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9.8: Corrientes locales y superficiales - Geociencias

9.8: Corrientes locales y superficiales - Geociencias


Las corrientes superficiales descritas anteriormente son todas grandes e invariables. Dos son corrientes costeras largas y corrientes de resaca. Corrientes de resaca son corrientes potencialmente peligrosas que transportan grandes cantidades de agua mar adentro rápidamente. Mire la animación de la corriente de resaca para determinar qué hacer si está atrapado en una corriente de resaca. Cada verano en los Estados Unidos, al menos algunas personas mueren cuando quedan atrapadas en las corrientes de resaca.Corrientes superficiales juegan un papel enorme en el clima de la Tierra. Aunque el ecuador y los polos tienen climas muy diferentes, estas regiones tendrían climas más extremadamente diferentes si las corrientes oceánicas no transfirieran el calor de las regiones ecuatoriales a las latitudes más altas.

La Corriente del Golfo es un río de agua cálida en el Océano Atlántico, de unos 160 kilómetros de ancho y alrededor de un kilómetro de profundidad. El agua que ingresa a la Corriente del Golfo se calienta a medida que viaja a lo largo del ecuador. El agua tibia luego fluye por la costa este de América del Norte y atraviesa el Océano Atlántico hacia Europa. La energía que transfiere la Corriente del Golfo es enorme: más de 100 veces la demanda mundial de energía.

Las cálidas aguas de la Corriente del Golfo elevan las temperaturas en el Mar del Norte, lo que eleva la temperatura del aire sobre la tierra entre 3 y 6 grados C (5 a 11 grados F). Londres, Reino Unido, por ejemplo, se encuentra en la misma latitud que Quebec, Canadá. Sin embargo, la temperatura promedio de Londres en enero es de 3.8 grados C (38 grados F), mientras que la de Quebec es de solo -12 grados C (10 grados F). Debido a que el aire que viaja sobre el agua tibia en la Corriente del Golfo recoge mucha agua, Londres recibe mucha lluvia. Por el contrario, Quebec es mucho más seco y recibe sus precipitaciones en forma de nieve.


9.8: Corrientes locales y superficiales - Geociencias

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1. Introducción

[2] Este artículo se centra en la dependencia de la mezcla de la superficie del océano con la resolución del campo de advección. Aquí, la mezcla se refiere específicamente a la reordenación no difusiva de paquetes de partículas fluidas que resultan de los sucesivos estiramientos y pliegues producidos exclusivamente por advección horizontal. De particular interés es la evaluación de los beneficios que las mediciones altimétricas de ancho ancho de alta resolución de próxima generación podrían aportar a la determinación de la circulación oceánica superficial de Lagrange con respecto a las mediciones altimétricas de trayectorias terrestres de baja resolución de la generación actual. Por lo tanto, se supone que la advección es proporcionada por una forma verticalmente integrada de corrientes geostróficas, denominadas “corrientes geostróficas superficiales”, donde el gradiente de presión horizontal se calcula basándose únicamente en la información de la altura de la superficie del mar (SSH). Entonces debe tenerse en cuenta que esta suposición requiere que uno, más apropiadamente, hable sobre la mezcla del océano cerca de la superficie. Además, el arrastre del viento y otros efectos ageostróficos pueden influir en la mezcla de la superficie del océano, que no se tienen en cuenta aquí. Con estos comentarios en mente, se consideran dos campos de corrientes geostróficas superficiales que difieren en la resolución espacio-temporal. Uno es un campo de velocidad geostrófica de superficie de alta resolución (HR) derivado de un registro diario de SSH producidos por el modelo oceánico híbrido-coordinado de asimilación de datos global de resolución 1/12 ° (HYCOM), que se elige principalmente sobre la base de su fácil disponibilidad. El otro es un campo de velocidad geostrófica de superficie de baja resolución (LR) derivado de una versión truncada de este registro de SSH. El registro de campo SSH truncado se obtiene mapeando en una cuadrícula de resolución de 1/4 ° los SSH de HYCOM interpolados semanalmente a lo largo de las pistas terrestres del altímetro satelital seleccionadas apropiadamente. En consecuencia, si bien se puede pensar que el campo de velocidad LR se deriva mediante el empleo de mediciones realizadas por altímetros terrestres de baja resolución de la generación actual, el campo de velocidad HR se puede imaginar como derivado utilizando mediciones realizadas por hipotéticos de alta resolución de ancho ancho de próxima generación. altímetros. (Sin embargo, debe tenerse en cuenta que se puede esperar que la altimetría de próxima generación (G. Goni, comunicación privada, 2010) dé como resultado un registro de campo SSH con mayor resolución espacial pero menor temporal que el registro de campo HR SSH).

[3] La investigación reportada se lleva a cabo en dos regiones de los océanos del mundo que tienen características bastante distintas (Figura 1). Una región, a la que se hace referencia en el presente documento como ACR, es un amplio dominio en el Atlántico sur, atravesado por vórtices desprendidos de la corriente de Agulhas. La otra región, a la que aquí se hace referencia como ACC, es una porción del Sector Pacífico del Océano Austral, que está dominado por múltiples chorros zonales asociados con la Corriente Circumpolar Antártica. Estas dos regiones han sido el centro de estudios recientes sobre la mezcla de las corrientes oceánicas superficiales derivadas de la altimetría [ Beron-Vera y col., 2008b Shuckburgh y col., 2009a, 2009b].

[4] Beron-Vera y col. [2008b] presentó un estudio de Lagrange basado en las corrientes derivadas de la altímetro en todo el océano global. Ese cálculo reveló que, subyacente a las corrientes derivadas de la altimetría, existe un intrincado enredo de atraer y repeler las estructuras coherentes lagrangianas (LCS), que se argumentó que dominaba la circulación oceánica superficial de Lagrange. Los LCS constituyen curvas de fluido de material distinguido, que actúan como esqueletos de patrones formados por trayectorias de partículas de fluido, proporcionando así una plantilla de mezcla [ Haller y Yuan, 2000]. La inferencia hecha por Beron-Vera y col. [2008b] fue apoyado por una comparación de las trayectorias de drifters drift seguidos por satélite con la evolución de LCS dentro de la región ACR (el drogue adjunto a estas boyas sirve para minimizar el efecto de deriva de Ekman, que no fue considerado en los cálculos lagrangianos realizados por Beron-Vera y col. [2008b]). A pesar de la tosquedad espacio-temporal de los datos de velocidad derivados de la altimetría, se informó muy buena concordancia entre las trayectorias de los drifter y la evolución de las LCS durante unos pocos meses. Se argumentó que esto sugiere la poca importancia de las características de velocidad submesoescalar no resueltas por los altímetros actuales en el control de la mezcla. Sin embargo, el desacuerdo más allá de esa escala de tiempo sugiere que tales características pueden desempeñar un papel, que se investiga en este documento.

[5] Shuckburgh y col. [2009a 2009b] investigó la mezcla de la superficie oceánica producida por las corrientes derivadas de la altimetría en el sector Pacífico del Océano Austral, incluida la región ACC. Ese trabajo presentó cálculos del diagnóstico de difusividad eficaz [ Nakamura, 2001], que mide la mejora de la difusión derivada del estiramiento y plegado de parcelas de partículas fluidas producidas por la acción de los vórtices. Shuckburgh y col. [2009a] encontró que los cálculos de difusividad efectivos eran insensibles al suavizado espacio-temporal del campo de advección. En el estudio de Shuckburgh y col. [2009b] cálculos efectivos de difusividad revelaron regiones de baja mezcla identificadas como barreras de transporte, que estaban relacionadas con la presencia de múltiples chorros zonales que componen el sistema de la Corriente Circumpolar Antártica. De particular interés para la presente investigación es el resultado reportado en el estudio por Shuckburgh y col. [2009a], ya que sugiere que los cálculos lagrangianos no son sensibles a la resolución del campo de advección. En este artículo se investigan las razones detrás de este resultado y la medida en que se mantiene cuando un campo de velocidad de mayor resolución proporciona advección.

[6] La Sección 2 ofrece una descripción de los diferentes registros SSH empleados para derivar las corrientes oceánicas superficiales que proporcionan advección en la presente evaluación de mezcla. Estos registros SSH incluyen un registro SSH construido utilizando mediciones altimétricas de anomalías SSH superpuestas a un campo SSH medio, que se utiliza con fines de validación. La Sección 2 también describe los diversos diagnósticos de mezcla considerados en este documento y proporciona detalles de su cálculo. Un diagnóstico de mezcla primario considerado viene dado por el exponente de Lyapunov de tiempo finito (FTLE), que caracteriza la cantidad de estiramiento alrededor de las trayectorias de partículas de fluido. Los descriptores de mezcla adicionales considerados incluyen LCS, que, subyacentes al flujo, controlan completamente la mezcla, y la energía cinética y los espectros de varianza FTLE, lo que permite caracterizar la mezcla utilizando resultados de fenomenología de turbulencia bidimensional. Previamente se han empleado diagnósticos similares en varios estudios sobre la naturaleza de la mezcla a gran escala en la atmósfera y los océanos [por ejemplo, Pierrehumbert, 1991 Bartello, 2000 Shepherd y col., 2000 Abraham y Bowen, 2002 Waugh y col., 2006 Waugh y Abraham, 2008 Beron-Vera y Olascoaga, 2009]. La Sección 3 presenta una descripción de las estadísticas de FTLE y los resultados de la inspección de patrones LCS, el cálculo de la energía cinética y los espectros de varianza FTLE y la realización de cálculos explícitos de advección de trazador pasivo. Finalmente, la sección 4 contiene un resumen y las conclusiones del trabajo.


1. Introducción

Las corrientes de la superficie del océano son características dominantes que impactan las industrias marítimas, así como el monitoreo del clima y el tiempo. Las corrientes superficiales se acoplan a la atmósfera por el esfuerzo del viento y la transferencia de momento, y al océano profundo por la viscosidad de los remolinos y la transferencia de momento. Los principales procesos físicos que determinan la velocidad y la dirección de las corrientes en y cerca de la superficie son la deriva de Stokes, que resulta de las no linealidades en las ondas de gravedad de la superficie, y la dinámica de Ekman, que resulta de la viscosidad y las fuerzas de Coriolis relacionadas con la rotación de la tierra. En el modelado hidrodinámico numérico de las corrientes oceánicas, a menudo no se considera el efecto de la deriva de Stokes y el conocimiento sobre el estrés del viento es inadecuado, lo que causaría un error significativo en los resultados. Se han realizado algunos trabajos (Paduan y Shulman 2004) para reducir el error de modelado numérico utilizando los datos del radar de HF para mejorar la forma en que se introduce la fuerza del viento en los modelos. Esto se ha logrado mediante la asimilación de los datos de corriente de superficie proporcionados por el radar de HF en el modelado. El radar de HF también se utiliza en el presente estudio, pero el énfasis en el presente trabajo está en investigar la relación entre las corrientes superficiales y el viento en diferentes condiciones para proporcionar más información sobre los procesos físicos involucrados, lo que beneficiará la predicción de la corriente superficial y mejorará la precisión. en modelado numérico.

La respuesta de las corrientes superficiales al viento tiene dos componentes: las corrientes superficiales causadas por la transferencia de impulso a través del esfuerzo cortante del viento y el transporte de masa de Stokes. El primero se explica por la teoría de Ekman (Stewart 2005) e indica una relación cuadrática entre las corrientes de deriva del viento en la superficie y el viento, el segundo es causado por el carácter no lineal de las olas generadas por el viento (LeBlond y Mysak 1978) e indica una relación lineal entre la deriva de Stokes y el viento. La transferencia de impulso del viento al océano se produce a través de la tensión de cizalladura del viento y la generación de olas. Por lo tanto, estos dos componentes son independientes entre sí, pero trabajan juntos para generar la respuesta actual. En diferentes condiciones, juegan diferentes roles.

Como señalaron Kirwan et al. (1979), resolver los componentes de la deriva del viento y las olas entre sí y de un flujo principal a mayor escala es un problema experimental difícil. La mayoría de las investigaciones de laboratorio y de campo se han centrado en un solo componente.

Algunas excepciones incluyen el análisis de Kirwan et al. (1979) y Wu (1983). El análisis de Kirwan et al. incorporó ambos de estos dos componentes. Descubrieron que la teoría lineal era superior a la teoría cuadrática para explicar sus datos. Sin embargo, debido a algunos compromisos logísticos y la incertidumbre sobre el efecto del arrastre del viento en la parte expuesta de la boya, no pudieron determinar el papel que desempeñaba la deriva de Stokes en las corrientes superficiales. En el estudio de Wu (1983), basado en el coeficiente de arrastre del viento de experimentos de laboratorio, y los datos de las olas compilados por Wiegel (1964), las corrientes superficiales causadas por el esfuerzo del viento y la deriva de Stokes se calculan a partir de funciones empíricas. Sin embargo, tanto el viento como las corrientes superficiales se tratan como escalares y no se incluyó ninguna relación de ángulo en el análisis. Además, la escasez de datos de olas utilizados puede haber resultado en una inexactitud de los parámetros de las olas. Las condiciones de laboratorio de alcance limitado inhiben la contribución de la deriva de Stokes a las corrientes totales.

La teoría de Ekman predice que el ángulo entre el vector de corriente de superficie impulsada por el viento y el vector del viento es de 45 °. Esto se deriva del supuesto de una viscosidad de remolino vertical constante para corrientes estables impulsadas por el viento en un océano infinitamente homogéneo. Esta relación de ángulo de 45 ° generalmente se considera que está en el lado alto en las observaciones de campo (Madsen 1977). Las deficiencias de una viscosidad turbulenta vertical constante se han reconocido desde hace mucho tiempo y, como resultado, el modelo simple de Ekman se ha ampliado para incluir la viscosidad turbulenta variable así como las capas límite.

Sin embargo, la deriva de Stokes generada por las olas también tiene un efecto en la relación del ángulo entre las corrientes de deriva de la superficie total y el viento. El estudio realizado por Lewis y Belcher (2003) demuestra que la inclusión de la deriva de Stokes es la clave para reconciliar las discrepancias en las desviaciones angulares de las corrientes de estado estacionario. Polton y col. (2005) también encontraron que la dirección de la corriente superficial se ve afectada por la presencia de olas oceánicas. Estos estudios se basan en agregar la influencia de la deriva de Stokes en el modelo de Ekman, y su solución analítica concuerda bien con los perfiles actuales de datos de observación publicados anteriormente y concuerda mejor que el modelo estándar de Ekman.

La deriva de Stokes es diferente en diferentes estados del mar y esto se refleja en la respuesta total de la corriente superficial al viento. Utilizando datos del radar de superficie oceánica HF, este estudio tiene como objetivo centrarse en la influencia de la recuperación en la respuesta de la corriente superficial al viento y determinar el papel que desempeñan la deriva de Stokes y la tensión del viento en la generación de corrientes superficiales en diferentes condiciones de alcance. Los datos de radar de HF tienen la ventaja sobre los datos de deriva en el estudio de la respuesta de la corriente superficial al viento porque se excluye el error introducido por el viento que actúa directamente sobre las boyas.

Ha habido cierta controversia sobre la capacidad del radar de superficie de HF para medir la deriva de Stokes. Teóricamente, Creamer et al. (1989) describieron un esquema de aproximación que reproduce el efecto del comportamiento no lineal de orden más bajo de las ondas superficiales y captura características importantes de ondas cortas que interactúan con ondas más largas. Sus resultados indican que las corrientes de superficie medidas por el radar de HF deberían responder a la deriva de Stokes de todas las ondas con longitudes de onda más largas que las ondas de Bragg. Muchos proyectos de investigación recientes se llevaron a cabo asumiendo que la deriva de Stokes está presente en los datos de corriente de superficie del radar de HF (Graber y Haus 1997 Gremes-Cordero et al. 2003 Chapron et al. 2005 Ullman et al. 2006). Ullman y col. (2006) utilizaron dos rangos de las mediciones del radar de aplicaciones de dinámica oceánica costera (CODAR) con diferentes profundidades efectivas (∼0,5 y ∼2,4 m), y compararon los datos del radar con los drifters a una profundidad de 0,65 m. La comparación sugiere la existencia de una deriva de Stokes en los datos del radar de HF y la importancia de la profundidad efectiva de las mediciones de radar.

Abordamos los problemas anteriores identificando dos condiciones de alcance típicas con aproximadamente la misma velocidad del viento y comparando la diferencia en la respuesta actual en estas dos condiciones. Las diferencias en la respuesta actual al viento en estas dos condiciones típicas de alcance sugieren que no solo está presente la deriva de Stokes en la medición del radar de HF, sino que también juega un papel importante en la respuesta de la corriente de superficie al viento al variar la magnitud de la deriva de Stokes. bajo diferentes estados del mar.


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Corrientes: masas de agua en movimiento

Tanto la atmósfera como los océanos transportan calor desde latitudes bajas cerca del ecuador hasta latitudes altas cerca de los polos. Las corrientes de aire y agua fríos hacen el viaje de regreso desde las latitudes altas hacia el ecuador. Para la atmósfera, esta circulación que redistribuye globalmente el calor se logra mediante los vientos para el océano, se logra mediante las corrientes. En el sentido más general, una Actual es una región de agua que se mueve más rápidamente que su entorno. Hay corrientes oceánicas superficiales y corrientes oceánicas profundas. Aprenderemos sobre ambos aquí.
El transporte de calor desde el ecuador a los polos no se distribuye uniformemente por todo el mundo y se concentra en las principales corrientes oceánicas. Las corrientes oceánicas superficiales más fuertes y conocidas son las Corriente del Golfo, que viaja desde el Mar Caribe, a lo largo de la costa este de América del Norte y a través del Océano Atlántico hasta Europa, y el Corriente de Kuroshio en el Océano Pacífico Norte frente a la costa este de Asia.


Corrientes Oceánicas Globales
(haga clic en la imagen para ampliar)


Mapa de Ben Franklin de la Corriente del Golfo, alrededor de 1786
Imágenes AVHRR de la Corriente del Golfo, 01 de enero de 1985
(haga clic en la imagen para conocer más)

Las corrientes son producidas por fuerzas físicas.

Las corrientes de la superficie del océano son causadas por:

    La energía del sol

Los océanos y la atmósfera reciben más energía del Sol en latitudes bajas (más cerca del ecuador) y reciben menos energía cerca de los polos.

El sol calienta los océanos y la atmósfera produciendo vientos. Cuando los vientos soplan sobre los océanos, experimentan fricción debido a la rugosidad de la superficie del océano. Esta interacción de fricción da como resultado la transferencia de energía a la superficie del mar y produce olas y corrientes.

El flujo de aguas oceánicas sobre montañas y valles submarinos también produce corrientes.

Las corrientes oceánicas profundas (también conocidas como circulación termohalina) son causadas por:

La densidad del agua de mar varía globalmente debido a las diferencias de temperatura y salinidad. El sol calienta el agua superficial y el agua tibia es menos densa que el agua fría. Del mismo modo, el agua dulce es menos densa que el agua salada. En las latitudes septentrionales, el agua superficial se enfría con aire extremadamente frío. Esta lata de agua fría se vuelve más densa que el agua subyacente y hace que se hunda. El hundimiento y transporte de grandes masas de agua fría da lugar a la circulación termohalina, que es impulsada por gradientes de densidad debidos a variaciones de temperatura y salinidad.

En general, las corrientes impulsadas por el viento dominan la parte superior del océano y la circulación termohalina impulsa el movimiento de las profundidades del océano.

Cómo se identifican las corrientes oceánicas en las imágenes de satélite

Las corrientes de la superficie del océano que son más cálidas que el agua circundante pueden tener una firma térmica, que se puede ver en imágenes de (Radiómetro avanzado de muy alta resolución (AVHRR). Dependiendo de su contraste térmico (la diferencia de temperatura entre las dos masas de agua) superficie del océano Las corrientes pueden tener una firma térmica fuerte o débil. Las corrientes de la superficie del océano con un contraste térmico suficientemente fuerte, se pueden detectar fácilmente en las mediciones de la temperatura de la superficie del mar (SST), por ejemplo, de AVHRR o de sensores especiales de microondas / imágenes (SSM / I). condiciones de viento, las corrientes cálidas también se pueden distinguir en imágenes de radar de apertura sintética (SAR), pero este es un efecto más sutil.

Los altímetros obtienen medidas extremadamente precisas de la distancia desde la posición del satélite y rsquos en órbita hasta la superficie terrestre y rsquos. Estas medidas precisas de distancia nos permiten estimar la altura de la superficie del mar, que se puede utilizar para identificar regiones de agua fría y caliente (dado que el agua caliente se expande, se queda ligeramente más alta que el agua fría), así como para localizar características topográficas. La siguiente imagen muestra los datos adquiridos por el satélite TOPEX / Poseidon. Esta imagen usa color para mostrar la topografía oceánica inferida con flechas que indican la velocidad y dirección de las corrientes oceánicas. Observe cómo las corrientes se mueven en el sentido de las agujas del reloj alrededor de las regiones más altas del océano en el hemisferio norte. Esto se debe al efecto Coriolis.


Imagen de satélite que muestra las corrientes oceánicas globales
(haga clic en la imagen para conocer más)

Las corrientes afectan los climas y ecosistemas costeros locales.

La surgencia se refiere a un proceso que es común a lo largo de las costas continentales y en el ecuador. En entornos costeros, los vientos que vienen de la tierra empujan las capas superficiales de agua lejos de la costa, produciendo un vacío en la superficie. El agua fría y rica en nutrientes de debajo de las capas superficiales se precipita hacia la superficie a lo largo de la costa, llenando este vacío. El afloramiento de agua fría se puede ver fácilmente en los datos de TSM y puede ser útil para localizar buenos lugares de pesca, ya que los peces se alimentan de los nutrientes que se encuentran en el agua fría. En el ecuador, un proceso diferente da como resultado un afloramiento de agua fría. En este caso, las corrientes de agua a ambos lados del ecuador se mueven en direcciones opuestas debido a la rotación planetaria y al efecto Coriolis. A medida que estas corrientes opuestas se apresuran unas a otras, 'despegan' la superficie del océano, creando un vacío para que las aguas más profundas se precipiten y ocupen su lugar.


¿Qué son El Niño y La Niña?

Los términos El Niño y La Niña se refieren a cambios periódicos en las temperaturas de la superficie del océano Pacífico [1] que tienen impactos en el clima en todo el mundo. En el Océano Pacífico cerca del ecuador, las temperaturas en la superficie del océano son normalmente muy cálidas en el Pacífico occidental y frías en el Pacífico oriental [2]. Esto ayuda a generar fuertes lluvias en el sureste de Asia y el norte de Australia y mantiene relativamente secas partes de la costa del Pacífico de América del Sur [2]. Este patrón "normal" de las temperaturas de la superficie del mar Pacífico se ve interrumpido periódicamente por El Niño y La Niña, fenómenos climáticos naturales que ocurren aproximadamente cada 3-7 años [3]. El Niño (la fase cálida) y La Niña (la fase fría), normalmente duran de 9 a 12 meses cada uno, pero en casos raros pueden durar varios años [4].

Durante El Niño, el agua superficial en el Océano Pacífico ecuatorial central y oriental es inusualmente cálida [3]. Los vientos alisios [5] que soplan de este a oeste se debilitan y las cálidas aguas superficiales que normalmente permanecen en el Pacífico occidental pueden moverse hacia el este a lo largo del ecuador. Las tormentas de lluvia siguen las aguas cálidas hasta el Pacífico central y oriental, las condiciones secas afectan el norte de Australia y el sureste de Asia, y las condiciones más húmedas afectan la costa del Pacífico de América del Sur [6]. El Niño puede afectar el clima de los EE. UU. Al traer condiciones más suaves a las áreas del norte y condiciones más húmedas al sur, aunque no todos los eventos de El Niño afectan a los EE. UU. De la misma manera [6].

La Niña se caracteriza por el proceso opuesto: los vientos alisios se fortalecen y el agua cálida y las tormentas de lluvia son empujadas hacia el extremo oeste del Pacífico ecuatorial sobre Indonesia [7]. Esto da como resultado aguas superficiales más frías en el Océano Pacífico ecuatorial, condiciones secas en la costa del Pacífico de América del Sur y condiciones mucho más húmedas en el norte de Australia y el sureste de Asia [7]. La Niña generalmente impacta el clima de EE. UU. Al traer un clima más frío al noroeste y un clima más cálido al sureste, aunque al igual que El Niño, no todos los eventos de La Niña afectan el clima de EE. UU. De manera idéntica [4].

En los Estados Unidos, la Administración Nacional Oceánica y Atmosférica (NOAA) declara cuándo comienza un evento de El Niño o La Niña [6]. El Servicio Meteorológico Nacional proporciona información sobre las condiciones actuales del Pacífico [8], así como episodios históricos de El Niño / La Niña desde 1950.

Referencias

1 Temperatura de la superficie del mar Administración Nacional de Aeronáutica y Espacio
2 Efectos de ENOS en el Pacífico Servicio Meteorológico Nacional
3 Explicando El Niño Administración Nacional Oceánica y Atmosférica
4 ¿Qué son El Niño y La Niña? Administración Nacional Oceánica y Atmosférica
5 corrientes oceánicas superficiales Administración Nacional de Aeronáutica y Espacio
6 Entendiendo a El Niño Administración Nacional Oceánica y Atmosférica
7 Topografía de la superficie del océano desde el espacio Administración Nacional de Aeronáutica y Espacio
8 Centro de predicción climática Administración Nacional Oceánica y Atmosférica


Abstracto

Comportamiento electroquímico de la aleación de magnesio MA8 en medio esencial mínimo (MEM) y 0,83 en peso. El% de solución de NaCl se compara usando SVET, mediciones de pH locales y pruebas de desprendimiento de hidrógeno. Los productos de corrosión formados en las superficies de la aleación se caracterizan mediante análisis XRD y SEM-EDX. Los subproductos potenciales de las actividades de las células y las bacterias aumentan la actividad de la muestra en el MEM en la etapa inicial de inmersión del material. La tasa de desprendimiento de hidrógeno es mayor para las muestras en solución de NaCl en comparación con MEM. La formación de hidroxiapatita sustituida con magnesio parcialmente protectora estabiliza el pH local del MEM por debajo de 9,0 y no permite aumentar el pH durante la corrosión.


Corrientes oceánicas superficiales

El agua en la superficie del océano es movida principalmente por vientos que soplan en ciertos patrones debido al giro de la Tierra y al efecto Coriolis. Los vientos pueden mover los 400 metros superiores del océano creando corrientes oceánicas superficiales.

Las corrientes oceánicas superficiales forman grandes patrones circulares llamados giros. Los giros fluyen en el sentido de las agujas del reloj en los océanos del hemisferio norte y en sentido antihorario en los océanos del hemisferio sur debido al efecto Coriolis. creando corrientes oceánicas superficiales. Cerca de los polos de la Tierra, los giros tienden a fluir en la dirección opuesta.

Las corrientes oceánicas superficiales fluyen en un patrón regular, pero no todas son iguales. Algunas corrientes son profundas y estrechas. Otras corrientes son poco profundas y anchas. Las corrientes a menudo se ven afectadas por la forma del fondo del océano. Algunos se mueven rápidamente mientras que otros se mueven más lentamente. Una corriente también puede cambiar algo en profundidad y velocidad con el tiempo.

Las corrientes oceánicas superficiales pueden ser muy grandes. La Corriente del Golfo, una corriente de superficie en el Atlántico Norte, transporta 4500 veces más agua que el río Mississippi. Cada segundo, noventa millones de metros cúbicos de agua pasan por la bahía de Chesapeake (EE. UU.) En la Corriente del Golfo.

Las corrientes oceánicas superficiales transportan calor de un lugar a otro en el sistema terrestre. Esto afecta los climas regionales. El Sol calienta el agua en el ecuador más que en las regiones polares de alta latitud. El calor viaja en corrientes superficiales a latitudes más altas. Una corriente que trae calor a una región de alta latitud hará que el clima de esa región sea menos frío.

Las corrientes oceánicas superficiales pueden crear remolinos, remolinos de agua, a medida que fluyen. Las corrientes oceánicas superficiales también pueden afectar la surgencia en muchos lugares. Son importantes para los navegantes que planean rutas a través del océano. Las corrientes también son importantes para la vida marina porque transportan criaturas por todo el mundo y afectan la temperatura del agua en los ecosistemas.


Cómo funcionan las corrientes oceánicas

Las corrientes oceánicas que ocurren a 328 pies (100 metros) de profundidad o más, generalmente se clasifican como corrientes superficiales. Corrientes superficiales, que incluyen costerocorrientes y corrientes oceánicas superficiales, son impulsados ​​principalmente por los vientos.

Probablemente estés familiarizado con corrientes costeras si alguna vez has ido a la playa. Estas corrientes superficiales también afectan a las formaciones terrestres y de olas. Para comprender mejor las corrientes costeras, es útil comprender primero ondas.

A medida que los vientos soplan a través del océano, tiran de la superficie del agua y la acumulación de energía forma ondas. La velocidad del viento, la distancia que sopla y el tiempo que sopla afectan el tamaño de las olas. Si el viento sopla rápido, durante mucho tiempo y una gran distancia en la misma dirección, se forman grandes olas. Las olas rompen cuando sus bases se encuentran con el fondo del mar y se vuelven inestables, cayendo a la orilla.

La energía liberada cuando las olas rompen en la playa crea corrientes litorales. Cuando las olas se acercan a la playa en ángulo en lugar de de frente, parte de la energía de la ola se dirige perpendicular a la orilla y parte de ella se dirige paralela a la orilla. La energía paralela genera la corriente litoral, que corre a lo largo de la costa. Si alguna vez ha estado nadando en el océano y sintió que el océano lo arrastraba hacia la orilla, entonces ha sentido el impacto de una corriente costera.

A medida que viajan estas corrientes, recogen sedimentos y los transportan por la playa en un proceso conocido como deriva costera. La deriva costera puede formar afloramientos largos y estrechos de tierra llamados escupe, así como también islas barrera, largas islas ubicadas paralelas a la costa. Las islas de barrera cambian constantemente a medida que las corrientes costeras siguen recogiendo, moviendo y volviendo a depositar arena.

Corrientes de resaca son otro tipo de corriente costera que se forma donde las formaciones terrestres submarinas evitan que las olas fluyan directamente hacia el mar. Probablemente haya visto letreros colocados en la playa, advirtiendo sobre corrientes de resaca. Son el resultado de olas gastadas (u olas que ya se han estrellado) que salen de una abertura estrecha, como una ruptura en un banco de arena, con gran fuerza. Imagínese el gran volumen de agua que sale de la tina cuando abre el pequeño desagüe y obtiene la idea general de una corriente de resaca. Puede aprender todo sobre las corrientes de resaca en "Cómo funcionan las corrientes de resaca".

Sin embargo, otro tipo de corriente costera llamada afloramiento ocurre cuando los vientos desplazan el agua de la superficie al soplarla y el agua más profunda se eleva para reemplazarla. El proceso opuesto, hundimiento, ocurre cuando el viento empuja el agua de la superficie hacia una barrera, como la costa, y la acumulación de agua resultante obliga a que el agua de la superficie se hunda. Ambos procesos también pueden ocurrir en mar abierto.

La surgencia y la bajada son cruciales para el ciclo de nutrientes en el océano. Las capas de agua frías y más profundas son ricas en nutrientes y dióxido de carbono, mientras que las aguas superficiales más cálidas son ricas en oxígeno. Cuando las ponedoras cambian de lugar, los nutrientes y los gases también lo hacen.

El flujo descendente evita que el oxígeno disuelto se utilice para la descomposición de la materia orgánica en la superficie, lo que podría provocar una proliferación de bacterias anaeróbicas y una acumulación de sulfuro de hidrógeno tóxico. Mientras tanto, la surgencia permite que los ecosistemas prosperen donde de otra manera no lo harían. La afluencia de nutrientes de aguas más frías y profundas alimenta una amplia variedad de vida en lugares inverosímiles, como la Antártida.

Mientras que las corrientes costeras son causadas por los vientos locales, las corrientes superficiales en el océano abierto se originan a partir de patrones de viento globales. En la página siguiente, aprenderá sobre estas corrientes.


Predicción de las corrientes de la superficie del océano mediante el modelo numérico de predicción del tiempo y la red neuronal de Kohonen: un estudio del norte del Adriático

El documento documenta un concepto de sistema de pronóstico oceánico para las corrientes superficiales del océano basado en un mapa autoorganizado (SOM) entrenado por un modelo de predicción numérica del tiempo (NWP) de alta resolución y datos de radar de alta frecuencia (HF). Los datos de viento y corrientes superficiales de la zona costera del norte del Adriático se utilizaron en una fase de entrenamiento de 6 meses para obtener patrones de MOS. Una correlación muy alta entre la corriente y la corriente unida y los patrones de SOM del viento indicó la fuerte relación entre los vientos y las corrientes y permitió la creación de un sistema de predicción. El aumento de las dimensiones de la MOS no aumentó la confiabilidad del sistema de pronóstico, ya que se vio limitado por la cantidad de datos utilizados para el entrenamiento y logró los errores más bajos para la matriz de MOS 4 × 4. As the HF radars and high-resolution NWP models are strongly expanding in coastal oceans, providing reliable and long-term datasets, the applicability of the proposed SOM-based forecasting system is expected to be high.

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Ver el vídeo: Sesión #9 - El océano y el clima - Tema: VARIABILIDAD, CAMBIO CLIMÁTICO Y MODELACIÓN.