacia una expedición oceanográfica.
El fenómeno de El Niño supone que en el Pacífico ocurre lo contrario que en situaciones normales. El agua superficial es soplada hacia el Oeste por los vientos preponderantes y las aguas profundas se ven obligadas a aflorar para reemplazarlas. De vez en cuando, el agua superficial se transporta en sentido contrario cruzando el océano, trayendo aguas cálidas a las costas orientales del Pacífico. En los años en los que no se produce El Niño, la corriente de Cromwell se ve obligada a salir a la superficie por los volcanes cerca de las islas Galápagos, en lo que se llama surgencia. Sin embargo, en los años de El Niño la corriente no surge de esta manera. Las aguas alrededor de las islas están por lo tanto considerablemente más calientes durante El Niño que en el resto de los años.
La corriente de Cromwell es rica tanto en oxígeno como en nutrientes. Un gran número de peces se concentran en ella. La surgencia cerca de las Galápagos proporciona alimento al pingüino de las Galápagos. La surgencia, sin embargo, es un fenómeno esporádico; no aparece de manera regular así que el suministro de comida es irregular. Los pingüinos tienen varias adaptaciones para enfrentarse a esto, incluyendo versatilidad en los hábitos de alimentación.








La dinámica oceánica define y describe el movimiento de los océanos.

Introducción

Considerando la temperatura y el movimiento del océano se pueden diferenciar 3 capas distintas:
  • La capa mixta superficial.
  • El océano superior (por encima de la termoclina).
  • El océano profundo.
La capa mixta es la más cercana a la superficie y puede variar su grosor desde los 10 a los 500 metros. Esta capa tiene características tales como la temperatura, la salinidad y el oxígeno disuelto que son uniformes con la profundidad, lo que refleja una historia de la turbulencia activa (la atmósfera tiene una capa de límite planetaria análoga). En las latitudes subtropicales esta capa tiene el mayor grosor en el invierno tardío como resultado de las tormentas del invierno y el enfriamiento de la superficie y mucho más delgada en verano. Su dinámica es gobernada por la mezcla de turbulencias así como por el bombeo de Ekman, que realizan intercambios con la atmósfera colindante, y con la advección horizontal.
El océano superior, caracterizado por temperaturas calientes y un movimiento activo, varía en profundidad desde los 100 metros o menos en las zonas tropicales y los océanos del este, hasta los 800 metros en los océanos subtropicales occidentales. Esta capa intercambia características tales como calor y agua dulce con la atmósfera en períodos de varios años. Debajo de la capa mixta el océano superior es gobernado generalmente por las relaciones hidrostáticas y geostróficas. Las excepciones incluyen las zonas tropicales profundas y las regiones costeras.
El océano profundo es frío y oscuro, con velocidades generalmente débiles (aunque existen áreas limitadas de esta capa que se sabe tienen recirculaciones significativas). El océano profundo se suministra de agua del océano superior solamente en algunas regiones geográficas limitadas, como el Atlántico Norte subpolar y varias regiones de hundimiento alrededor del antártico. Debido a esta débil fuente de agua al océano profundo la duración de la residencia media del agua en esta capa es de centenares de años. En el oceano profundo las relaciones hidrostáticas y geostróficas también son generalmente válidas y la mezcla es generalmente débil.

Ecuaciones primitivas

La dinámica del océano es gobernada por las ecuaciones de Newton. Del movimiento según lo expresado para un elemento de flúido localizado en (x, y, z) en la superficie de nuestro planeta giratorio y moviéndose a una velocidad relativa (u, v, w) respecto de esa superficie:
  • la ecuación del momento zonal será:
\frac{Du}{Dt} = -\frac{1}{\rho} \frac{\partial p}{\partial x} + f v + \frac{1}{\rho} \frac{\partial \tau_x}{\partial z}
  • la ecuación del momento meridional será:
\frac{Dv}{Dt} = -\frac{1}{\rho} \frac{\partial p}{\partial y} - f u + \frac{1}{\rho} \frac{\partial \tau_y}{\partial z}
\frac{\partial p}{\partial z} = -\rho g
\frac{\partial u}{\partial x} + \frac{\partial v}{\partial y} + \frac{\partial w}{\partial z} = 0
\frac{\partial T}{\partial t} + u \frac{\partial T}{\partial x} + v \frac{\partial T}{\partial y} + w \frac{\partial T}{\partial z} = Q.
\frac{\partial S}{\partial t} + u \frac{\partial S}{\partial x} + v \frac{\partial S}{\partial y} + w \frac{\partial S}{\partial z} = (E-P)S(z=0).
Donde "u" es la velocidad zonal, "v" es la velocidad meridional, "w" es la velocidad vertical, "p" es la presión, "ρ" es la densidad, "T" es la temperatura, "S" es la salinidad, "g" es la aceleración de la gravedad, "τ" es la fuerza del viento, y "f" es el parámetro de Coriolis. "Q" es el calor que entra al océano, y "P-E" es el agua dulce que entra al océano.

Dinámica de la capa mixta

La dinámica de la capa mixta es muy complicada, no obstante en algunas regiones son posibles algunas simplificaciones. El transporte horizontal debido al viento en la capa superficial es descrito aproximadamente por la dinámica de la capa de Ekman en la cual la difusión vertical de momentos equilibra el efecto de Coriolis y la fuerza del viento. Este transporte de Ekman se superpone en el flujo geostrófico asociado a los gradientes horizontales de la densidad.

Dinámica del océano superior

Las convergencias y las divergencias horizontales dentro de la capa mixta debidas, por ejemplo, a la convergencia del transporte de Ekman imponen un requisito que consiste en que el océano debajo de la capa mixta debe mover las partículas de fluido verticalmente. Pero una de las implicaciones de la relación geostrófica es que la magnitud del movimiento horizontal debe exceder con gran diferencia la magnitud del movimiento vertical. Así las velocidades verticales débiles asociadas a la convergencia del transporte de Ekman (medida en metros por día) causan movimiento horizontal con velocidades de 10 centímetros por segundo o más. La relación matemática entre las velocidades verticales y horizontales puede ser obtenida a partir de la idea de la conservación del momento angular para un fluido en una esfera giratoria.
Esta relación (con un par de aproximaciones adicionales) la conocen los oceanógrafos como la relación de Sverdrup. Entre sus implicaciones se tiene que la convergencia horizontal del transporte de Ekman se ha observado que ocurre en el Atlántico Norte y Pacífico subtropical y fuerzan el flujo en dirección Sur a través del interior de estos dos océanos. Las corrientes occidentales que bordean (la corriente del Golfo y la corriente de Kuroshio) existen para devolver agua a latitudes superiores.






La Corriente Ecuatorial del Norte es una significativa corriente marina cálida de los océanos Pacífico y Atlántico que fluye de Este a Oeste entre alrededor de los paralelos 10° norte y 20° norte. Es el lado meridional de un giro subtropical que sigue el sentido de las agujas del reloj. A pesar de su nombre, la corriente Ecuatorial del Norte no está conectada con el ecuador. En ambos océanos, está separada de la circulación ecuatorial por la contracorriente ecuatorial (también conocida como la Contra-Corriente Ecuatorial), que fluye hacia el Este. El flujo superficial hacia el Oeste en el ecuador en ambos océanos es parte de la Corriente Ecuatorial del Sur.
Alimenta muchos países de América. Tiene problemas de contaminación por las fábricas presentes en diferentes lugares del océano Atlántico. Se origina cerca de las islas de Cabo Verde y corre hacia el oeste, impulsada por los vientos alisios. Se une a la corriente de Guayana previo a su llegada a las Antillas. Puede tener un ancho de 300 kilómetros, 600 metros de profundidad y alcanza una velocidad de hasta 100 kilómetros por día.
Publicado por en

No hay comentarios:

Publicar un comentario

Suscribirse a: Enviar comentarios (Atom)