Las corrientes oceánicas son causadas por la gravedad, la fricción del viento y los cambios en la densidad del agua de diferentes partes del océano, y están compuestas por las partes horizontales y verticales del sistema de circulación de agua de mar. Las corrientes oceánicas son similares a los vientos en la atmósfera porque transfieren grandes cantidades de calor desde la región ecuatorial de la tierra a los polos y, por lo tanto, juegan un papel importante en la determinación del clima de las regiones costeras. Además, las corrientes oceánicas y la circulación atmosférica se afectan entre sí.

La circulación general del océano determina el movimiento promedio del agua de mar, y al igual que la atmósfera, el agua de mar sigue un patrón específico. Las oscilaciones de las mareas y las olas se superponen a este patrón, no se consideran parte de la circulación general. También hay corrientes tortuosas y de Foucault, que representan la variación temporal del ciclo general. El modelo de circulación oceánica intercambia agua con características cambiantes como la temperatura y la salinidad en redes oceánicas interconectadas, que es una parte importante del calor climático global y el flujo de agua dulce. El movimiento horizontal se llama corriente, y su amplitud varía desde unos pocos centímetros por segundo hasta 4 metros (aproximadamente 13 pies) por segundo.

La velocidad superficial característica es de aproximadamente 5 a 50 cm (aproximadamente 2 a 20 pulgadas) por segundo. La corriente generalmente disminuye al aumentar la profundidad. El movimiento vertical generalmente se llama ascenso y descenso, pero la velocidad es mucho más baja, solo unos pocos metros por mes. Dado que el agua de mar es casi incompresible, el movimiento vertical está relacionado con las regiones de convergencia y divergencia del patrón de flujo horizontal.

Distribución actual

El diagrama de circulación general de la superficie del mar se construyó originalmente a partir de una gran cantidad de datos, que se obtuvo al verificar la deriva residual del barco después de verificar el rumbo y la velocidad. Estos procesos se denominan cálculos muertos. Actualmente, esta información es recolectada por satélites en el mar que sigue a los vagabundos terrestres. Este modelo es casi completamente un ciclo impulsado por el viento.

En la superficie, la circulación impulsada por el viento hace que el ciclón (gran piscina de corriente anti-ciclón que gira alrededor del punto central) mueva su centro hacia el oeste, formando así un fuerte flujo del límite occidental frente a la costa este continental (como la Corriente del Golfo). El Atlántico Norte, la corriente noruega en el Atlántico y el Kuroshio, la corriente del Pacífico Norte en el Pacífico. En el hemisferio sur, la circulación de la circulación en sentido contrario a las agujas del reloj produce un fuerte flujo del límite oriental frente a la costa oeste del continente, como el flujo de Perú (Humboldt) fuera de América del Sur, el flujo de Benguela fuera de África occidental y el flujo de Australia occidental. Las corrientes en el hemisferio sur también se ven afectadas por las poderosas corrientes antárticas que circulan hacia el este. Esta es una corriente muy profunda, muy fría y relativamente lenta, pero transporta mucha agua, aproximadamente el doble de la Corriente del Golfo. Las corrientes en Perú y Benguela extraen agua de las corrientes antárticas y, por lo tanto, son muy frías. El hemisferio norte carece de aguas abiertas continuas que bordean el Polo Norte, por lo que no hay una corriente oceánica circumpolar fuerte correspondiente, pero una pequeña cantidad de corriente fría fluye hacia el sur a través del Estrecho de Bering, formando los flujos de Oya y Anadyr en el este de Rusia, y el flujo de California en el oeste de América del Norte . Otras corrientes de aire fluyen al sur de Groenlandia, formando corrientes frías de Labrador y Groenlandia Oriental. Las corrientes Kuroshio-Pacífico Norte y Corriente del Golfo-Atlántico Norte-Noruega pasan a través del Cabo Bering, y las corrientes de Ciudad del Cabo y Spitsbergen occidental descargan aguas más cálidas en el Océano Ártico.

En los trópicos, grandes remolinos en sentido horario y antihorario fluyen hacia el oeste, a saber, las corrientes ecuatoriales del norte y sur del Pacífico, las corrientes ecuatoriales norte y sur del Atlántico y la corriente ecuatorial del sur de la India. A medida que el clima monzónico en el norte del Océano Índico se alterna, aparecen corrientes en el norte del Océano Índico y el Mar Arábigo. Entre estas enormes corrientes hay una contracorriente estrecha que fluye hacia el este.

Otros sistemas de corriente oceánica más pequeños que se encuentran en algunas áreas marinas cerradas o áreas oceánicas se ven menos afectados por el ciclo del viento y más afectados por la dirección de la entrada de agua. Tal corriente oceánica se encontró en el Mar de Tasmania, se encontró una circulación en sentido antihorario en el Mar de Tasmania en la Corriente del Océano de Australia Oriental que fluye hacia el sur, y se encontró una corriente oceánica en el Océano Pacífico Noroccidental, de las cuales La corriente de Kuroshio-Pacífico Norte provocó que las corrientes de Alaska y Aleutianas (o corrientes subárticas) giraran en sentido antihorario. ), La Bahía de Bengala y el Mar Arábigo.

El ciclo de aguas profundas se compone principalmente del ciclo de la sal caliente. El flujo de agua se infiere de la distribución de las propiedades del agua de mar, que rastrea la difusión de masas de agua específicas. La distribución de densidad también se usa para estimar la corriente profunda. Al desplegar un amperímetro desde el amarre anclado en la parte inferior y establecer instrumentos de flotabilidad neutra, se pueden observar directamente las corrientes subterráneas, y el sonido puede rastrear la deriva de profundidad de estos instrumentos de flotabilidad neutra.

Causas de las corrientes oceánicas.

La circulación general se rige por la ecuación de movimiento, que es una de las leyes básicas de la mecánica desarrollada por el físico y matemático británico Sir Isaac Newton, y es adecuada para cantidades continuas de agua. La ecuación muestra que el producto de la masa y la aceleración actual es igual a la suma vectorial de todas las fuerzas que actúan sobre la masa. Además de la gravedad, las fuerzas más importantes que causan y afectan las corrientes oceánicas son las fuerzas de gradiente de presión horizontal, las fuerzas de Coriolis y las fuerzas de fricción. Los términos de tiempo e inercia son generalmente de importancia secundaria para el flujo general, aunque se vuelven muy importantes para las características transitorias como la tortuosidad y el vórtice.

Gradiente de presión

La fórmula p = gρz proporciona la presión hidrostática p a cualquier profundidad por debajo del nivel del mar, donde g es la aceleración de la gravedad, ρ es la densidad del agua de mar, que aumenta con la profundidad, y z es la superficie de profundidad del fondo marino. Esto se llama ecuación hidrostática, y es una buena aproximación de la ecuación de movimiento de la fuerza que actúa en la dirección vertical. La diferencia en los niveles de densidad medidos a lo largo de una profundidad específica (debido a cambios en la temperatura y la salinidad) hace que la presión hidrostática cambie a lo largo de una superficie horizontal o topográfica (una superficie perpendicular a la dirección de aceleración de la gravedad). Aunque el gradiente horizontal de presión es mucho más pequeño que el cambio vertical de presión, causará corrientes oceánicas.

En un océano uniforme que tendrá una densidad potencial constante, una diferencia de presión horizontal solo puede ocurrir cuando la superficie del mar está inclinada. En este caso, la superficie isobárica (llamada superficie isobárica) está inclinada en la capa más profunda en el mismo ángulo que la superficie del mar. Esto se llama campo de masa de presión positiva. El gradiente de presión constante produce una velocidad actual independiente de la profundidad. Sin embargo, los océanos del mundo no son homogéneos. Los cambios horizontales en la temperatura y la salinidad hacen que el gradiente de presión horizontal cambie con la profundidad. Este es el campo de masa baroclínico, que hace que la corriente varíe con la profundidad. El gradiente de presión horizontal en el océano es una combinación de estos dos campos de masa.

La inclinación o el relieve del terreno de la superficie isostática que marca la superficie del mar (definida como p = 0) se puede construir de acuerdo con la distribución de densidad tridimensional utilizando la ecuación hidrostática. Dado que el valor absoluto de la presión no se mide en todas las profundidades del océano, se presenta la pendiente de la superficie del mar en relación con la superficie isobárica profunda. Se supone que la superficie isobárica profunda es horizontal. Como el ciclo impulsado por el viento se atenúa al aumentar la profundidad, la inclinación de la línea isobárica disminuye al aumentar la profundidad. La representación del relieve marino en relación con la superficie de referencia más profunda es una buena representación de la forma absoluta de la superficie del mar. La fluctuación total de la superficie del mar es de aproximadamente 2 metros (aproximadamente 6,5 pies), la zona subtropical es “colinas” y la región polar es “valles”. El cabezal de presión impulsa la circulación superficial.

Efecto Coriolis

La rotación de la tierra alrededor de su eje hace que el comportamiento de las partículas en movimiento se entienda solo al aumentar las fuerzas asociadas con la rotación. Para los observadores en el espacio, los objetos en movimiento continuarán moviéndose en línea recta, a menos que el movimiento esté sujeto a alguna otra fuerza. Sin embargo, para los observadores en la tierra, el movimiento no puede llevarse a cabo en línea recta porque el marco de referencia es la tierra giratoria. Esto es similar al efecto que encuentra un observador parado en una plataforma giratoria grande cuando un objeto se mueve en línea recta sobre la plataforma giratoria en relación con el mundo “exterior”. Se puede ver que la trayectoria del objeto en movimiento obviamente se desvía. Si el plato giratorio gira en sentido antihorario, la desviación aparente será a la derecha de la dirección del objeto en movimiento en relación con el observador fijado en el plato giratorio.

Esta influencia obvia es obvia en el comportamiento de las corrientes oceánicas. Se llama Coriolis, llamado así por Gustave-Gaspard Coriolis, un ingeniero y matemático francés del siglo XIX. Para la Tierra, la desviación horizontal debida a la fuerza de Coriolis inducida por la rotación actúa sobre las partículas que se mueven en cualquier dirección horizontal. También hay fuerzas verticales obvias, pero tienen poco efecto sobre las corrientes oceánicas. A medida que la tierra gira de oeste a este alrededor de su eje, los observadores en el hemisferio norte notarán que el objeto en movimiento está sesgado a la derecha. En el hemisferio sur, esta desviación será hacia la izquierda. Como resultado, las corrientes oceánicas se mueven en sentido horario (en sentido antihorario) en el hemisferio norte y en sentido antihorario (en sentido antihorario) en el hemisferio sur. Las fuerzas de Coriolis hacen que se desvíen unos 45 ° de la dirección del viento, y no hay una desviación horizontal obvia en el ecuador.

Se puede ver que la fuerza de Coriolis siempre es perpendicular al movimiento. Su componente horizontal Cf es proporcional al valor seno de la latitud geográfica (θ, valor positivo en el hemisferio norte y valor negativo en el hemisferio sur) y la velocidad c del cuerpo en movimiento. Está dada por Cf = c (2ωsinθ), donde ω = 7.29 × 10-5 radianes es la velocidad angular de la rotación de la tierra por segundo.

Fricción

El flujo de agua en el océano se ralentiza debido a la fricción, y el fluido circundante se mueve a diferentes velocidades. Las capas de fluido en movimiento más rápido tienden a arrastrarse a lo largo de las capas de movimiento más lento, y las capas de movimiento más lento tienden a reducir la velocidad de las capas de movimiento más rápido. Esta transferencia de impulso entre capas se llama fricción. La transferencia de momento es el producto de la turbulencia, que mueve la energía cinética a una escala menor hasta que se disipa como calor a una escala de decenas de micras (1 micra = 1 / 1,000 mm).

El viento que sopla sobre la superficie del mar transfiere impulso al agua. Esta fuerza de fricción sobre la superficie del mar (es decir, la tensión del viento) crea un ciclo impulsado por el viento. Las corrientes oceánicas que fluyen a lo largo del fondo marino y a ambos lados del océano también se ven afectadas por la fricción de la capa límite. El fondo marino estático elimina el impulso de la circulación del agua de mar.

Corrientes geostróficas

Para la mayoría de los océanos alejados de la capa límite, el grosor característico de la capa límite es de 100 metros (aproximadamente 330 pies), la fuerza de fricción es secundaria y la ecuación de movimiento de la fuerza horizontal se puede expresar como un simple equilibrio en la dirección horizontal. Gradiente de presión y fuerza de Coriolis. Esto se llama balance de tierra.

En una tierra no giratoria, el agua se acelerará debido a un gradiente de presión horizontal y fluirá de alta presión a baja presión. Sin embargo, en una tierra giratoria, la fuerza de Coriolis desvía el movimiento, y la aceleración se detiene solo cuando la velocidad U de la corriente es lo suficientemente rápida como para producir una fuerza de Coriolis que puede equilibrar con precisión la fuerza del gradiente de presión horizontal. El equilibrio geostático es dp / dx = v2ωsinθ, y dp / dy = –u2 sin, donde dp / dx y dp / dy son los gradientes de presión horizontal a lo largo del eje x y el eje y, respectivamente, y u y v son la velocidad U a lo largo de Los componentes horizontales del eje x y el eje y. De este balance se puede concluir que la dirección de la corriente debe ser perpendicular al gradiente de presión, porque la fuerza de Coriolis siempre es perpendicular al movimiento. En el hemisferio norte, esta dirección es tal que cuando se ve en la dirección actual, la alta presión está en el lado derecho, mientras que en el hemisferio sur, está en el lado izquierdo. Este tipo de corriente se llama corriente de tierra. Las ecuaciones simples proporcionadas anteriormente proporcionan la base para el cálculo indirecto de las corrientes oceánicas. El relieve en la superficie del mar también define la línea de corriente (trayectoria) del flujo del suelo en relación con el nivel de referencia profundo. La montaña representa alta presión, y el valle representa baja presión. El hemisferio norte gira en el sentido de las agujas del reloj, y la presión en el centro de rotación es mayor, lo que se denomina movimiento anticiclón.

La rotación en sentido antihorario con una presión central más baja es un movimiento de torbellino. En el hemisferio sur, el sentido de rotación se invierte, porque la fuerza de Coriolis ha cambiado sus signos de desviación.

Capa Ekman

El estrés ejercido por el viento en la superficie del océano es proporcional al cuadrado de la velocidad del viento y actúa en la dirección del viento para mover el agua superficial. Después de que el deporte infirió estos resultados por el oceanógrafo sueco V. Walfrid Ekman en 1902, la llamada capa Ekman se extendió a una profundidad de aproximadamente 100 metros. El modelo teórico fue diseñado para ayudar a explicar las observaciones de la deriva del viento ártico. En la capa Ekman del océano, el estrés del viento se equilibra con la fuerza y ​​la fricción de Coriolis.

El agua superficial está en un ángulo de 45 ° con respecto al viento, a la derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en el hemisferio sur. A medida que aumenta la profundidad de la capa límite, la velocidad actual disminuye y la dirección se aleja del viento en forma de espiral, convirtiéndose en antiparalelo al flujo superficial en el fondo de la capa con una velocidad de 1/23. Velocidad de superficie. Dado que generalmente no se cumplen ciertas condiciones, esta llamada hélice Ekman puede ser una excepción más que una regla, aunque cuando el campo de viento sopla con una fuerza constante, la corriente de superficie observada impulsada por el viento se desviará cuando sea inferior a 45° . Y direcciones para la mayor parte del día. Las partículas de agua promedio en la capa de Ekman se mueven en un ángulo de 90 ° con respecto al viento; el movimiento es a la derecha de la dirección del viento en el hemisferio norte y a la izquierda de la dirección del viento en el hemisferio sur. Este fenómeno se llama transporte Ekman, y sus efectos se observan ampliamente en el océano.

Debido a las diferentes ubicaciones del viento, el transporte de Ekman también es diferente, formando así una zona de confluencia y divergencia de las aguas superficiales. El área convergente fuerza el agua superficial hacia abajo durante un proceso llamado flujo descendente, mientras que el área divergente atrae agua hacia la capa de Ekman desde abajo durante un proceso llamado levantamiento. Los altibajos también pueden ocurrir donde el viento sopla paralelo a la costa. Las principales regiones ascendentes del mundo se encuentran a lo largo de la frontera oriental de las aguas marinas subtropicales, como las zonas costeras de Perú y el noroeste de África. La corriente ascendente en estas áreas enfría el agua superficial y trae el agua subterránea rica en nutrientes a la capa irradiada por el sol del océano, formando así un área de productividad biológica. La surgencia y la alta productividad también se encuentran en la zona de divergencia cerca del ecuador y la Antártida. Las principales áreas aguas abajo se encuentran en aguas marinas subtropicales, como el Mar de los Sargazos en el Atlántico Norte. Estas áreas carecen de nutrición y la vida marina también es muy pobre.

El movimiento vertical del agua de mar que entra y sale del fondo de la capa de Ekman todos los días asciende a menos de 1 metro (aproximadamente 3,3 pies), pero son importantes porque extienden el efecto del viento a aguas más profundas. En el área ascendente, la columna de agua debajo de la capa de Ekman se tira hacia arriba. Este proceso mantiene el momento angular en la tierra giratoria, haciendo que la columna de agua se desplace hacia los polos. Por el contrario, un flujo descendente fuerza el agua hacia la columna de agua debajo de la capa de Ekman, lo que provoca una deriva hacia el ecuador. Otro resultado del flujo ascendente y descendente de agua estratificada es la formación de campos de masa oblicuos. El agua superficial es menos densa que el agua profunda. La convergencia de Ekman tiene el efecto de menos agua superficial acumulada. El agua flota sobre la superficie del agua circundante, formando colinas al nivel del mar y empujando a los contraciclones a desviarse, que se extiende hasta la capa de Ekman. La divergencia es lo contrario: eliminan el agua superficial menos densa y la reemplazan con agua profunda más densa. Esto provoca una desviación ciclónica para bajar el nivel del mar.

El patrón actual producido por el transporte Ekman inducido por el viento se llama transporte Sverdrup después del oceanógrafo noruego H.U. Sverdrup propuso la teoría básica en 1947. Unos años más tarde (1950), el geofísico y oceanógrafo estadounidense Walter H. Munk y otros ampliaron el trabajo de Sverdrup para explicar muchas de las características principales de la circulación general impulsada por el viento mediante el uso del viento climático promedio. Distribución del estrés en la superficie del mar como fuerza impulsora.

Dos tipos de circulación oceánica.

La energía del ciclo oceánico en la superficie del mar proviene de dos fuentes, que definen dos tipos de ciclos: (1) el ciclo del viento forzado por el estrés del viento en la superficie del mar, que causa el intercambio de impulso; (2) el ciclo de la sal caliente causado por el cambio del nivel del mar. La densidad del agua ejercida sobre la superficie del mar a través del intercambio de calor oceánico y el agua con la atmósfera provoca el intercambio de flotabilidad. Estos dos tipos de ciclos no son completamente independientes, porque la flotabilidad del océano y el intercambio de impulso dependen de la velocidad del viento. El ciclo del viento es la parte más activa de los dos y está configurado para dominar la rotación del área oceánica. En la superficie, el ciclo del viento es el más fuerte. La circulación termohalina es lenta, con una velocidad típica de 1 cm (0,4 pulgadas) por segundo, pero este flujo se extiende hasta el fondo marino y forma un patrón de circulación alrededor del océano global.

Ciclo de viento

El patrón de ciclismo causado por el estrés del viento es similar para todos los océanos. En cada caso, la circulación del viento se divide en anillos giratorios que abarcan todo el océano: el anillo giratorio subtropical se extiende desde el sistema de flujo ecuatorial hasta el mayor viento del oeste en el campo de viento con latitudes cercanas a 50 °, mientras que el anillo giratorio subpolar es el más grande Los polos del viento del oeste se extienden. La penetración profunda de la corriente del viento depende de la fuerza de la estratificación del océano: en áreas con una fuerte estratificación (como las regiones tropicales), el flujo de agua superficial se extiende a una profundidad de menos de 1,000 metros (aproximadamente 3,300 pies), y en regiones polares de bajo nivel dentro del nivel del mar, la circulación del viento Todo el camino hasta el fondo del mar.

Flujo ecuatorial

En el ecuador, la mayor parte del flujo de agua apunta hacia el oeste: el hemisferio norte es la corriente ecuatorial norte y el hemisferio sur es la corriente ecuatorial sur. Cerca del ecuador (donde se encuentra el agua superficial más caliente), se produce una contracorriente ecuatorial que fluye hacia el este. La corriente se encuentra al norte del ecuador geográfico, tirando del borde norte de la corriente ecuatorial del sur a 5 ° N. El desplazamiento desde el hemisferio norte es similar al desplazamiento en el campo de viento. Los vientos este-oeste que pasan a través de las aguas oceánicas tropicales hacen que el transporte de Ekman se extienda en el ecuador, enfriando así las aguas superficiales.

En el ecuador geográfico, se encontró una corriente en chorro directamente debajo de la superficie del mar, que fluía hacia el este contra la corriente superficial. Esto se llama corriente subterránea ecuatorial. Alcanza velocidades superiores a 1 metro por segundo a una profundidad de casi 100 metros. Es impulsado por el nivel del mar más alto en el borde occidental del océano tropical, creando un gradiente de presión que, en ausencia de las fuerzas horizontales de Coriolis, impulsa la corriente de oeste a este a lo largo del ecuador. El campo de viento invierte el flujo en la capa superficial, causando la corriente de marea ecuatorial sur.

Aproximadamente tres a ocho años después del período irregular de la Oscilación del Sur (es decir, las fluctuaciones de presión en la región tropical del Océano Índico-Pacífico), la circulación ecuatorial experimentó cambios. Durante la Oscilación del Sur, la dirección del viento este-oeste se debilitó, y al aumentar el flujo en la contracorriente ecuatorial, el agua caliente en el borde occidental podría deslizarse hacia el este. La temperatura del agua superficial y el nivel del mar en el oeste están disminuyendo, y la temperatura del agua superficial y el nivel del mar en el este están aumentando. Este evento se llama fenómeno de El Niño. El efecto combinado de El Niño / Oscilación del Sur (ENOS) es motivo de gran preocupación porque está relacionado con el cambio climático global. En el Océano Índico tropical, los fuertes vientos del monzón inducen un patrón similar de ciclo estacional fuerte.

Rotonda subtropical

El ciclón subtropical tiene las características de un ciclo anticiclónico. La migración de Ekman en estos giros obligó a la superficie a sumergirse, provocando una convergencia subtropical alrededor de los 20 ° -30 ° de latitud. El centro del giro subtropical se mueve hacia el oeste. El meteorólogo y oceanógrafo estadounidense Henry M. Stommel (1948) explicó que este aumento en las corrientes oceánicas se debió al hecho de que la fuerza horizontal de Coriolis aumentó con el aumento de la latitud. Esto hace que la corriente del límite occidental que fluye hacia el polo sea una corriente similar a un chorro a una velocidad de 2 a 4 metros (6.5 a 13 pies) por segundo. Esta corriente transfiere el exceso de calor de las latitudes bajas a las altas. El flujo dentro del círculo subtropical ecuatorial y el límite oriental son completamente diferentes. La deriva lenta del agua de enfriamiento rara vez excede los 10 cm (aproximadamente 4 pulgadas) por segundo. Relacionado con estas corrientes está el aumento costero traído por Ekman costa afuera.

La más fuerte de las corrientes fronterizas occidentales es la Corriente del Golfo en el Atlántico Norte. Fluye a través de aproximadamente 30 millones de metros cúbicos (1 billón de pies cúbicos) de agua de mar por segundo en el Estrecho de Florida y aproximadamente 80 millones de metros cúbicos (2.8 billones de pies cúbicos) por segundo cuando pasa por el Cabo Hatteras en la costa de Carolina del Norte Un campo de viento a gran escala sobre el Océano Atlántico Norte, la Corriente del Golfo está separada del margen continental del Cabo Hatteras. Después de la separación, formará una ruta ondulada o sinuosa, y eventualmente producirá muchos remolinos de agua fría y caliente.

Un vórtice cálido compuesto de agua termoclina que normalmente se encuentra al sur de la Corriente del Golfo se inyecta en las aguas de la pendiente continental del noreste de los Estados Unidos. Se desplazaron hacia el sudoeste a una velocidad de aproximadamente 5 a 8 cm (aproximadamente 2 a 3 pulgadas) por segundo, y se unieron a la Corriente del Golfo al norte de Cabo Hatteras un año después. El vórtice frío del agua de la ladera se inyectó en el área al sur de la Corriente del Golfo y se desplazó hacia el suroeste. Aproximadamente dos años después, volvieron a entrar en la Corriente del Golfo en el norte de las Antillas. El camino que siguieron definió la circulación de retorno del Golfo de México que fluye en sentido horario.

Entre otras corrientes de la frontera occidental, el Kuroshio en el Pacífico Norte se parece más a la Corriente del Golfo, con transporte y vórtices similares. Las corrientes de Brasil y Australia Oriental son relativamente débiles. El volumen de tráfico de la corriente de Agulhas está cerca de la corriente del Golfo. Todavía mantiene contacto con la franja africana en la franja sur del continente africano. Luego, se separó del borde y se volvió hacia el Océano Índico en el llamado Aghas retrógrado. No toda el agua contenida en la corriente de Agulhas fluye hacia el este. Alrededor del 10% al 20% de los remolinos grandes se inyectan en el Atlántico Sur y migran lentamente en el Atlántico Sur.

Giro subpolar

El ciclotrón subpolar es una característica del ciclo ciclónico. El transporte de Ekman en estas características obliga a la surgencia y al agua superficial a divergir. En el Atlántico norte, la corriente ciclónica subpolar consiste en la corriente del océano Atlántico norte en el lado ecuatorial y la corriente del océano noruego que transporta agua relativamente cálida hacia el norte a lo largo de la costa noruega. El calor liberado a la atmósfera por la corriente noruega mantiene el clima templado del norte de Europa. A lo largo de la costa este de Groenlandia hay una corriente fría del este de Groenlandia que fluye hacia el sur. Circula alrededor del extremo sur de Groenlandia y continúa fluyendo hacia el Mar de Labrador. El flujo hacia el sur que continúa fluyendo desde la costa canadiense se llama Corriente de Labrador. La corriente está en gran medida separada de la costa cerca de Terranova para completar la rotación subpolar del Atlántico Norte. Sin embargo, un poco de agua fría de la corriente de Labrador se extiende hacia el sur.

En el Pacífico Norte, la corriente ciclónica subpolar consiste en la corriente de Alaska que fluye hacia el norte, la corriente Aleutiana y la corriente sagital fría que fluye hacia el sur. Las corrientes del Pacífico Norte forman la separación entre el subpolar del Pacífico Norte y el giro subtropical.

En el hemisferio sur, hay menos definición de rotación polar. Los grandes vórtices de vórtice se encuentran en los polos de las corrientes polares alrededor de la Antártida y pueden considerarse como la contrapartida de los vórtices subpolares en el hemisferio norte. La forma más perfecta es el vórtice de Weddell en el sur del Océano Atlántico. El agua costera antártica fluye hacia el oeste. El flujo de agua hacia el norte de la costa este de la Península Antártica lleva agua fría desde la costa antártica a la zona polar. Otro ciclón tuvo lugar al norte del mar de Ross.

Corriente de bobinado antártico

El océano austral está conectado al océano principal por una zona de anillo polar profundo en el rango de 50 ° -60 ° S. En esta zona, la Corriente Circumpolar Antártica fluye de oeste a este y rodea la tierra en latitudes altas. Transporta 125 millones de metros cúbicos (4.400 millones de pies cúbicos) de agua de mar por segundo en un camino de aproximadamente 24,000 kilómetros (aproximadamente 14,900 millas) por segundo, que es el factor más importante para reducir las diferencias oceánicas. La corriente polar polar antártica no es una corriente uniaxial bien definida, sino que consiste en una serie de corrientes independientes separadas por el área frontal. Llega al fondo del mar y se guía por su terreno irregular a lo largo de su ruta. A medida que fluye la corriente, se formarán grandes giros y vórtices. Estas características causan la transferencia de calor polar, que puede ser de gran importancia para equilibrar la pérdida de calor del océano en la atmósfera sobre la región antártica del sur.

Ciclo de salinidad

La circulación general del océano se compone principalmente de corrientes de viento. Sin embargo, estos se superponen en un ciclo más lento impulsado por las diferencias en los niveles de temperatura y salinidad, el ciclo de la sal caliente. La circulación termohalina se extiende hasta el fondo del océano y a menudo se conoce como la circulación en alta mar o en el océano profundo. La medición de la temperatura del agua de mar y la distribución de sal es el método principal para estudiar los patrones de flujo de aguas profundas. También se verifican otras propiedades; por ejemplo, se mide la concentración de oxígeno, carbono 14 y compuestos sintéticos como los clorofluorocarbonos para obtener el tiempo de residencia y la velocidad de difusión del agua profunda.

En algunas áreas del océano, generalmente en invierno, el enfriamiento o la evaporación neta hace que el agua superficial se vuelva lo suficientemente densa como para hundirse. La convección penetra a un nivel donde la densidad del agua que se hunde coincide con la densidad del agua circundante. Luego se extendió lentamente al resto del océano. Otra agua debe reemplazar el agua superficial que se hunde. Esto establece el ciclo sal-álcali. La circulación termohalina básica es una de las aguas frías que se hunden en las regiones polares (principalmente en el norte del Atlántico Norte y cerca de la Antártida). Estas densas masas de agua se extienden por todo el océano y fluyen gradualmente hacia arriba, enviando el agua de retorno lento al área de hundimiento. Stommel y Arnold Arons propusieron la teoría del modelo de circulación térmica de sal en 1960.

En el hemisferio norte, el área principal formada por aguas profundas es el Atlántico Norte. Se ha formado una pequeña cantidad de aguas profundas en el Mar Rojo y el Golfo Pérsico. Todo tipo de agua contribuye a las llamadas aguas profundas del Atlántico Norte. Cada uno de ellos es diferente, aunque sus atributos comunes son relativamente cálidos (más de 2 ° C) y salados (más de 34,9 milésimas) en comparación con el otro gran productor de aguas profundas y profundas, el Océano Austral. ° C y 34.7 por mil). Las aguas profundas del Atlántico Norte se forman principalmente en las aguas de Groenlandia y Noruega, y el enfriamiento del agua salada introducida por la corriente oceánica noruega causará el hundimiento. El agua se derramó sobre el borde de la cresta que se extiende desde Groenlandia hasta Escocia, como un penacho convectivo que se extiende hasta el lecho marino del sur. Luego, fluye hacia el sur, aferrándose al borde occidental del Atlántico Norte. Se ha formado agua extra profunda en el mar de Labrador, que es menos denso que las aguas desbordantes de Groenlandia y el mar de Noruega. Se ha observado que esta característica de convección se conoce como la profundidad de hundimiento de la chimenea de hasta 3.000 metros (unos 9.800 pies) . En estas características convectivas, la velocidad vertical observada es tan alta como 10 cm por segundo. El tercer tipo de aguas profundas en el Atlántico Norte es la evaporación neta en el Mediterráneo. Esto atrae las aguas superficiales hacia el Mar Mediterráneo a través del Estrecho de Gibraltar. Sale una gran cantidad de agua salada dentro del mar Mediterráneo. Descendió a una profundidad de aproximadamente 1,000 metros en el Atlántico Norte, formando la capa más alta de las aguas profundas del Atlántico Norte. La salida del Estrecho de Gibraltar es tan alta como 2 metros por segundo, pero su tráfico total solo representa el 5% del total de las aguas profundas del Atlántico Norte formado. La salida del mar Mediterráneo juega un papel importante en el aumento de la salinidad de las aguas profundas del Atlántico Norte.

La velocidad total de formación de la mezcla de aguas profundas del Atlántico norte es de 15 a 20 millones de metros cúbicos por segundo (530 a 706 millones de pies cúbicos), que ventila rápidamente el Atlántico y permanece por menos de 200 años. Las aguas profundas se propagan desde su fuente a lo largo del lado oeste del Océano Atlántico, alcanzan la Corriente Circumpolar Antártica y luego se extienden hacia el Océano Índico y el Océano Pacífico. El hundimiento de las aguas profundas del Atlántico Norte puede compensarse con el lento ascenso de las aguas profundas (principalmente en el Océano Austral) para complementar las aguas superiores que cayeron en las aguas profundas del Atlántico Norte. Las aguas profundas del Atlántico norte exportadas a otros océanos deben ser equilibradas por la afluencia de aguas superiores hacia el Atlántico. Parte del agua regresa como agua del Pacífico fría y de baja salinidad a través del Canal Drake en forma de agua intermedia antártica, mientras que otras regresan como agua termoclina cálida y salada del Océano Índico en el extremo sur de África.

Los restos de las aguas profundas del Atlántico Norte se mezclan con las aguas del océano austral y se extienden a lo largo del fondo del océano hasta el Pacífico Norte. Aquí, se eleva a una altitud de 2,000–3,000 metros (aproximadamente 6,500–9,800 pies) y regresa al sur con menor salinidad y oxígeno, pero al igual que las aguas profundas del Pacífico Norte, sus nutrientes son más altos. Las aguas profundas del Pacífico Norte finalmente fueron barridas hacia el este por la Corriente Circumpolar Antártica. La transformación de las aguas profundas del Pacífico Norte es un resultado directo de la mezcla vertical, que lleva las aguas intermedias del Pacífico Norte a las profundidades del mar. Este último se formó en el noroeste del Pacífico. Debido a la gran cantidad de tierra en el Pacífico Norte y al tiempo de residencia extremadamente largo del agua (más de 500 años), la mezcla vertical puede producir grandes cantidades de agua profunda en el Pacífico Norte.

Los restos de las aguas profundas del Atlántico Norte se mezclan con las aguas del océano austral y se extienden a lo largo del fondo del océano hasta el Pacífico Norte. Aquí, se eleva a una altitud de 2,000–3,000 metros (aproximadamente 6,500–9,800 pies) y regresa al sur con menor salinidad y oxígeno, pero al igual que las aguas profundas del Pacífico Norte, sus nutrientes son más altos. Las aguas profundas del Pacífico Norte finalmente fueron barridas hacia el este por la Corriente Circumpolar Antártica. La transformación de las aguas profundas del Pacífico Norte es un resultado directo de la mezcla vertical, que lleva las aguas intermedias del Pacífico Norte a las profundidades del mar. Este último se formó en el noroeste del Pacífico. Debido a la gran cantidad de tierra en el Pacífico Norte y al tiempo de residencia extremadamente largo del agua (más de 500 años), la mezcla vertical puede producir grandes cantidades de agua profunda en el Pacífico Norte. La corriente en el polo circunferencial de la Antártida no cortó completamente el contacto con latitudes bajas. El océano del sur puede entrar en las aguas del norte, pero puede pasar a través de aguas profundas y canales de fondo. La dinámica básica de la corriente polar antártica eleva las densas aguas profundas al norte de la corriente y alcanza la superficie del mar en el sur. Una vez expuestas a la masa de aire frío de la Antártida, las aguas profundas ascendentes se convertirán en aguas frías del fondo antártico y aguas intermedias antárticas. Las aguas profundas que se elevan hacia el sur inyectan calor en las profundidades del mar a través del proceso del extremo norte, mientras que las frescas y frescas masas de agua oxigenada del Mar del Sur de China se difunden hacia el norte, alcanzando así el equilibrio. Se estima que la tasa de volcamiento de agua al sur de la Corriente Circumpolar Antártica es de 35 a 45 millones de metros cúbicos (120 a 1.6 billones de pies cúbicos) por segundo, la mayoría de los cuales es el fondo del agua de la Antártida.

La ubicación principal para la formación del agua del fondo antártico se encuentra dentro del margen continental del Mar de Weddell, aunque parte se produce en otras áreas costeras (como el Mar de Ross), y hay evidencia de que la convección profunda derrocará aún más el mar lejano. El agua del fondo antártico se formó a una velocidad de 30 millones de metros cúbicos por segundo se deslizó por debajo de la Corriente Circumpolar Antártica y se extendió al área al norte del ecuador. Lentamente subiendo y cambiando mezclándose con agua menos densa, regresa al Océano Austral como aguas profundas. La corriente ascendente de aguas profundas restante se extiende hacia el norte hasta la superficie, formando agua intermedia antártica en la zona de corriente de circulación antártica y extendiéndose a lo largo del fondo de la termoclina más al norte. La masa de agua formó una pieza de agua de baja salinidad y delineó el límite inferior de la termoclina subtropical. Se eleva hacia la termoclina y compensa parcialmente el hundimiento de las aguas profundas del Atlántico Norte.