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Flujos de circulación profunda

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Existen varios puntos donde se generan flujos desde la superficie oceánica hacia mayores profundidades, lo que induce una circulación profunda. Esta circulación está sujeta a la fuerza de Coriolis, lo que provoca desviaciones y algunos flujos hacia la superficie (ascenso) que se asocian con las corrientes superficiales.

El modelo clásico para estas corrientes es el de Stommel y Arons, que, aunque simple, explica los diferentes flujos de profundidad observados.

[1] Ocean Circulation Theory, Joseph Pedlosky, Springer 1998 (7.3 Stommel-Arons Theory: Abyssal Flow on the Sphere)

>Modelo

ID:(1623, 0)



Mecanismos

Iframe

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Código
Concepto

Mecanismos

ID:(15584, 0)



Circulación termohalina

Concepto

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El flujo de agua en las capas más profundas del océano se conoce como circulación termohalina (Termohaline Circulation - THC), ya que su movimiento está asociado con variaciones de temperatura (termo) y salinidad (halina). Para comprender cómo ocurre esto, es necesario describir primero la estructura del sistema.

De manera simplificada, el océano se puede modelar como un sistema de tres capas:

- Una capa superior en la cual el movimiento del agua es generado por las corrientes de aire que actúan sobre ella.
- Una capa intermedia cuyo movimiento se genera debido a diferencias de densidad en los océanos, las cuales son causadas por diferencias de temperatura y salinidad (termohalina).
- Una capa profunda que se considera en reposo.

El aumento de la densidad hacia los polos, donde el agua es más fría, provoca que el agua literalmente se hunda, generando una subducción debajo de la capa superficial. El siguiente diagrama resume lo descrito:

ID:(12095, 0)



Circulación termohalina sobre el planeta

Descripción

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Si observamos el globo terráqueo, la circulación termohalina se genera cerca de uno de los polos (norte o sur) mediante agua que, debido a su mayor salinidad y menor temperatura, comienza a hundirse. Su flujo se dirige hacia el ecuador, dando lugar a una surgencia que provoca que parte del agua ascienda y fluya en dirección al polo para reemplazar el agua que desciende.

Representación del atlantico norte en el modelo de Stommel y Arons [1], [2]

[1] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanI. Stationary planetary flow patterns on a sphere. (Sobre la circulación abisal del océano mundial - I. Patrones de flujo planetario estacionario en una esfera.) Deep Sea Research (1953), 6(2), 140-154.

[2] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanII. An idealized model of the circulation pattern and amplitude in oceanic basins. (Sobre la circulación abisal del océano mundial - II. Un modelo idealizado del patrón y la amplitud de la circulación en cuencas oceánicas.) Deep Sea Research (1953), 6(3), 217-233.

ID:(12096, 0)



Modelo de caja

Descripción

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El modelo de Stommel y Arons [1], [2] considera el océano como una caja bidimensional con coordenadas en el eje x e y. En particular:

- Coordenadas en el eje x: x_w (oeste) y x_e (este).
- Coordenadas en el eje y: y_s (sur) y y_n (norte).

Estas coordenadas se representan en el siguiente gráfico:

Modelo caja del atlantico [1], [2].

[1] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanI. Stationary planetary flow patterns on a sphere. (Sobre la circulación abisal del océano mundial - I. Patrones de flujo planetario estacionario en una esfera.) Deep Sea Research (1953), 6(2), 140-154.

[2] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanII. An idealized model of the circulation pattern and amplitude in oceanic basins. (Sobre la circulación abisal del océano mundial - II. Un modelo idealizado del patrón y la amplitud de la circulación en cuencas oceánicas.) Deep Sea Research (1953), 6(3), 217-233.

ID:(12082, 0)



Tiempos característicos

Descripción

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Cada etapa está asociada a un tiempo característico:

- Tiempo de viaje con el flujo principal \Delta t_y
- Tiempo de desvío con el flujo de pérdida \Delta t_x
- Tiempo de surgencia \Delta t_z

ID:(13426, 0)



Velocidades y aceleraciones por flujo

Descripción

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Cada tiempo característico se asocia vía el camino recorrido a las velocidades y aceleraciones:

- Con el flujo principal v_y, a_y.
- Con el flujo de pérdida v_x, a_x.
- Con la surgencia v_z, a_z.

Por lo general, la velocidad inicial (v_y) desencadena, a través de la fuerza de Coriolis, las aceleraciones que conducen a la pérdida y a la surgencia.

ID:(13427, 0)



Geometría del flujo de perdida

Descripción

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El flujo de pérdida no es uniforme y se distribuye a lo largo de la latitud, por lo que se modela en función de su distancia a la posición más al norte. De esta manera, es nulo en latitudes del norte y máximo en el borde sur del rectángulo donde se modela la circulación:

ID:(13428, 0)



Geometría del flujo de surgencia

Descripción

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Dado que el flujo de pérdida no es uniforme, la surgencia tampoco lo será. Dentro del mismo modelo, se asume que la surgencia es máxima en el borde este del rectángulo donde se modela la circulación. De manera análoga a la pérdida, se asume una relación lineal:

ID:(13429, 0)



Principales flujos de corrientes profundas

Descripción

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En la modelación del flujo profundo, se deben considerar cuatro flujos:

El flujo principal F_w, que se desplaza a lo largo del fondo.
El flujo de pérdida F_i, que es la fracción desviada debido a la fuerza de Coriolis.
El flujo de surgencia U_x, que corresponde a la fracción de pérdida que alcanza la superficie.
El flujo de hundimiento S_0, proveniente de las corrientes superficiales, incluyendo las pérdidas que vuelven a hundirse.

ID:(13425, 0)



Corrientes submarinas y Coriolis

Descripción

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La denominada Fuerza de Coriolis desempeña un papel esencial en la dinámica del agua en los polos, influenciando cómo las masas de agua descienden debido a las variaciones en temperatura y salinidad.



Al analizar el Océano Atlántico, se puede notar un movimiento del agua desde el polo hacia el ecuador, que se desvía hacia el oeste. Este fenómeno es causado por el retraso en relación con la rotación del planeta, al pasar de una zona de menor velocidad a lo largo de la latitud a una de mayor. Este comportamiento se puede modelar mediante la ecuación de Coriolis para la dirección x, que con es

a_{s,x} = f v_y



En esta ecuación, el factor de Coriolis f es positivo en el hemisferio norte y negativo en el sur, lo que genera una tendencia de la corriente a \'acercarse\' hacia el continente americano.

El contorno geográfico del continente permite un movimiento en la dirección x (longitud), resultando en una aceleración en la dirección y (latitud), que puede calcularse con

a_{s,y} = - f v_x



Este cálculo revela que cerca del ecuador se generan desplazamientos que alejan agua de la corriente principal, moviéndola hacia el norte. Si se examina la aceleración en la dirección z (profundidad) y se tiene en cuenta que el \beta también cambia de signo con el hemisferio, el resultado es positivo. En otras palabras, se observa una surgencia que puede estimarse con aceleración de Coriolis en dirección z m/s^2, factor Beta de Coriolis rad/s m, radio del planeta m y velocidad en paralelo m/s mediante

a_{cz} = R \beta v_x

ID:(12122, 0)



Flujos de profundidad de Stommel-Arons

Descripción

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Stommel y Arons [1], [2] al final resuelven el modelo indicando los principales flujos de profundidad que existen sobre todo el globo:

[1] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanI. Stationary planetary flow patterns on a sphere. (Sobre la circulación abisal del océano mundial - I. Patrones de flujo planetario estacionario en una esfera.) Deep Sea Research (1953), 6(2), 140-154.

[2] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanII. An idealized model of the circulation pattern and amplitude in oceanic basins. (Sobre la circulación abisal del océano mundial - II. Un modelo idealizado del patrón y la amplitud de la circulación en cuencas oceánicas.) Deep Sea Research (1953), 6(3), 217-233.

ID:(12099, 0)



Estructura del modelo de Stommel-Arons

Descripción

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Cuando Stommel y Arons [1], [2] establecieron su primer modelo de circulación termohalina, subdividieron los distintos océanos en zonas con surgencia definida (flechas hacia arriba) y con dos fuentes, una en el Ártico y otra en la Antártida:

Modelo de circulación a nivel global en Sv (Sverdrup) (10^6 m^3/s) [2].

[1] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanI. Stationary planetary flow patterns on a sphere. (Sobre la circulación abisal del océano mundial - I. Patrones de flujo planetario estacionario en una esfera.) Deep Sea Research (1953), 6(2), 140-154.

[2] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanII. An idealized model of the circulation pattern and amplitude in oceanic basins. (Sobre la circulación abisal del océano mundial - II. Un modelo idealizado del patrón y la amplitud de la circulación en cuencas oceánicas.) Deep Sea Research (1953), 6(3), 217-233.

ID:(12098, 0)



Circulación termohalina real

Descripción

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Las mediciones han demostrado que la circulación termohalina es un sistema globalmente integrado. Este sistema tiene al menos dos puntos que pueden considerarse como fuentes, y su recorrido se extiende a través de todos los océanos.

ID:(12097, 0)



Estudio del posible colapso del flujo profundo

Descripción

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A través de múltiples simulaciones se estudian los efectos del deshielo de los casquetes polares en la supresión de los hundimientos y su impacto en la circulación profunda. Existen indicios de que la circulación ha comenzado a reducirse, sin embargo, el colapso de la circulación profunda no implica necesariamente que ocurra lo mismo con la circulación superficial, que es generada por los vientos. Lo que podría suceder es un desplazamiento en la circulación superficial, lo que resultaría en una reducción de la contribución de la Corriente del Golfo de aguas cálidas en el norte de Europa.

A continuación se muestra un diagrama de las variaciones de los flujos en unidades de Sv (Sverdrup), que equivale a 10^6,m^3/s:

Si asumimos una tasa de hundimiento de aproximadamente 20 Sv, se concluye que en algunas simulaciones se observa la detención de la circulación profunda. Estas variaciones están asociadas a diferentes escenarios futuros de la actividad humana y consideraciones para aspectos en los que se tiene menos certeza sobre su ocurrencia. Para obtener más detalles, se pueden consultar los informes del Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático (IPCC).

ID:(13430, 0)



Modelo

Top

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Parámetros

Símbolo
Texto
Variable
Valor
Unidades
Calcule
Valor MKS
Unidades MKS
H
H
Altura media del flujo
m
x_e
x_e
Distancia borde este y meridiano de Greenwich
m
y_n
y_n
Distancia ecuador borde norte
m
\beta
beta
Factor Beta de Coriolis
rad/s m
f
f
Factor de Coriolis
rad/s
f_0
f_0
Factor de Coriolis de referencia
rad/s
T_i
T_i
Flujo principal
m^3/s
\varphi
phi
Latitud
rad
R
R
Radio del planeta
m
\omega
omega
Velocidad angular del planeta
rad/s
v_{zx}
v_zx
Velocidad de surgencia por meridiano
m/s

Variables

Símbolo
Texto
Variable
Valor
Unidades
Calcule
Valor MKS
Unidades MKS
a_{c,z}
a_cz
Aceleración de Coriolis en dirección z
m/s^2
\Delta x
Dx
Ancho de la caja modelo Stommel y Arons
m
S_0
S_0
Flujo de entrada
m^3/s
T_w
T_w
Flujo de pérdida
m^3/s
U_x
U_x
Flujo medio de surgencia por latitud
m^3/s
\Delta t_y
Dt_y
Intervalo de tiempo característico movimiento en y
s
\Delta t_z
Dt_z
Intervalo de tiempo característico movimiento en z
s
\Delta y
Dy
Largo de la caja modelo Stommel y Arons
m
y
y
Posición en latitud
m
x
x
Posición en longitud
m
v_y
v_y
Velocidad en meridiano
m/s
v_x
v_x
Velocidad en paralelo
m/s
v_z
v_z
Velocidad en surgencia
m/s

Cálculos


Primero, seleccione la ecuación: a , luego, seleccione la variable: a
a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R f = f_0 + beta * y S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_y = f * v_z /( H * beta ) v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z

Cálculos

Símbolo
Ecuación
Resuelto
Traducido

Cálculos

Símbolo
Ecuación
Resuelto
Traducido

Variable Dado Calcule Objetivo : Ecuación A utilizar
a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R f = f_0 + beta * y S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_y = f * v_z /( H * beta ) v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z




Ecuaciones

#
Ecuación

a_{cz} = R \beta v_x

a_cz = R * beta * v_x


\beta =\displaystyle\frac{ 2 \omega \cos \varphi }{ R }

beta = 2* omega * cos( phi )/ R


f = f_0 + \beta y

f = f_0 + beta * y


S_0 + T_i = T_w + U_x

S_0 + T_i = T_w + U_x


S_0 = v_z \Delta x \Delta y

S_0 = v_z * Dx * Dy


T_i = \displaystyle\frac{f v_z}{\beta} \Delta x

T_i = f * v_z * Dx / beta


T_w =\displaystyle\frac{ S_0 }{ y_n }\left(\displaystyle\frac{ f_0 }{ \beta } + 2 y \right)

T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n


T_w = v_z \Delta x \left(\displaystyle\frac{ f }{ \beta } + y \right)

T_w = v_z * Dx *( f / beta + y )


U_x = v_z \Delta x ( y_n - y )

U_x = v_z * Dx * ( y_n - y )


v_y = \displaystyle\frac{f}{\beta H} v_z

v_y = f * v_z /( H * beta )


v_z =\displaystyle\frac{ \beta }{ f }\displaystyle\frac{ \Delta t_z }{ \Delta t_y } R v_y

v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f )


v_z(x) =\displaystyle\frac{2 v_z }{ H }( x_e - x )

v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H

ID:(15585, 0)



Variación del factor de Coriolis en el arco

Ecuación

>Top, >Modelo


Siguiendo una analogía con el factor de Coriolis, podemos investigar cómo varía este factor a lo largo del arco, lo cual nos lleva a obtener el factor Beta de Coriolis (\beta) dado por la latitud (\varphi), el radio del planeta (R) y la velocidad angular del planeta (\omega) mediante:

\beta =\displaystyle\frac{ 2 \omega \cos \varphi }{ R }

\beta
Factor Beta de Coriolis
rad/s m
9060
\varphi
Latitud
rad
8596
R
Radio del planeta
m
8566
\omega
Velocidad angular del planeta
rad/s
8595
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z

En analogía a el factor de Coriolis (f) definido con la latitud (\varphi) y la velocidad angular del planeta (\omega) como:

f = 2 \omega \sin \varphi



el factor varía en el arco R\theta, con el radio del planeta (R) y la latitud (\varphi) como la latitud, según:

\displaystyle\frac{\partial f}{\partial (R\varphi) }=\displaystyle\frac{ 2\omega\cos\varphi }{R}



por lo que se puede definir el factor Beta de Coriolis (\beta) como:

\beta =\displaystyle\frac{ 2 \omega \cos \varphi }{ R }

ID:(12105, 0)



Surgencia en base a aceleración de Coriolis

Ecuación

>Top, >Modelo


Basándonos en la relación entre la aceleración de Coriolis y las velocidades en cada eje, podemos estimar la aceleración de la surgencia que se producirá en la circulación. Utilizando la parametrización que depende del tamaño del sector y la latitud de la ubicación, obtenemos la aceleración de Coriolis en dirección z (a_{c,z}) en función de el factor Beta de Coriolis (\beta), el radio del planeta (R) y la velocidad en paralelo (v_x):

a_{cz} = R \beta v_x

a_{c,z}
Aceleración de Coriolis en dirección z
m/s^2
8599
\beta
Factor Beta de Coriolis
rad/s m
9060
R
Radio del planeta
m
8566
v_x
Velocidad en paralelo
m/s
9073
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z

Cuando hay un movimiento en la dirección x (este-oeste), se genera la aceleración de Coriolis en dirección z (a_{c,z}) con la velocidad x del objeto (v_x), la velocidad angular del planeta (\omega) y la latitud (\varphi):

a_{c,z} = 2 \omega v_x \cos \varphi



Esta situación se complementa con la aceleración de Coriolis en la superficie, en dirección x (a_{s,x}) (este-oeste), utilizando el factor de Coriolis (f) y la velocidad y del objeto (v_y):

a_{s,x} = f v_y



y la aceleración de Coriolis en la superficie, en dirección y (a_{s,y}) (norte-sur) con el factor de Coriolis (f) y la velocidad x del objeto (v_x), que se define como:

a_{s,y} = - f v_x



Donde el factor de Coriolis (f) está definido como:

f = 2 \omega \sin \varphi



Así, podemos introducir el factor Beta de Coriolis (\beta), definido como:

\beta =\displaystyle\frac{ 2 \omega \cos \varphi }{ R }



Obteniendo:

a_{cz} = R \beta v_x

ID:(12104, 0)



Relación entre surgencia y corriente

Ecuación

>Top, >Modelo


La continuidad del flujo nos permite determinar cómo están relacionadas las velocidades en cada fase. De esta manera, podemos estimar la velocidad en surgencia (v_z) en función de el factor Beta de Coriolis (\beta), el factor de Coriolis (f), el intervalo de tiempo característico movimiento en y (\Delta t_y), el intervalo de tiempo característico movimiento en z (\Delta t_z), el radio del planeta (R) y la velocidad en meridiano (v_y):

v_z =\displaystyle\frac{ \beta }{ f }\displaystyle\frac{ \Delta t_z }{ \Delta t_y } R v_y

\beta
Factor Beta de Coriolis
rad/s m
9060
f
Factor de Coriolis
rad/s
8600
\Delta t_y
Intervalo de tiempo característico movimiento en y
s
9065
\Delta t_z
Intervalo de tiempo característico movimiento en z
s
9066
R
Radio del planeta
m
8566
v_y
Velocidad en meridiano
m/s
9075
v_z
Velocidad en surgencia
m/s
9074
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z

Si introducimos tiempos típicos para cada dimensión, podemos estimar las aceleraciones de Coriolis a_i como velocidades v_i divididas por sus tiempos típicos \Delta t_i, es decir:

v_i =a_i \Delta t_i



con i=x,y,z. Para la aceleración de Coriolis en dirección z (a_{c,z}), con el radio del planeta (R), el factor Beta de Coriolis (\beta) y la velocidad en paralelo (v_x) tenemos que:

a_{cz} = R \beta v_x



Entonces tenemos que la velocidad en surgencia (v_z) es el factor Beta de Coriolis (\beta), el radio del planeta (R), la velocidad en paralelo (v_x) y el intervalo de tiempo característico movimiento en z (\Delta t_z):

v_z=\beta R v_x\Delta t_z



Por otro lado, con la ecuación para la componente y de la aceleración de Coriolis, se tiene para la aceleración de Coriolis en la superficie, en dirección y (a_{s,y}) con el factor de Coriolis (f) y la velocidad x del objeto (v_x)

a_{s,y} = - f v_x



por lo que la velocidad y del objeto (v_y) con el intervalo de tiempo característico movimiento en y (\Delta t_y):

v_y=a_{s,y}\Delta t_y=- f v_x \Delta t_y



Reemplazando la velocidad en paralelo (v_x) en esta ecuación anterior, obtenemos:

v_z =\displaystyle\frac{ \beta }{ f }\displaystyle\frac{ \Delta t_z }{ \Delta t_y } R v_y

ID:(12089, 0)



Velocidad en el fondo

Ecuación

>Top, >Modelo


Como la velocidad de surgencia es con factor Beta de Coriolis rad/s m, factor de Coriolis rad/s, intervalo de tiempo característico movimiento en y s, intervalo de tiempo característico movimiento en z s, radio del planeta m, velocidad en meridiano m/s y velocidad en surgencia m/s

v_z =\displaystyle\frac{ \beta }{ f }\displaystyle\frac{ \Delta t_z }{ \Delta t_y } R v_y



y la relación entre los tiempos debe cumplir con que la velocidad es

\displaystyle\frac{ R }{ \Delta t_y }\sim \displaystyle\frac{ H }{ \Delta t_z }



la velocidad en el fondo es con igual a

v_y = \displaystyle\frac{f}{\beta H} v_z

H
Altura media del flujo
m
9067
\beta
Factor Beta de Coriolis
rad/s m
9060
f
Factor de Coriolis
rad/s
8600
v_y
Velocidad en meridiano
m/s
9075
v_z
Velocidad en surgencia
m/s
9074
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z

ID:(12090, 0)



Surgencia

Ecuación

>Top, >Modelo


La surgência depende da velocidade em direção à superfície e da posição na caixa. Como é maior em direção ao equador e bastante uniforme ao longo da largura, ela é modelada de forma que varia apenas com a distância até a borda norte da caixa:

y_n - y



Portanto, com , temos o fluxo de surgência:

U_x = v_z \Delta x ( y_n - y )

\Delta x
Ancho de la caja modelo Stommel y Arons
m
9056
y_n
Distancia ecuador borde norte
m
9057
U_x
Flujo medio de surgencia por latitud
m^3/s
9076
y
Posición en latitud
m
9070
v_z
Velocidad en surgencia
m/s
9074
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z

ID:(12085, 0)



Velocidad de la surgencia a lo largo del ancho

Ecuación

>Top, >Modelo


La velocidad de surgencia se determina utilizando el valor ancho de la caja modelo Stommel y Arons m, distancia ecuador borde norte m, flujo medio de surgencia por latitud m^3/s, posición en latitud m y velocidad en surgencia m/s.

Se puede modelar el flujo dentro del interior de la caja utilizando la ecuación

U_x = v_z \Delta x ( y_n - y )

.

En particular, se observa que la velocidad de surgencia es mayor hacia el borde oeste, lo cual puede ser representado con ancho de la caja modelo Stommel y Arons m, distancia ecuador borde norte m, flujo medio de surgencia por latitud m^3/s, posición en latitud m y velocidad en surgencia m/s mediante

v_z(x) =\displaystyle\frac{2 v_z }{ H }( x_e - x )

H
Altura media del flujo
m
9067
x_e
Distancia borde este y meridiano de Greenwich
m
9054
x
Posición en longitud
m
9071
v_{zx}
Velocidad de surgencia por meridiano
m/s
9077
v_z
Velocidad en surgencia
m/s
9074
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z

La presencia del factor 2 en el modelo es debido a que se está tomando un promedio considerando el gradiente existente.

ID:(12086, 0)



Conservación de flujo

Ecuación

>Top, >Modelo


La conservación del flujo implica que el flujo que se desplaza a lo largo de la costa este de América, representado por T_w, y las componentes que experimentan surgencia, representadas por U_x, son inicialmente generados por el volumen que se hunde, denotado como S_0, además de aquellos provenientes de la circulación a través de la surgencia. Por lo tanto, podemos expresarlo de la siguiente manera:

S_0 + T_i = T_w + U_x

S_0
Flujo de entrada
m^3/s
9064
T_w
Flujo de pérdida
m^3/s
9063
U_x
Flujo medio de surgencia por latitud
m^3/s
9076
T_i
Flujo principal
m^3/s
9062
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z

ID:(12087, 0)



Modelo de la fuente

Ecuación

>Top, >Modelo


En este caso, existen dos tipos de flujos: el flujo superficial y el flujo hacia o desde la profundidad. Por conservación, podemos asumir que el flujo total que fluye hacia las profundidades en el punto S_0 debe ser igual al flujo total generado por la surgencia. Esta última ocurre en toda la superficie y con la velocidad vertical, por lo tanto:

S_0 = v_z \Delta x \Delta y

\Delta x
Ancho de la caja modelo Stommel y Arons
m
9056
S_0
Flujo de entrada
m^3/s
9064
\Delta y
Largo de la caja modelo Stommel y Arons
m
9059
v_z
Velocidad en surgencia
m/s
9074
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z

ID:(12088, 0)



Flujo por el fondo

Ecuación

>Top, >Modelo


Si se multiplica la velocidad con altura media del flujo m, factor Beta de Coriolis rad/s m, factor de Coriolis rad/s, velocidad en meridiano m/s y velocidad en surgencia m/s

v_y = \displaystyle\frac{f}{\beta H} v_z



por la altura H y ancho \Delta x se tiene el flujo

T_i \sim v_y H \Delta x



o sea que con altura media del flujo m, factor Beta de Coriolis rad/s m, factor de Coriolis rad/s, velocidad en meridiano m/s y velocidad en surgencia m/s el flujo

T_i = \displaystyle\frac{f v_z}{\beta} \Delta x

\Delta x
Ancho de la caja modelo Stommel y Arons
m
9056
\beta
Factor Beta de Coriolis
rad/s m
9060
f
Factor de Coriolis
rad/s
8600
T_i
Flujo principal
m^3/s
9062
v_z
Velocidad en surgencia
m/s
9074
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z

ID:(12091, 0)



Flujo de salida

Ecuación

>Top, >Modelo


Considerando la ecuación de balance, con flujo de entrada m^3/s, flujo de pérdida m^3/s, flujo medio de surgencia por latitud m^3/s y flujo principal m^3/s:

S_0 + T_i = T_w + U_x



la contribución de la fuente con ancho de la caja modelo Stommel y Arons m, flujo de entrada m^3/s, largo de la caja modelo Stommel y Arons m y velocidad en surgencia m/s, que es:

S_0 = v_z \Delta x \Delta y



el flujo de fondo ancho de la caja modelo Stommel y Arons m, factor Beta de Coriolis rad/s m, factor de Coriolis rad/s, flujo principal m^3/s y velocidad en surgencia m/s:

T_i = \displaystyle\frac{f v_z}{\beta} \Delta x



y la surgencia, con ancho de la caja modelo Stommel y Arons m, distancia ecuador borde norte m, flujo medio de surgencia por latitud m^3/s, posición en latitud m y velocidad en surgencia m/s:

U_x = v_z \Delta x ( y_n - y )



asumiendo que la zona llega al ecuador (y_s\sim 0 y, por lo tanto, \Delta y = y_n-y_s\sim y_n), se tiene que, con ancho de la caja modelo Stommel y Arons m, distancia ecuador borde norte m, flujo medio de surgencia por latitud m^3/s, posición en latitud m y velocidad en surgencia m/s:

T_w = v_z \Delta x \left(\displaystyle\frac{ f }{ \beta } + y \right)

\Delta x
Ancho de la caja modelo Stommel y Arons
m
9056
\beta
Factor Beta de Coriolis
rad/s m
9060
f
Factor de Coriolis
rad/s
8600
T_w
Flujo de pérdida
m^3/s
9063
y
Posición en latitud
m
9070
v_z
Velocidad en surgencia
m/s
9074
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z

ID:(12092, 0)



Desarrollo del factor de Coriolis

Ecuación

>Top, >Modelo


Ya que el factor de Coriolis se define como :

f = 2 \omega \sin \varphi



puede relacionarse con el factor beta en función de su variación alrededor de una posición. Esto se debe a que, en el desarrollo de Taylor, se obtiene:

f \sim f_0 + \frac{df}{dy}y



donde la derivada es:

\frac{df}{dy} = 2\omega\cos\theta = \beta



Por lo tanto, utilizando , se tiene:

f = f_0 + \beta y

\beta
Factor Beta de Coriolis
rad/s m
9060
f
Factor de Coriolis
rad/s
8600
f_0
Factor de Coriolis de referencia
rad/s
9072
y
Posición en latitud
m
9070
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z

ID:(12093, 0)



Flujo de salida, sin dependencia de la velocidad

Ecuación

>Top, >Modelo


Con ancho de la caja modelo Stommel y Arons m, factor Beta de Coriolis rad/s m, factor de Coriolis rad/s, flujo de pérdida m^3/s, posición en latitud m y velocidad en surgencia m/s la ecuación

T_w = v_z \Delta x \left(\displaystyle\frac{ f }{ \beta } + y \right)



se puede reescribir con factor Beta de Coriolis rad/s m, factor de Coriolis rad/s, factor de Coriolis de referencia rad/s y posición en latitud m

f = f_0 + \beta y



con factor Beta de Coriolis rad/s m, factor de Coriolis rad/s, factor de Coriolis de referencia rad/s y posición en latitud m como

T_w =\displaystyle\frac{ S_0 }{ y_n }\left(\displaystyle\frac{ f_0 }{ \beta } + 2 y \right)

y_n
Distancia ecuador borde norte
m
9057
\beta
Factor Beta de Coriolis
rad/s m
9060
f_0
Factor de Coriolis de referencia
rad/s
9072
S_0
Flujo de entrada
m^3/s
9064
T_w
Flujo de pérdida
m^3/s
9063
y
Posición en latitud
m
9070
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDxx_ey_nbetaff_0S_0T_wU_xT_iDt_yDt_zDyphiyxRomegav_zxv_yv_xv_z

ID:(12094, 0)