En oceanografía física y dinámica de fluidos , el estrés del viento es el esfuerzo cortante que ejerce el viento en la superficie de grandes masas de agua, como océanos , mares , estuarios y lagos . Es la componente de fuerza paralela a la superficie, por unidad de área , aplicada por el viento sobre la superficie del agua. El estrés del viento se ve afectado por la velocidad del viento , la forma de las olas del viento y la estratificación atmosférica.. Es uno de los componentes de la interacción aire-mar, siendo otros la presión atmosférica sobre la superficie del agua, así como el intercambio de calor y masa entre el agua y la atmósfera. Aproximadamente el 70% de la superficie de la Tierra está cubierta de océanos y, aquí, el impulso se intercambia con la atmósfera a través de varios procesos físicos como turbulencia , gravedad , tensión superficial , viscosidad y ondas de viento . La circulación oceánica a gran escala es impulsada por el estrés del viento en la superficie del océano. La capa de la atmósfera que interactúa con el océano se llama capa límite atmosférica y, de manera similar, la capa del océano que interactúa con la atmósfera se llama capa límite oceánica .
Dinámica
El aire que sopla en paralelo a un cuerpo de agua imparte movimiento al agua superficial por la acción de cizallamiento causada por el viento rápido que sopla sobre el agua estancada. Se trata de una transferencia descendente de impulso y energía del aire al agua que genera ondas de viento y, en última instancia, una corriente debajo de la superficie. Estas corrientes superficiales pueden transportar calor por todo el mundo. El viento que sopla sobre un océano en reposo genera primero ondas de viento a pequeña escala que extraen energía e impulso del campo de olas y el flujo de impulso (la tasa de transferencia de impulso por unidad de área y unidad de tiempo) genera una corriente. Las interacciones entre el viento , las olas del viento y las corrientes son una parte esencial de la dinámica oceánica mundial . Finalmente, las olas de viento también influyen en el campo de viento, lo que lleva a una interacción compleja entre el viento y el agua. La escala de Beaufort , por ejemplo, muestra la correspondencia entre la velocidad del viento y el estado del mar . La magnitud de esta fuerza cortante por unidad de área de contacto ( τ , esfuerzo cortante ) se estima mediante fórmulas de cizalladura o arrastre del viento. Estas fórmulas parametrizan el esfuerzo cortante en función de la velocidad del viento a una cierta altura sobre la superficie ( U h ) en la forma
En esta relación de volumen semi-empírica es la densidad del aire; C D es un coeficiente de resistencia al viento adimensional y es una función de depósito para todas las dependencias restantes. La altura a la que se hace referencia a la velocidad del viento en las fórmulas de resistencia del viento suele ser de 10 metros por encima de la superficie del agua. [1]
La expresión de C D contiene, en primer lugar, la corrección de la dependencia de la segunda potencia de U h para diferentes rangos de U h . La forma funcional de C D está determinada por una fórmula empírica que se determina a partir de experimentos en el laboratorio y / o en el campo. Varios autores han establecido diferentes fórmulas para diferentes rangos de velocidad del viento y teniendo en cuenta la mecánica del viento en diversos grados de detalle {{|| Expresiones para el coeficiente de resistencia}}. El coeficiente de arrastre aumenta con el aumento de la velocidad del viento y este aumento es mayor para los cuerpos de agua menos profundos. [2]
La fuerza ejercida sobre la superficie del agua debido al esfuerzo cortante vertical está dada por
donde x corresponde a la dirección zonal e y corresponde a la dirección meridional. Estas fuerzas de tensión del viento a menudo están en equilibrio con la fuerza de Coriolis, lo que resulta en el equilibrio de Ekman:
donde f es la Coriolisparameter , u y v son, respectivamente, las corrientes zonal y meridional y y son respectivamente las fuerzas de Coriolis zonales y meridionales . Las corrientes oceánicas que se generan por este equilibrio se denominan corrientes de Ekman. En el hemisferio norte, las corrientes de Ekman en la superficie se dirigen con un ángulo de° a la derecha de la tensión del viento y en el hemisferio sur se dirigen con el mismo ángulo a la izquierda. Las direcciones de flujo de corrientes situadas más profundas se desvían aún más hacia la derecha, este fenómeno se denomina espiral de Ekman .
El transporte Ekman se puede obtener integrando verticalmente la balanza Ekman, dando:
donde D es la profundidad de la capa de Ekman . El transporte de Ekman promediado en profundidad es, por tanto, perpendicular a la tensión del viento . Por lo tanto, los vientos de tierra generan transporte hacia o desde la costa. Para valores pequeños de D , el agua puede regresar desde o hacia capas de agua más profundas, lo que da como resultado una corriente ascendente o descendente de Ekman. La surgencia debida al transporte de Ekman también puede ocurrir en el Ecuador debido al cambio de signo del parámetro de Coriolis en el hemisferio norte y sur.
Debido a la fuerte variabilidad temporal del viento, la fuerza del viento en la superficie del océano también es muy variable. Esta es una de las causas de la variabilidad interna de los flujos oceánicos, ya que estos cambios en la fuerza del viento provocan cambios en el campo de las olas y las corrientes generadas por ello. La variabilidad de los flujos oceánicos también se produce porque los cambios de la fuerza del viento son perturbaciones del flujo oceánico medio, lo que conduce a inestabilidades. [3]
Patrones globales de estrés por viento
El estrés del viento medio anual global fuerza la circulación oceánica global. La tensión del viento zonal es más fuerte que la tensión del viento meridional con valores más altos en el Océano Austral. Los valores típicos de la tensión del viento son de aproximadamente 0,1 Pa. Los patrones conocidos a gran escala son los fuertes vientos del este cerca del ecuador, los fuertes vientos del oeste cerca de latitudes medias y los vientos del este más débiles en los polos. Además, a gran escala anual, el campo de tensión del viento es bastante homogéneo por zonas. [4] La surgencia trae nutrientes de aguas profundas a la superficie, lo que conduce a una productividad biológica, como se puede observar a lo largo de las costas. Por lo tanto, el estrés del viento afecta la actividad biológica en todo el mundo.
Olas de viento
Las ondas de viento juegan un papel importante en los procesos de interacción entre un cuerpo de agua y la atmósfera. Las ondas de viento son ondas en la superficie del agua que resultan del viento que sopla sobre la superficie. Los complejos procesos físicos subyacentes aún no se comprenden totalmente. [5] Para construir una teoría sólida, la superficie del océano debería describirse cuantitativamente y debería establecerse una teoría sobre la generación de olas de viento. A mediados del siglo XX se publicó una teoría sobre la generación de ondas de viento [6] que fue modificada y ampliada por otras. La teoría original propuso la interacción resonante entre las olas y el campo de presión asociado con el viento como mecanismo de generación. [7] Dado que faltaba un mecanismo de retroalimentación, la teoría solo era válida para la etapa inicial del campo de ondas. Otras teorías [8] propusieron un mecanismo de retroalimentación parcial que resultó en un crecimiento exponencial en la etapa inicial. Otra teoría [9] [10] propuso la inestabilidad de un flujo de cizallamiento no viscoso como el principal mecanismo de transferencia de energía, lo que hace que las ondas crezcan exponencialmente. [11] Sin embargo, esta teoría asume un campo de ondas existente y por lo tanto explica más un proceso de interacción viento-onda. Estas teorías se modifican y amplían, pero hasta el día de hoy, contienen deficiencias: todas las teorías son modelos lineales y contienen supuestos simplificadores como no incluir turbulencias. La superficie del océano se puede describir utilizando dos métodos: análisis espectral o método probabilístico . [12]
Expresiones para el coeficiente de arrastre
El coeficiente de arrastre es una cantidad adimensional que cuantifica la resistencia de la masa de agua. Debido a que el coeficiente de arrastre depende del pasado del viento, el coeficiente de arrastre se expresa de manera diferente para diferentes escalas temporales y espaciales. El coeficiente de arrastre geostrófico se expresa como: [13]
dónde es el viento geostrófico que viene dado por
En los modelos climáticos globales, a menudo se utiliza un coeficiente de arrastre apropiado para una escala espacial de 1 ° por 1 ° y una escala de tiempo mensual. En tal escala de tiempo, el viento puede fluctuar fuertemente. El esfuerzo cortante medio mensual se puede expresar como:
donde \ rho es la densidad, C_D es el coeficiente de arrastre,es el viento medio mensual y U ' es la fluctuación de la media mensual. [14] El coeficiente de arrastre expresado en términos de la velocidad media mensual es [15]
Mediciones
No es posible medir directamente la tensión del viento en la superficie del océano. Para obtener medidas de la tensión del viento , se mide otra cantidad fácilmente medible como la velocidad del viento y luego, mediante una parametrización , se obtienen las observaciones de la tensión del viento . El método aerodinámico a granel se aplica cuando se utiliza el coeficiente de arrastre en la parametrización. [dieciséis]
Estrés del viento en la superficie terrestre
El viento también puede ejercer una fuerza sobre la superficie terrestre que puede provocar la erosión del suelo.
Referencias
- ^ Smith, Stuart D. (1988). "Coeficientes para el estrés del viento en la superficie del mar, el flujo de calor y los perfiles del viento en función de la velocidad y la temperatura del viento". J. Geophys. Res . 93 (C12): 15467. Código bibliográfico : 1988JGR .... 9315467S . doi : 10.1029 / JC093iC12p15467 .
- ^ Jones, Ian SF; Yoshiaki (2001). Estrés del viento sobre el océano . Prensa de la Universidad de Cambridge.
- ^ Dijkstra, Henk A (2008). Oceanografía dinámica . Springer Science and Business Media.
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- ^ Jones, Ian SF; Yoshiaki (2001). Estrés del viento sobre el océano . Prensa de la Universidad de Cambridge.
- ^ Phillips, Owen M. (1957). "Sobre la generación de olas por viento turbulento". Revista de mecánica de fluidos . Prensa de la Universidad de Cambridge. 2 (5): 417–445.
- ^ Jones, Ian SF; Yoshiaki (2001). Estrés del viento sobre el océano . Prensa de la Universidad de Cambridge.
- ^ Miles, John W. (1960). "Sobre la generación de ondas superficiales por corrientes de cizallamiento turbulentas". Revista de mecánica de fluidos . Prensa de la Universidad de Cambridge. 7 (3): 469–478.
- ^ Miles, John W. (1957). "Sobre la generación de ondas superficiales por flujos cortantes". Revista de mecánica de fluidos . Prensa de la Universidad de Cambridge. 3 (2): 185-204.
- ^ Miles, John W. (1959). "Sobre la generación de ondas superficiales por flujos cortantes". Revista de mecánica de fluidos . Prensa de la Universidad de Cambridge. 6 (4): 568–582.
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