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En las tablas 5, 6, 7 y 8, se muestra el T ransporte correspondiente al sexto d´ıa de simulaci´on. El T ransporte negativo representa entrada de agua a la zona descrita en la Figura 2.9 y la T ransporte positivo, la salida de agua.
En todos los casos, el c´alculo del T ransporte nos permite observar que la cantidad de agua que sale es aproximadamente la misma cantidad que entra (se conserva).
As´ı mismo, se puede ver que el T ransporte aporta mayor cantidad de agua en la regi´on anticicl´onica (corte 1) que en la regi´on cicl´onica (corte 2). A diferencia de los dem´as casos de viento, el viento
inercial sobresale aportando mayor T ransporte en la regi´on a la anticicl´onica.
Tabla 5. Transporte para el viento normal (Sv) corte 1 (Sv) corte 2 (Sv) corte 3
0.49 0.42 -0.95
Tabla 6. Transporte para el viento inercial (Sv) corte 1 (Sv) corte 2 (Sv) corte 3
1.13 0.78 -1.98
Tabla 7. Transporte para el viento abanico (Sv) corte 1 (Sv) corte 2 (Sv) corte 3
0.36 0.25 -0.62
Tabla 8. Transporte para el viento realista (Sv) corte 1 (Sv) corte 2 (Sv) corte 3
Figura 3.1: Respuesta del oc´eano ante el esfuerzo del viento en el tercer d´ıa de simulaci´on (primera columna), sexto d´ıa (segunda columna) y d´ecimo d´ıa (tercer columna). Para el viento normal a la costa son las im´agenes a), e) y i); viento inercial b), f) y j); en forma de abanico c), g) y k) y finalmente el viento realista en d), h) y l). La barra de colores indica la temperatura (◦C), los contornos (– elevaci´on, − − hundimiento, ambos en intervalos de 0.1 m) corresponden al nivel del mar y las flechas negras (−→) a la corriente integrada en la vertical. (No se muestra el dominio del modelo completo).
Figura 3.2: Perfil zonal superficial del nivel del mar (η) a los 160 km de la costa, para el tercer y sexto d´ıa de simulaci´on.
Figura 3.3: Perfil zonal superficial de la corriente integrada en la vertical (va) a los 160 km de la costa, para el tercer y sexto d´ıa de simulaci´on.
Figura 3.4: Perfil zonal superficial de temperatura (T ) a los 160 km de la costa, para el tercer y sexto d´ıa de simulaci´on.
Figura 3.5: Perfil zonal superficial de densidad (ρ) a los 160 km de la costa, para el tercer y sexto d´ıa de simulaci´on.
Figura 3.6: Perfiles de Temperatura inicial y en el sexto d´ıa de simulaci´on para los cuatro casos de viento, (No se muestra todo el perfil de temperatura, solo los primero 160 metros de profundidad).
Figura 3.7: Secci´on vertical zonal de la temperatura en el sexto d´ıa de simulaci´on para los cuatro casos de viento, normal a), inercial b), abanico c) y realista d), en la Figura e) se muestra la localizaci´on de la secci´on vertical zonal xz.
Figura 3.8: Perfil vertical meridional anticicl´onico de la temperatura en el sexto d´ıa de simulaci´on para los cuatro casos de viento, normal a), inercial b), abanico c) y realista d), en la Figura e) se muestra la localizaci´on del perfil vertical meridional.
Figura 3.9: Perfil vertical meridional cicl´onico de la temperatura en el sexto d´ıa de simulaci´on para los cuatro casos de viento, normal a), inercial b), abanico c) y realista d), en la Figura e) se muestra la localizaci´on del perfil vertical meridional.
Figura 3.10: Perfil vertical meridional, ubicado debajo del eje de viento, corresponde a la tempera- tura en el sexto d´ıa de simulaci´on para los cuatro casos de viento, normal a), inercial b), abanico c) y realista d), en la Figura e) se muestra la localizaci´on del perfil vertical meridional.
Figura 3.11: Perfil vertical zonal de Energ´ıa Cin´etica (izquierda) y Potencial (potencial) a los 160 km de la costa, para el tercer, sexto y d´ecimo d´ıa de simulaci´on para el caso de viento normal.
Figura 3.12: Perfil vertical zonal de Energ´ıa Cin´etica (izquierda) y Potencial (potencial) a los 160 km de la costa, para el tercer, sexto y d´ecimo d´ıa de simulaci´on para el caso de viento inercial.
Figura 3.13: Perfil vertical zonal de Energ´ıa Cin´etica (izquierda) y Potencial (potencial) a los 160 km de la costa, para el tercer, sexto y d´ecimo d´ıa de simulaci´on para el caso de viento abanico.
Figura 3.14: Perfil vertical zonal de Energ´ıa Cin´etica (izquierda) y Potencial (potencial) a los 160 km de la costa, para el tercer, sexto y d´ecimo d´ıa de simulaci´on para el caso de viento realista.
Figura 3.15: Energia Cin´etica Turbulenta (q2) en el perfil vertical zonal a los 160 km de la costa, para el tercer y sexto d´ıa de simulaci´on para el viento normal a) y b), inercial c) y d), abanico e) y f) y realista g) y h).
Discusiones
En general, para todos los casos de viento, el esfuerzo genera una corriente en direcci´on del viento que produce hundimiento cerca de la costa. Cuando disminuye el viento, este hundimiento es llenado con masas de agua de los extremos que convergen en la parte media y se desv´ıan hacia fuera de la costa (corrientes geostr´oficas). Conforme transcurre el evento de viento y la corriente es arrastrada hacia mar afuera, se generan otras dos corrientes paralelas a la costa en los extremos del viento, ambas hacia la zona de viento. Esta circulaci´on producida por el viento se cierra, formado dos celdas de circulaci´on, una cicl´onica en el lado este y otra anticicl´onica en el lado oeste. Estas caracter´ısticas de la din´amica del oc´eano, var´ıan seg´un la trayectoria del viento, lo cual se comprueba en los resultados obtenidos en este trabajo para los cuatro casos de viento, donde se muestra una asimetr´ıa en todas la variables estudiadas, donde su comportamiento es de tres formas diferentes y generales (Figura 2.7). Las cantidades ρ, s, T , q2 y Ec act´uan de la forma Figura 2.7.a donde su valor es m´aximo por debajo del eje de viento y desciende hacia ambos lados. Por otra parte, la va es del tipo Figura 2.7.c donde se mostra un valor negativo mayor en el centro y valores positivos en la regi´on cicl´onica
y viceversa, con respecto al eje de viento (Figura 2.7.b).
Para analizar los cambios en la din´amica del oc´eano, se hace una relaci´on de estos fen´omenos mediante las figuras 4.1 y 4.2, que muestran un esquema ilustrativo de la din´amica de τxy, corrientes
geostr´oficas y del T ransportedeEkman, tratando de explicar la respuesta del oc´eano y la variaci´on de la din´amica causada por los diferentes casos de viento.
Para el caso de viento normal a la costa y abanico (4.1.a y 4.1.c), se muestra que el τxy y
T ransportedeEkman son sim´etricos y antisim´etricos, raz´on por la cu´al, el T ransporte extrae la misma cantidad de agua de la regi´on cicl´onica que la que acumula en la regi´on anticicl´onica, de tal manera que se produce una respuesta antisim´etrica, con convergencia en la superficie (elevaci´on del nivel del mar) y Bombeo (hundimiento de las isotermas) en la regi´on anticicl´onica, as´ı como divergencia (hundimiento del nivel del mar) y Bombeo (elevaci´on de las isotermas) en la regi´on cicl´onica.
A diferencia de lo anterior, en el caso de viento inercial y realista (4.1.b y 4.1.d) se muestra que el T ransportedeEkman es parte de la respuesta asim´etrica del oc´eano al acumular mayor cantidad de agua en la regi´on anticicl´onica, debido a que la trayectoria del τxy esta m´as inclinada hacia el
Oeste del eje de viento por el efecto Coriolis, la intensidad del T ransportedeEkman es mayor en la regi´on anticicl´onica, generando as´ı mayor elevaci´on del nivel del mar y mayor hundimiento de las isotermas. Esto nos indica que el T ransportedeEkman afecta el comportamiento de las variables de la forma Figura 2.7.b y Figura 2.7.c.
la cu´al muestra que cuando el viento es normal con trayectoria recta en direcci´on costa fuera, la respuesta es asim´etrica, donde la corrientes geostr´oficas y corriente de Ekman del lado Oeste son de la misma magnitud que del lado Este. Aunque en los resultados obtenidos en este trabajo sobre la respuesta del oc´eano, se observa una ligera asimetr´ıa en el caso del viento normal y de abanico, esto se debe a que la corriente de Ekman es fortalecida por Coriolis.
Cuando el viento es inercial y realista, la respuesta del oc´eano muestra asimetr´ıa, esto se debe a que la corriente geostr´ofica de la izquierda es mayor ( Figura 4.2), esto se atribuye a que la corriente de Ekman (contracorriente) es fortalecida no solo por Coriolis si no tambi´en, por el rotacional negati- vo del viento. Produciendo mayor asimetr´ıa, cuando el viento realista muestra mayor componente inercial que en forma de abanico.
En un principio se esperaba que el caso de viento realista generar´a mayor asimetr´ıa en la respuesta del oc´eano debido a su compleja estructura y semejanza a las observaciones de viento en el Golfo de Tehuantepec y Papagayo. Aunque los resultados del modelo num´erico muestran que el viento inercial aporta mayor asimetr´ıa que los dem´as casos de viento. Lo que nos permite suponer que es m´as importante el inercial que el viento en abanico en la respuesta asim´etrica del viento realista, seg´un el analisis de la Figura 4.1 y 4.2.
En la realidad, el viento debe ser mas inercial, que con forma de abanico cuando la velocidad del viento es alta, mientras que sucede lo contrario cuando el viento es de baja velocidad, teniendo poca influencia de Coriolis y mayor gradiente de presi´on atmosf´erica.
el viento inercial puramente afectado por Coriolis produce muestra mayor asimetr´ıa, esto quiere decir que si el viento realista est´a compuesto con mayor porcentaje de Coriolis producira mayor asimetr´ıa en la respuesta del oc´eano.
En el caso del viento realista, se usa un balance de los t´erminos que forman el viento: 50 % por viento en forma de abanico y 50 % por viento en trayectoria inercial. Debido a que el viento inercial es puramente afectado por Coriolis, podemos suponer que es el que produce mayor asimetr´ıa. Por otra parte, tenemos que el viento en forma de abanico produce menor asimetria. Esto quiere decir que mientras mas inercial sea el viento realista, mayor asimetr´ıa producir´a en la respuesta del oc´eano.
Figura 4.1: Interacci´on del esfuerzo del viento y el transporte de Ekman. a) Viento normal, b) inercial, c) abanico y d) realista.
Figura 4.2: Esquema ilustrativo de la din´amica del esfuerzo del viento, corrientes geostr´oficas y de Ekman
Conclusiones
En este trabajo, presentamos un estudio num´erico de la respuesta del oc´eano ante el esfuerzo del viento normal a la costa por medio del modelo num´erico POM. Se realizaron cuatro experimen- tos con diferentes tipos de viento en direcci´on tierra-mar, los cuales son: normal a la costa, con trayectoria inercial, en forma de abanico y viento realista. La respuesta del oc´eano es evaluada y analizada en ambos lados del eje de viento, mediante los datos de las variables del modelo, los cu´ales tomados de perfiles superficiales y en profundidad. Por ´ultimo, para estimar de forma cualitativa la mezcla causada por el viento, se utilizaron perfiles de temperatura en la zona donde se generan los remolinos y en el centro del viento.
Los resultados obtenidos en la respuesta del oc´eano para los cuatro casos de viento, muestran que:
Para todos los casos de viento, se observ´o que hay un hundimiento en el nivel del mar causado por el arrastre del viento hacia fuera de la costa, generando una corriente en la misma direcci´on. Tamb´en se observo que en todos los casos hay un enfriamiento por debajo del viento.
la costa, alimenta a los remolinos que se forman a los lados del viento. Este mecanismo de formaci´on de remolinos, tambi´en es forzado por los flujos costeros que se dirigen hacia la zona de m´aximo viento, que es donde se hunde el nivel del mar y despu´es convergen para ir nuevamente hacia fuera de la costa. Si ´este flujo en direcci´on fuera de la costa es perpendicular, aporta pr´acticamente la misma cantidad de agua a la formaci´on de los dos remolinos, anticicl´onico y cicl´onico, por lo que la respuesta del oc´eano es poco asim´etrica.
1. Existe una respuesta con antisimetr´ıa y simetr´ıa en el oc´eano ante el esfuerzo del viento normal a la costa y en forma de abanico. En ambos casos, la corriente hacia fuera de la costa es pr´acticamente perpendicular y por lo tanto se observa poco asimetr´ıa.
2. Cuando el viento es inercial y realista, se observa que la respuesta del oc´eano tienen una alto grado de asimetr´ıa. Principalmente se puede observar que la direcci´on de la corriente es desviada a la derecha, e.i. siguiendo la trayectoria inercial del viento. En estos casos el viento arrastra la capa de Ekman hacia la regi´on anticicl´onica, aportando mayor cantidad de agua a la corriente que entra por el Oeste, dejando d´ebil la corriente de agua del Este, la cual debe de requerir mayor cantidad de fuerza para alcanzar a cerrar y formar al remolino cicl´onico.
3. La principal diferencia que produce el viento en forma de abanico respecto al caso de viento normal es que hay mayor enfriamiento pegado a la costa. Este mismo efecto se puede ver claramente para el viento realista, aunque es menor el grado en que disminuye la temperatura superficial.
4. La mayor asimetr´ıa observada en la respuesta del oc´eano correspondiente al caso del viento inercial. Como la estructura del viento inercial es desviada en mayor grado hacia la derecha que
para el caso del viento realista, observamos que causa que la corriente que entra por el Oeste sea mayor que la del caso realista. Esta respuesta asimetr´ıca tambi´en se puede ver en el tama˜no y forma de los remolinos, que es m´as intenso y circular del lado izquierdo (anticicl´onico) y menos intenso y alargado en el lado derecha (cicl´onico).
Est´a claro que la estructura de estos tipos de viento en la naturaleza se puede ver afectada en mayor o menor grado por la fuerza de Coriolis y por el gradiente de presi´on atmosf´erica y que la trayectoria inercial aporta una cantidad significativa de asimetr´ıa a la respuesta del oc´eano. Sin embargo, estas dos caracter´ısticas del viento nos son de igual proporci´on en todo los eventos de viento, por lo que se pueden tener diferencias. En nuestro caso por simplicidad construimos el campo de viento realista con igual aporte de inercialidad y forma de abanico, pero un viento con mayor rapidez puede tener mayor influencia por la fuerza de Coriolis, mientras que un viento moderado puede ser principalmente afectado por el gradiente de presi´on.
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Energ´ıa Cin´etica
do k=1,kb-1 do j=1,jm do i=1,im rhooo=(rho(i,j,k)*1025)+1000 ec(i,j,k)=(0.125)*rhooo∗((u(i, j, k) ∗ dum(i, j) + u(i + 1, j, k) ∗ dum(i + 1, j)) ∗ ∗2 + (v(i,j,k)*dvm(i,j)+v(i,j+1,k)*dvm(i,j+1))**2)
enddo enddo enddo