Un punto anfidrómico , también llamado nodo de marea , es una ubicación geográfica que tiene una amplitud de marea cero para un componente armónico de la marea . [2] El rango de la marea (la amplitud de pico a pico , o diferencia de altura entre la marea alta y la marea baja) para ese constituyente armónico aumenta con la distancia desde este punto. [3]
El término punto anfidrómico deriva de las palabras griegas amphi (alrededor) y dromos (corriendo), refiriéndose a las mareas giratorias que corren a su alrededor. [4]
Los puntos anfidrómicos se producen porque el efecto Coriolis y la interferencia dentro de las cuencas oceánicas , los mares y las bahías crean un patrón de onda, llamado sistema anfidrómico , que gira alrededor del punto anfidrómico. [3] [5] En los puntos anfidrómicos del componente dominante de las mareas , casi no hay movimiento vertical debido a la acción de las mareas. Puede haber corrientes de marea ya que los niveles de agua a ambos lados del punto anfidrómico no son los mismos. Cada componente de marea periódica crea un sistema anfidrómico independiente. [6]
En la mayoría de los lugares, el "semidiurno lunar principal" , conocido como M 2 , es el componente de marea más grande, con una amplitud de aproximadamente la mitad del rango de marea completo. Tener puntos cotidales significa que alcanzan la marea alta al mismo tiempo y la marea baja al mismo tiempo. En la Figura 1, la marea baja se retrasa o adelanta 1 h 2 min de sus líneas vecinas. Donde las líneas se encuentran son anfídromos, y la marea gira alrededor de ellos; por ejemplo, a lo largo de la costa chilena, y desde el sur de México hasta Perú, la marea se propaga hacia el sur, mientras que desde Baja California hasta Alaska la marea se propaga hacia el norte.
Introducción
Las mareas juegan un papel clave en la dinámica de las regiones costeras y estuarios . Las corrientes inducidas por las mareas y los cambios en el nivel del agua provocan cambios morfológicos en las zonas costeras. [7] [8] [9] Además, las mareas juegan un papel importante en la gestión costera . [10] [11] Los puntos anfidrómicos son ciertos lugares en océanos y mares en los que la amplitud de la marea se desvanece y alrededor de los cuales se propaga la fase de la marea . Además, la amplitud del maremoto aumenta cuando se aleja más de un punto anfidrómico. Como tal, los puntos anfidrómicos son cruciales para comprender el comportamiento de las mareas.
Formación de puntos anfidrómicos.
Las mareas se generan como resultado de la atracción gravitacional del sol y la luna . [12] Esta atracción gravitacional da como resultado una fuerza de marea que actúa sobre el océano . [12] El océano reacciona a este forzamiento externo generando, en particular relevantes para describir el comportamiento de las mareas, ondas de Kelvin y ondas de Poincaré (también conocidas como ondas de Sverdrup ). [12] Estos maremotos pueden considerarse anchos, en relación con el radio de deformación de Rossby (~ 3000 km en mar abierto [13] ), y poco profundos, como la profundidad del agua (D, en promedio ~ 4 kilómetros de profundidad [ 14] ) en el océano es mucho más pequeña (es decir, D / λ <1/20) que la longitud de onda (λ), que es del orden de miles de kilómetros. [12] [15]
En océanos reales, las mareas no pueden propagarse interminablemente como ondas progresivas . Las olas se reflejan debido a los cambios en la profundidad del agua (por ejemplo, al entrar en los mares de la plataforma ) y en los límites costeros. [12] El resultado es una onda reflejada que se propaga en la dirección opuesta a la onda incidente. La combinación de la onda reflejada y la onda incidente es la onda total. [16] Debido a la resonancia entre la onda reflejada e incidente, la amplitud de la onda total puede suprimirse o amplificarse. [12] Los puntos en los que las dos ondas se amplifican se conocen como antinodos y los puntos en los que las dos ondas se anulan entre sí se conocen como nodos . La figura 2 muestra un resonador de ¼λ. El primer nodo está ubicado en ¼λ de la onda total, seguido por el siguiente nodo que se repite ½λ más lejos en ¾λ.
Una onda larga y progresiva que viaja en un canal en una Tierra en rotación se comporta de manera diferente a una onda que viaja a lo largo de un canal no rotatorio. Debido a la fuerza de Coriolis , el agua del océano se desvía hacia la derecha en el hemisferio norte y viceversa en el hemisferio sur. [12] Este componente lateral del flujo causado por la fuerza de Coriolis provoca una acumulación de agua que da como resultado un gradiente de presión . [12] La pendiente resultante se desarrolla hasta alcanzar el equilibrio con la fuerza de Coriolis; resultando en un equilibrio geostrófico . [17] Como resultado de este equilibrio geostrófico, se generan ondas de Kelvin (originalmente descritas por Lord Kelvin ) y ondas de Poincaré. La amplitud de una onda Kelvin es más alta cerca de la costa y, cuando se considera una onda en el hemisferio norte, disminuye hasta más lejos de su límite costero derecho. [13] La propagación de las ondas de Kelvin siempre se produce a lo largo de la costa y su amplificación disminuye según el radio de deformación de Rossby. [13] En contraste, las ondas de Poincaré pueden propagarse tanto a lo largo de la costa como una onda libre con un patrón de onda de propagación como a través de la costa como una onda atrapada con un patrón de onda estacionaria . [18]
Canal infinitamente largo
Hagamos ahora una aproximación simplificada de un océano con límites a ambos lados del canal (es decir, el océano Atlántico y el océano Pacífico ), en el que hay una onda Kelvin incidente y reflectante como se muestra en la animación 1. Las líneas de color rojo indican marea alta. y las líneas de color azul indican marea baja. Además, el campo de vectores debajo de la cuenca en la Animación 1 muestra la dirección y la fuerza de la corriente de marea. La amplitud de las olas disminuye más lejos de la costa y en ciertos puntos en el medio de la cuenca, la amplitud de la ola total se vuelve cero. Además, la fase de la marea parece girar alrededor de estos puntos de amplitud cero. Estos puntos se denominan puntos anfidrómicos. El sentido de rotación de la onda alrededor del punto anfidrómico está en la dirección de la fuerza de Coriolis; en sentido antihorario en el hemisferio norte y en sentido horario en el hemisferio sur .
Lavabo semicerrado
Consideremos ahora una cuenca semicerrada, que puede verse como una aproximación simplificada de, por ejemplo, el Mar del Norte. Las ondas de Kelvin, aunque son las mareas dominantes que se propagan a lo largo de la costa, no pueden propagarse a través de la costa, ya que dependen de la presencia de límites laterales o del ecuador . [13] Como tal, los maremotos observados a través de la costa son predominantemente olas de Poincaré. Las mareas que observamos en una cuenca semicerrada son, por lo tanto, principalmente la suma de la onda de Kelvin incidente, la onda de Kelvin reflejada y la onda de Poincaré estacionaria a través de la costa. En la animación 2 se muestra una animación de la amplitud de las mareas, las corrientes de las mareas y su comportamiento anfidrómico.
Posición de los puntos anfidrómicos
En la Figura 2, vimos que el primer nodo de la onda total se encuentra en ¼λ con nodos recurrentes a intervalos de ½λ. En una situación idealizada, se pueden encontrar puntos anfidrómicos en la posición de estos nodos del maremoto total. [12] Al descuidar la fricción, la posición de los puntos anfidrómicos estaría en el medio de la cuenca, ya que la amplitud inicial y el decaimiento de la amplitud de la onda incidente y la onda reflejada son iguales. [12] Esto se puede ver en las animaciones 1 y 2. Sin embargo, los maremotos en el océano no solo están sujetos a la fricción del lecho marino y de la interacción con los límites costeros, sino también a la profundidad variable del agua. [12] [14] En primer lugar, la distancia entre los puntos anfidrómicos depende de la profundidad del agua: [12]
(1)
Donde g es la aceleración gravitacional , D es la profundidad del agua y T es el período de la onda.
Las ubicaciones con una profundidad de agua más somera, tienen sus puntos anfidrómicos más cercanos entre sí a medida que disminuye la distancia del intervalo de los nodos. En segundo lugar, las pérdidas de energía debidas a la fricción en mares poco profundos y límites costeros dan como resultado ajustes adicionales del patrón de mareas. [19] Los maremotos no se reflejan perfectamente, lo que resulta en una pérdida de energía que provoca una onda reflejada más pequeña en comparación con la onda entrante. [12] En consecuencia, en el hemisferio norte, el punto anfidrómico se desplazará desde la línea central del canal hacia la izquierda de la dirección de la onda incidente. [12] El grado de desplazamiento en el hemisferio norte para el primer anfidromo viene dado por: [12]
(2)
Donde γ es el desplazamiento del anfidromo desde el centro del canal (γ = 0), g es la aceleración gravitacional, D es la profundidad del agua, f es la frecuencia de Coriolis y α es la relación entre las amplitudes de la onda reflejada y la onda incidente. Debido a que la onda reflejada es más pequeña que la onda incidente, [12] α será menor que 1 y lnα será negativo. Por tanto, el desplazamiento anfidrómico γ está a la izquierda de la onda incidente en el hemisferio norte.
Además, el estudio ha demostrado que existe un patrón de movimiento anfidrómico relacionado con los ciclos de primavera-neap en el Mar de Irlanda . [19] El desplazamiento máximo del anfidromo desde el centro coincide con las mareas vivas , mientras que el mínimo ocurre en los neaps . Durante las mareas vivas, el maremoto absorbe más energía en comparación con las mareas muertas. Como resultado, el coeficiente de reflexión α es menor y el desplazamiento del punto anfidrómico desde el centro es mayor. Se espera un movimiento anfidrómico similar en otros mares donde la disipación de energía debido a la fricción es alta. [12]
Puede ocurrir que el punto anfidrómico se mueva hacia el interior del límite costero. [19] [20] [21] En este caso, la amplitud y la fase del maremoto aún rotarán alrededor de un punto tierra adentro, que se llama anfidromo virtual o degenerado.
Puntos anfidrómicos y aumento del nivel del mar
La posición de los puntos anfidrómicos y su movimiento depende predominantemente de la longitud de onda del maremoto y la fricción. Como resultado del aumento de las emisiones de gases de efecto invernadero , los océanos del mundo están sujetos a un aumento del nivel del mar . [22] [23] A medida que aumenta la profundidad del agua, la longitud de onda del maremoto aumentará, de acuerdo con la Ecuación 1. En consecuencia, la posición de los puntos anfidrómicos ubicados en ¼λ en sistemas semicerrados se alejará más de la cruz. límite costero de la costa. Además, los puntos anfidrómicos se alejarán más entre sí a medida que aumenta el intervalo de ½λ. Este efecto será más pronunciado en mares poco profundos y regiones costeras, ya que el aumento de la profundidad relativa del agua debido al aumento del nivel del mar será mayor, en comparación con el océano abierto. Además, la cantidad de aumento del nivel del mar varía según la región. [24] Algunas regiones estarán sujetas a una tasa más alta de aumento del nivel del mar que otras regiones y los puntos anfidrómicos cercanos serán más susceptibles a cambiar de ubicación. Por último, el aumento del nivel del mar da como resultado una menor fricción del fondo y, por lo tanto, una menor disipación de energía. [25] Esto hace que los puntos anfidrómicos se alejen más de los límites costeros y más hacia el centro de su canal / cuenca.
En el componente de marea M 2
Según la Figura 3, existen los siguientes puntos anfidrómicos en sentido horario y antihorario:
Puntos anfidrómicos en el sentido de las agujas del reloj
- al norte de las Seychelles
- cerca de Enderby Land
- fuera de Perth
- al este de Nueva Guinea
- al sur de la isla de pascua
- al oeste de las Islas Galápagos
- al norte de Queen Maud Land
Puntos anfidrómicos en sentido antihorario
- cerca de Sri Lanka
- al norte de Nueva Guinea
- en Tahití
- entre Mexico y Hawaii
- cerca de las Islas de Sotavento
- al este de Terranova
- a medio camino entre Río de Janeiro y Angola
- al este de Islandia
- Las islas de Madagascar y Nueva Zelanda son puntos anfidrómicos en el sentido de que la marea las rodea en unas 12 horas y media, pero la amplitud de las mareas en sus costas es grande en algunos lugares.
Ver también
- Ola de Kelvin
- Mareas
- Teoría de las mareas
Referencias y notas
- ^ Crédito de la imagen: R. Ray, TOPEX / Poseidon: Revealing Hidden Tidal Energy GSFC , NASA . Redistribuir con crédito a R. Ray, así como a NASA - GSFC , NASA - JPL , Scientific Visualization Studio y Producción de televisión NASA-TV / GSFC
- ^ Desplanque, Con; Mossman, David J. (1 de enero de 2004). "Las mareas y su impacto fundamental en la geología, geografía, historia y socioeconomía de la Bahía de Fundy, este de Canadá" . Geología atlántica . 40 (1). doi : 10.4138 / 729 .
- ^ a b "Mareas en dos piezas fáciles - Tierra 540: Fundamentos de la oceanografía para educadores" . Consultado el 21 de julio de 2016 .
- ^ Cartwright, David Edgar (2000). Mareas: una historia científica . Prensa de la Universidad de Cambridge . pag. 243. ISBN 978-0-521-79746-7.
- ^ http://www.salemstate.edu/~lhanson/gls214/gls214_tides.html
- ^ "Documento sin título" . Consultado el 21 de julio de 2016 .
- ^ Ensign, Scott H .; Doyle, Martin W .; Piehler, Michael F. (8 de marzo de 2013). "El efecto de la marea en la hidrología y morfología de un río de agua dulce" . Procesos y accidentes geográficos de la superficie terrestre . 38 (6): 655–660. doi : 10.1002 / esp.3392 . ISSN 0197-9337 .
- ^ Wang, ZB; Jeuken, MCJL; Gerritsen, H; de Vriend, HJ; Kornman, BA (noviembre de 2002). "Morfología y asimetría de la marea vertical en el estuario Westerschelde" . Investigación de la plataforma continental . 22 (17): 2599–2609. doi : 10.1016 / s0278-4343 (02) 00134-6 . ISSN 0278-4343 .
- ^ Masselink, Gerd (5 de marzo de 2021). "Morfodinámica de Sandy Beach" . Revista de Investigación Costera . 37 (2). doi : 10.2112 / jcoastres-d-20a-00008.1 . ISSN 0749-0208 .
- ^ Platt, Rutherford H .; Beatley, Timothy; Brower, David J .; Schwab, Anna K. (octubre de 1995). "Introducción a la gestión de zonas costeras" . Geografía económica . 71 (4): 440. doi : 10.2307 / 144429 . ISSN 0013-0095 .
- ^ Pickering, MD; Horsburgh, KJ; Blundell, JR; Hirschi, JJ-M .; Nicholls, RJ; Verlaan, M .; Wells, Carolina del Norte (junio de 2017). "El impacto de la futura subida del nivel del mar en las mareas globales" . Investigación de la plataforma continental . 142 : 50–68. doi : 10.1016 / j.csr.2017.02.004 . ISSN 0278-4343 .
- ^ a b c d e f g h i j k l m n o p q Pugh, David; Woodworth, Philip (2014). Ciencia del nivel del mar . Cambridge: Cambridge University Press. ISBN 978-1-139-23577-8.
- ^ a b c d Wang, B. (2003), "Kelvin Waves" , Enciclopedia de Ciencias Atmosféricas , Elsevier, págs. 1062–1068, ISBN 978-0-12-227090-1, consultado el 15 de mayo de 2021
- ^ a b Charette, Matthew; Smith, Walter (1 de junio de 2010). "El volumen del océano de la Tierra" . Oceanografía . 23 (2): 112-114. doi : 10.5670 / oceanog.2010.51 . ISSN 1042-8275 .
- ^ Toffoli, Alessandro; Bitner-Gregersen, Elzbieta M. (2017-03-06), "Tipos de olas de superficie oceánica, clasificación de olas" , Enciclopedia de ingeniería marítima y costa afuera , Chichester, Reino Unido: John Wiley & Sons, Ltd, págs. 1–8, ISBN 978-1-118-47635-2, consultado el 15 de mayo de 2021
- ^ Hersey, JB (3 de noviembre de 1961). "Oceanografía física. Albert Defant. Pergamon, Nueva York, 1961. vol. 1, xvi + 729 pp .; vol. 2, viii + 598 pp. Illus. + Maps. $ 35" . Ciencia . 134 (3488): 1412–1412. doi : 10.1126 / science.134.3488.1412 . ISSN 0036-8075 .
- ^ Phillips, Norman A. (1963). "Movimiento geostrófico" . Reseñas de Geofísica . 1 (2): 123. doi : 10.1029 / rg001i002p00123 . ISSN 8755-1209 .
- ^ E., Gill, Aan. Atmósfera - Dinámica oceánica . ISBN 978-1-4832-8158-2. OCLC 952336940 .
- ^ a b c Pugh, DT (1 de noviembre de 1981). "Movimiento de anfidromo de marea y disipación de energía en el Mar de Irlanda" . Revista Geofísica Internacional . 67 (2): 515–527. doi : 10.1111 / j.1365-246x.1981.tb02763.x . ISSN 0956-540X .
- ^ Murty, TS; Henry, RF (1983). "Mareas en la Bahía de Bengala" . Revista de Investigación Geofísica . 88 (C10): 6069. doi : 10.1029 / jc088ic10p06069 . ISSN 0148-0227 .
- ^ Sindhu, B .; Unnikrishnan, AS (diciembre de 2013). "Características de las mareas en el Golfo de Bengala" . Geodesia marina . 36 (4): 377–407. doi : 10.1080 / 01490419.2013.781088 . ISSN 0149-0419 .
- ^ Cazenave, Anny; Cozannet, Gonéri Le (febrero de 2014). "El aumento del nivel del mar y sus impactos costeros" . Futuro de la Tierra . 2 (2): 15–34. doi : 10.1002 / 2013ef000188 . ISSN 2328-4277 .
- ^ Church, John A .; White, Neil J. (30 de marzo de 2011). "Aumento del nivel del mar desde finales del siglo XIX hasta principios del siglo XXI" . Encuestas en Geofísica . 32 (4–5): 585–602. doi : 10.1007 / s10712-011-9119-1 . ISSN 0169-3298 .
- ^ Yin, Jianjun; Griffies, Stephen M .; Stouffer, Ronald J. (1 de septiembre de 2010). "Variabilidad espacial del aumento del nivel del mar en proyecciones del siglo XXI" . Revista del clima . 23 (17): 4585–4607. doi : 10.1175 / 2010jcli3533.1 . ISSN 1520-0442 .
- ^ Arns, Arne; Dangendorf, Sönke; Jensen, Jürgen; Habla, Stefan; Bender, Jens; Pattiaratchi, Charitha (6 de enero de 2017). "Aumento del nivel del mar inducido amplificación de alturas de diseño de protección costera" . Informes científicos . 7 (1). doi : 10.1038 / srep40171 . ISSN 2045-2322 .