Dinámica oceánica

La descripción del movimiento del agua en los océanos.

Para el álbum de Dol Ammad, vea Ocean Dynamics .

La dinámica del océano define y describe el movimiento del agua dentro de los océanos. Los campos de temperatura y movimiento del océano se pueden separar en tres capas distintas: capa mixta (superficial), océano superior (por encima de la termoclina ) y océano profundo.

La dinámica de los océanos se ha investigado tradicionalmente mediante el muestreo de instrumentos in situ. ^[1]

La capa de mezcla es la más cercana a la superficie y puede variar en espesor de 10 a 500 metros. Esta capa tiene propiedades como la temperatura, la salinidad y el oxígeno disuelto que son uniformes con la profundidad, lo que refleja un historial de turbulencia activa (la atmósfera tiene una capa límite planetaria análoga ). La turbulencia es alta en la capa de mezcla. Sin embargo, se vuelve cero en la base de la capa mezclada. La turbulencia vuelve a aumentar por debajo de la base de la capa mixta debido a las inestabilidades de cizallamiento. En latitudes extratropicales, esta capa es más profunda a fines del invierno como resultado del enfriamiento de la superficie y las tormentas invernales y bastante poco profunda en verano. Su dinámica se rige tanto por la mezcla turbulenta como por el transporte Ekman., intercambios con la atmósfera suprayacente y advección horizontal . ^[2]

La parte superior del océano, caracterizada por temperaturas cálidas y movimiento activo, varía en profundidad desde 100 mo menos en los trópicos y océanos orientales hasta más de 800 metros en los océanos subtropicales occidentales. Esta capa intercambia propiedades como el calor y el agua dulce con la atmósfera en escalas de tiempo de unos pocos años. Por debajo de la capa mixta, la parte superior del océano se rige generalmente por las relaciones hidrostáticas y geostróficas . ^[2] Las excepciones incluyen los trópicos profundos y las regiones costeras.

El océano profundo es frío y oscuro con velocidades generalmente débiles (aunque se sabe que áreas limitadas del océano profundo tienen recirculaciones significativas). El océano profundo se abastece de agua de la parte superior del océano en solo unas pocas regiones geográficas limitadas: el Atlántico norte subpolar y varias regiones que se hunden alrededor de la Antártida . Debido al escaso suministro de agua a las profundidades del océano, el tiempo medio de residencia del agua en las profundidades del océano se mide en cientos de años. También en esta capa las relaciones hidrostáticas y geostróficas son generalmente válidas y la mezcla es generalmente bastante débil.

Ecuaciones primitivas

La dinámica del océano se rige por las ecuaciones de movimiento de Newton expresadas como las ecuaciones de Navier-Stokes para un elemento fluido ubicado en (x, y, z) en la superficie de nuestro planeta en rotación y que se mueve a una velocidad (u, v, w) relativa a esa superficie:

• la ecuación de la cantidad de movimiento zonal:

${\displaystyle {\frac {Du}{Dt}}=-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial p}{\partial x}}+fv+{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{x}}{\partial z}}}$

• la ecuación del momento meridional:

${\displaystyle {\frac {Dv}{Dt}}=-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial p}{\partial y}}-fu+{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{y}}{\partial z}}}$

• la ecuación de impulso vertical (supone que el océano está en equilibrio hidrostático ):

${\displaystyle {\frac {\partial p}{\partial z}}=-\rho g}$

• la ecuación de continuidad (supone que el océano es incompresible ):

${\displaystyle {\frac {\partial u}{\partial x}}+{\frac {\partial v}{\partial y}}+{\frac {\partial w}{\partial z}}=0}$

• la ecuación de temperatura :

${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}+u{\frac {\partial T}{\partial x}}+v{\frac {\partial T}{\partial y}}+w{\frac {\partial T}{\partial z}}=Q}$. ^[2]

• la ecuación de salinidad :

${\displaystyle {\frac {\partial S}{\partial t}}+u{\frac {\partial S}{\partial x}}+v{\frac {\partial S}{\partial y}}+w{\frac {\partial S}{\partial z}}=(E-P)S(z=0)}$. ^[2]

Aquí "u" es la velocidad zonal, "v" es la velocidad meridional, "w" es la velocidad vertical, "p" es la presión, "ρ" es la densidad, "T" es la temperatura, "S" es la salinidad, "g" es aceleración debida a la gravedad, "τ" es la tensión del viento y "f" es el parámetro de Coriolis. "Q" es la entrada de calor al océano, mientras que "PE" es la entrada de agua dulce al océano.

Dinámica de capas mixtas

La dinámica de capas mixtas es bastante complicada; sin embargo, en algunas regiones son posibles algunas simplificaciones. El transporte horizontal impulsado por el viento en la capa mixta se describe aproximadamente por la dinámica de la capa de Ekman en la que la difusión vertical del momento equilibra el efecto Coriolis y la tensión del viento. ^[3] Este transporte de Ekman se superpone al flujo geostrófico asociado con gradientes horizontales de densidad.

Dinámica del océano superior

Las convergencias y divergencias horizontales dentro de la capa mixta debidas, por ejemplo, a la convergencia del transporte de Ekman imponen el requisito de que el océano debajo de la capa mixta debe mover las partículas de fluido verticalmente. Pero una de las implicaciones de la relación geostrófica es que la magnitud del movimiento horizontal debe exceder en gran medida la magnitud del movimiento vertical. Así, las débiles velocidades verticales asociadas con la convergencia del transporte de Ekman (medidas en metros por día) provocan un movimiento horizontal con velocidades de 10 centímetros por segundo o más. La relación matemática entre las velocidades vertical y horizontal se puede derivar expresando la idea de conservación del momento angular de un fluido en una esfera giratoria. Esta relación (con un par de aproximaciones adicionales) es conocida por los oceanógrafos como elRelación de Sverdrup . ^[3] Entre sus implicaciones está el resultado de que la convergencia horizontal del transporte de Ekman que se observa en el Atlántico norte subtropical y el Pacífico fuerza el flujo hacia el sur a lo largo del interior de estos dos océanos. Las corrientes fronterizas occidentales (la Corriente del Golfo y Kuroshio ) existen para devolver el agua a una latitud más alta.

Referencias

1. "Fronteras de la teledetección de los océanos y la troposfera desde plataformas aéreas y espaciales". Teledetección de oceanografía: pasado, presente y futuro . Servidor de informes técnicos de la NASA. hdl : 2060/19840019194 .
2. DeCaria, Alex J., 2007: "Lección 5 - Capa límite oceánica". Comunicación personal, Millersville University of Pennsylvania, Millersville, Pa. (No es un WP: RS ) ^{[ ¿fuente no confiable? ]}
3. Pickard, GL y WJ Emery, 1990: Oceanografía física descriptiva , quinta edición. Butterworth-Heinemann, 320 págs.