La capa mixta oceánica o limnológica es una capa en la que la turbulencia activa ha homogeneizado un rango de profundidades. La capa mixta superficial es una capa donde esta turbulencia se genera por vientos, flujos de calor superficiales o procesos como la evaporación o la formación de hielo marino que resultan en un aumento de la salinidad. La capa mixta atmosférica es una zona que tiene una temperatura potencial y una humedad específica casi constantes con la altura. La profundidad de la capa de mezcla atmosférica se conoce como altura de mezcla . La turbulencia suele desempeñar un papel en la formación de capas mixtas de fluidos .
La capa mixta juega un papel importante en el clima físico. Debido a que el calor específico del agua del océano es mucho mayor que el del aire, los 2,5 m superiores del océano contienen tanto calor como toda la atmósfera que está encima. Así, el calor necesario para cambiar una capa de mezcla de 2,5 m en 1 °C sería suficiente para elevar la temperatura de la atmósfera en 1 °C. Por tanto, la profundidad de la capa de mezcla es muy importante para determinar el rango de temperatura en las regiones oceánicas y costeras. Además, el calor almacenado dentro de la capa mixta oceánica proporciona una fuente de calor que impulsa la variabilidad global como El Niño .
La capa mixta también es importante ya que su profundidad determina el nivel medio de luz que ven los organismos marinos. En capas mixtas muy profundas, los diminutos organismos marinos conocidos como fitoplancton no pueden obtener suficiente luz para mantener su metabolismo. Por lo tanto, la profundización de la capa de mezcla durante el invierno en el Atlántico Norte está asociada con una fuerte disminución de la clorofila a superficial. Sin embargo, esta mezcla profunda también repone las reservas de nutrientes cercanas a la superficie. Por lo tanto, cuando la capa mixta se vuelve poco profunda en la primavera y los niveles de luz aumentan, a menudo hay un aumento concomitante de biomasa de fitoplancton, conocido como "floración primaveral".
Hay tres fuentes principales de energía para impulsar la mezcla turbulenta dentro de la capa mixta de mar abierto. El primero son las olas del océano, que actúan de dos maneras. La primera es la generación de turbulencia cerca de la superficie del océano, que actúa agitando el agua ligera hacia abajo. [1] Aunque este proceso inyecta una gran cantidad de energía en los pocos metros superiores, la mayor parte se disipa relativamente rápido. [2] Si las corrientes oceánicas varían con la profundidad, las olas pueden interactuar con ellas para impulsar el proceso conocido como circulación de Langmuir , grandes remolinos que se agitan hasta profundidades de decenas de metros. [3] [4] El segundo son las corrientes impulsadas por el viento, que crean capas en las que hay cortes de velocidad. Cuando estas cizallas alcanzan una magnitud suficiente, pueden devorar el líquido estratificado. Este proceso a menudo se describe y modela como un ejemplo de inestabilidad de Kelvin-Helmholtz , aunque otros procesos también pueden desempeñar un papel. Finalmente, si el enfriamiento, la adición de salmuera procedente del hielo marino congelado o la evaporación en la superficie hacen que la densidad de la superficie aumente, se producirá convección . Las capas mixtas más profundas (que superan los 2000 m en regiones como el mar de Labrador ) se forman mediante este proceso final, que es una forma de inestabilidad de Rayleigh-Taylor . Los primeros modelos de capa mixta, como los de Mellor y Durbin, incluían los dos últimos procesos. En las zonas costeras, las grandes velocidades debidas a las mareas también pueden desempeñar un papel importante en el establecimiento de la capa de mezcla.
La capa mixta se caracteriza por ser casi uniforme en propiedades como temperatura y salinidad en toda la capa. Las velocidades, sin embargo, pueden exhibir cizalladuras significativas dentro de la capa mezclada. El fondo de la capa mezclada se caracteriza por un gradiente , donde cambian las propiedades del agua. Los oceanógrafos utilizan varias definiciones del número a utilizar como profundidad de la capa mezclada en un momento dado, basándose en la realización de mediciones de las propiedades físicas del agua. A menudo, se produce un cambio abrupto de temperatura llamado termoclina para marcar el fondo de la capa mezclada; a veces también puede ocurrir un cambio abrupto de salinidad llamado haloclina . La influencia combinada de los cambios de temperatura y salinidad da como resultado un cambio abrupto de densidad o picnoclina . Además, los gradientes pronunciados de nutrientes (nutriclina) y oxígeno (oxiclina) y un máximo en la concentración de clorofila a menudo se ubican junto a la base de la capa mixta estacional.
La profundidad de la capa mezclada a menudo se determina mediante hidrografía , es decir, realizando mediciones de las propiedades del agua. Dos criterios que se utilizan a menudo para determinar la profundidad de la capa mezclada son la temperatura y el cambio sigma ( densidad) con respecto a un valor de referencia (normalmente la medición de la superficie). El criterio de temperatura utilizado en Levitus [5] (1982) define la capa mezclada como la profundidad a la que el cambio de temperatura con respecto a la temperatura de la superficie es de 0,5 °C. Sin embargo, el trabajo realizado por Kara et. Alabama. (2000) sugieren que la diferencia de temperatura está más cerca de 0,8 °C. [6] El criterio sigma- t (densidad) utilizado en Levitus [5] utiliza la profundidad a la que se ha producido un cambio desde la superficie sigma- t de 0,125. Ninguno de los criterios implica que en todo momento se esté produciendo una mezcla activa hasta la profundidad de la capa mezclada. Más bien, la profundidad de la capa de mezcla estimada a partir de la hidrografía es una medida de la profundidad a la que se produce la mezcla en el transcurso de unas pocas semanas.
El espesor de la capa barrera (BLT) es una capa de agua que separa la capa superficial bien mezclada de la termoclina . [7] Una definición más precisa sería la diferencia entre la profundidad de la capa mezclada (MLD) calculada a partir de la temperatura menos la profundidad de la capa mezclada calculada usando la densidad. La primera referencia a esta diferencia como capa barrera fue en un artículo que describía observaciones en el Pacífico occidental como parte del Estudio de Circulación del Océano Pacífico Ecuatorial Occidental. [8] En las regiones donde está presente la capa de barrera, la estratificación es estable debido al fuerte forzamiento de flotabilidad asociado con una masa de agua dulce (es decir, más flotante) situada en la parte superior de la columna de agua.
En el pasado, un criterio típico para MLD era la profundidad a la que la temperatura de la superficie se enfría mediante algún cambio en la temperatura con respecto a los valores de la superficie. Por ejemplo, Levitus [5] utilizó 0,5 °C. En el ejemplo de la derecha, se utiliza 0,2 °C para definir el MLD (es decir, D T-02 en la figura). Antes de la abundante salinidad del subsuelo disponible en Argo , esta era la metodología principal para calcular el MLD oceánico. Más recientemente, se ha utilizado un criterio de densidad para definir el MLD. El MLD derivado de la densidad se define como la profundidad donde la densidad aumenta desde el valor de la superficie debido a una disminución de temperatura prescrita de algún valor (por ejemplo, 0,2 °C) desde el valor de la superficie mientras se mantiene constante el valor de la salinidad de la superficie. (es decir, D T-02 - D sigma ).
Los valores grandes del BLT se encuentran típicamente en las regiones ecuatoriales y pueden alcanzar hasta 50 m. Por encima de la capa de barrera, la capa bien mezclada puede deberse a precipitaciones locales que exceden la evaporación (por ejemplo, en el Pacífico occidental), a escorrentías fluviales relacionadas con los monzones (por ejemplo, en el norte del Océano Índico) o a la advección de agua salada subducida en los subtrópicos (que se encuentra en todos los giros oceánicos subtropicales ). La formación de capas de barrera en los subtrópicos está asociada con cambios estacionales en la profundidad de la capa de mezcla, un gradiente más pronunciado de lo normal en la salinidad de la superficie del mar (SSS) y la subducción a través de este frente de SSS. [9] En particular, la capa de barrera se forma en la temporada de invierno en el flanco ecuatorial de los máximos de salinidad subtropicales. A principios del invierno, la atmósfera enfría la superficie y los fuertes vientos y la flotabilidad negativa obligan a mezclar la temperatura hasta una capa profunda. Al mismo tiempo, la salinidad superficial fresca es arrastrada desde las regiones lluviosas de los trópicos. La capa de temperatura profunda junto con la fuerte estratificación de la salinidad crean las condiciones para la formación de una capa de barrera. [10]
Para el Pacífico occidental, el mecanismo de formación de la capa barrera es diferente. A lo largo del ecuador, el borde oriental de la piscina cálida (normalmente isoterma de 28 °C; consulte el gráfico de TSM en el Pacífico occidental) es una región de demarcación entre agua dulce cálida al oeste y agua fría, salada y aflorante en el Pacífico central. Se forma una capa de barrera en la capa isotérmica cuando el agua salada se subduce (es decir, una masa de agua más densa se mueve debajo de otra) desde el este hacia la piscina cálida debido a la convergencia local o el agua dulce cálida anula el agua más densa hacia el este. Aquí, los vientos débiles, las fuertes precipitaciones, la advección hacia el este de agua de baja salinidad, la subducción de agua salada hacia el oeste y la caída de ondas ecuatoriales Kelvin o Rossby son factores que contribuyen a la formación profunda de BLT. [11]
Antes de El Niño , la piscina cálida almacena calor y está confinada al extremo occidental del Pacífico. Durante El Niño, la piscina cálida migra hacia el este junto con las precipitaciones concomitantes y las anomalías actuales. La intensidad de los vientos del oeste aumenta durante este tiempo, lo que refuerza el evento. Utilizando datos del barco Oportunidad y de los amarres Atmósfera Tropical-Océano (TAO) en el Pacífico occidental, se rastreó la migración este y oeste de la piscina cálida durante 1992-2000 utilizando la salinidad de la superficie del mar (SSS) y la temperatura de la superficie del mar (SST). , corrientes y datos del subsuelo de conductividad, temperatura y profundidad obtenidos en varios cruceros de investigación. [12] Este trabajo demostró que durante el flujo hacia el oeste, el BLT en el Pacífico occidental a lo largo del ecuador (138 o E-145 o E, 2 o N-2 o S) estaba entre 18 m – 35 m, correspondiente a una TSM cálida y sirviendo como mecanismo eficiente de almacenamiento de calor. La formación de la capa de barrera es impulsada por corrientes hacia el oeste (es decir, convergentes y subductoras) a lo largo del ecuador cerca del borde oriental del frente de salinidad que define la piscina cálida. Estas corrientes hacia el oeste son impulsadas por ondas de Rossby descendentes y representan una advección de BLT hacia el oeste o una profundización preferencial de la termoclina más profunda versus la haloclina menos profunda debido a la dinámica de las ondas de Rossby (es decir, estas ondas favorecen el estiramiento vertical de la columna de agua superior). Durante El Niño, los vientos del oeste impulsan la piscina cálida hacia el este, permitiendo que el agua dulce se acumule sobre el agua local más fría, salada y densa hacia el este. Utilizando modelos acoplados atmosféricos/oceánicos y ajustando la mezcla para eliminar BLT durante un año antes de El Niño, se demostró que la acumulación de calor asociada con la capa de barrera es un requisito para el gran El Niño. [13] Se ha demostrado que existe una estrecha relación entre SSS y SST en el Pacífico occidental y que la capa de barrera es fundamental para mantener el calor y el impulso en la piscina cálida dentro de la capa estratificada de salinidad. [14] Trabajos posteriores, incluidos los derivadores Argo, confirman la relación entre la migración hacia el este de la piscina cálida durante El Niño y el almacenamiento de calor en la capa de barrera en el Pacífico occidental. [15] El principal impacto de la capa de barrera es mantener una capa mixta poco profunda que permita una mejor respuesta acoplada aire-mar. Además, BLT es el factor clave para establecer el estado medio que se perturba durante El Niño/ La Niña [16]
La formación de una capa mixta en un lago es similar a la del océano, pero es más probable que se produzca mezcla en los lagos debido únicamente a las propiedades moleculares del agua . El agua cambia de densidad a medida que cambia de temperatura. En los lagos, la estructura de la temperatura se complica por el hecho de que el agua dulce es más pesada a 3,98 °C (grados Celsius). Así, en los lagos donde la superficie se enfría mucho, la capa de mezcla se extiende brevemente hasta el fondo en primavera, cuando la superficie se calienta, y en otoño, cuando la superficie se enfría. Este vuelco suele ser importante para mantener la oxigenación de lagos muy profundos.
El estudio de la limnología abarca todas las masas de agua continentales, incluidas las masas de agua saladas. En lagos y mares salinos (como el Mar Caspio), la formación de capas mixtas generalmente se comporta de manera similar a la del océano.
La capa mixta atmosférica resulta de movimientos convectivos de aire, que generalmente se observan hacia el mediodía, cuando el aire en la superficie se calienta y asciende. Por tanto, está mezclado por la inestabilidad de Rayleigh-Taylor . El procedimiento estándar para determinar la profundidad de la capa mezclada es examinar el perfil de temperatura potencial , la temperatura que tendría el aire si fuera llevado a la presión encontrada en la superficie sin ganar ni perder calor. Como tal aumento de presión implica comprimir el aire, la temperatura potencial es más alta que la temperatura in situ, y la diferencia aumenta a medida que se asciende en la atmósfera. La capa mixta atmosférica se define como una capa de temperatura potencial (aproximadamente) constante, o una capa en la que la temperatura cae a un ritmo de aproximadamente 10 °C/km, siempre que esté libre de nubes. Sin embargo, dicha capa puede tener gradientes de humedad. Como es el caso de la capa mixta oceánica, las velocidades no serán constantes en toda la capa mixta atmosférica.