La oceanografía física es el estudio de las condiciones físicas y los procesos físicos dentro del océano , especialmente los movimientos y las propiedades físicas de las aguas oceánicas.
La oceanografía física es uno de los varios subdominios en los que se divide la oceanografía . Otros subdominios incluyen la oceanografía biológica , química y geológica .
La oceanografía física puede subdividirse en oceanografía física descriptiva y dinámica . [1]
La oceanografía física descriptiva busca investigar el océano a través de observaciones y modelos numéricos complejos, que describen los movimientos de los fluidos con la mayor precisión posible.
La oceanografía física dinámica se centra principalmente en los procesos que rigen el movimiento de los fluidos, con énfasis en la investigación teórica y los modelos numéricos. Estos forman parte del amplio campo de la dinámica de fluidos geofísica (GFD, por sus siglas en inglés) que se comparte con la meteorología . La GFD es un subcampo de la dinámica de fluidos que describe los flujos que ocurren en escalas espaciales y temporales que están muy influenciados por la fuerza de Coriolis .
Aproximadamente el 97% del agua del planeta se encuentra en sus océanos, y los océanos son la fuente de la gran mayoría del vapor de agua que se condensa en la atmósfera y cae en forma de lluvia o nieve sobre los continentes. [3] [4] La tremenda capacidad térmica de los océanos modera el clima del planeta , y su absorción de varios gases afecta la composición de la atmósfera . [4] La influencia del océano se extiende incluso a la composición de las rocas volcánicas a través del metamorfismo del fondo marino , así como a la de los gases volcánicos y magmas creados en las zonas de subducción . [4]
Desde el nivel del mar, los océanos son mucho más profundos que los continentes ; el examen de la curva hipsográfica de la Tierra muestra que la elevación media de las masas continentales de la Tierra es de sólo 840 metros (2.760 pies), mientras que la profundidad media del océano es de 3.800 metros (12.500 pies). Aunque esta aparente discrepancia es grande, tanto para la tierra como para el mar, los respectivos extremos, como las montañas y las fosas , son poco frecuentes. [3]
Como la gran mayoría del volumen de los océanos del mundo es agua profunda, la temperatura media del agua de mar es baja; aproximadamente el 75% del volumen del océano tiene una temperatura de entre 0° y 5 °C (Pinet 1996). El mismo porcentaje se encuentra en un rango de salinidad de entre 34 y 35 ppt (3,4-3,5%) (Pinet 1996). Sin embargo, todavía hay bastante variación. Las temperaturas de la superficie pueden variar desde temperaturas bajo cero cerca de los polos hasta 35 °C en mares tropicales restringidos, mientras que la salinidad puede variar de 10 a 41 ppt (1,0-4,1%). [5]
La estructura vertical de la temperatura se puede dividir en tres capas básicas, una capa mixta superficial , donde los gradientes son bajos, una termoclina donde los gradientes son altos y un abismo pobremente estratificado.
En términos de temperatura, las capas del océano dependen en gran medida de la latitud ; la termoclina es pronunciada en los trópicos, pero inexistente en las aguas polares (Marshak 2001). La haloclina suele estar cerca de la superficie, donde la evaporación aumenta la salinidad en los trópicos, o el agua de deshielo la diluye en las regiones polares. [5] Estas variaciones de salinidad y temperatura con la profundidad cambian la densidad del agua de mar, creando la picnoclina . [3]
La temperatura del agua del océano varía considerablemente según las distintas regiones y profundidades. Como ya se ha mencionado, la gran mayoría del agua del océano (alrededor del 75 %) se encuentra entre 0 y 5 °C, sobre todo en las profundidades del océano, donde la luz solar no penetra. Sin embargo, las capas superficiales experimentan una variabilidad mucho mayor. En las regiones polares, las temperaturas superficiales pueden descender por debajo del punto de congelación, mientras que en las regiones tropicales y subtropicales pueden alcanzar hasta 35 °C. Esta estratificación térmica da lugar a un gradiente de temperatura vertical que divide el océano en capas distintas.
La salinidad, una medida de la concentración de sales disueltas en el agua de mar, suele oscilar entre 34 y 35 partes por mil (ppt) en la mayoría de los océanos del mundo. Sin embargo, factores localizados como la evaporación, las precipitaciones, la escorrentía fluvial y la formación o el derretimiento del hielo provocan variaciones significativas en la salinidad. Estas variaciones suelen ser más evidentes en las zonas costeras y los mares marginales.
La combinación de variaciones de temperatura y salinidad produce cambios en la densidad del agua de mar. La densidad del agua de mar está influenciada principalmente por ambos factores: el agua más fría y salada es más densa que el agua más cálida y dulce. Esta variación en la densidad crea estratificación en el océano y es clave para comprender los patrones de circulación oceánica.
Comprender las complejas interacciones entre temperatura, salinidad y densidad es esencial para predecir los patrones de circulación oceánica, los efectos del cambio climático y la salud de los ecosistemas marinos. Estos factores también influyen en la vida marina, ya que muchas especies son sensibles a los rangos específicos de temperatura y salinidad de sus hábitats.
La energía para la circulación oceánica (y para la circulación atmosférica) proviene de la radiación solar y la energía gravitatoria del sol y la luna. [6] La cantidad de luz solar absorbida en la superficie varía mucho con la latitud, siendo mayor en el ecuador que en los polos, y esto genera un movimiento de fluidos tanto en la atmósfera como en el océano que actúa para redistribuir el calor desde el ecuador hacia los polos, reduciendo así los gradientes de temperatura que existirían en ausencia de movimiento de fluidos. Quizás tres cuartas partes de este calor se transporta en la atmósfera; el resto se transporta en el océano.
La atmósfera se calienta desde abajo, lo que da lugar a la convección, cuya mayor expresión es la circulación de Hadley . En cambio, el océano se calienta desde arriba, lo que tiende a suprimir la convección. En cambio, el agua oceánica profunda se forma en las regiones polares, donde las aguas saladas frías se hunden en zonas bastante restringidas. Este es el comienzo de la circulación termohalina .
Las corrientes oceánicas son impulsadas en gran medida por la tensión del viento en la superficie; por lo tanto, la circulación atmosférica a gran escala es importante para comprender la circulación oceánica. La circulación de Hadley produce vientos del este en los trópicos y vientos del oeste en latitudes medias. Esto produce un flujo lento hacia el ecuador en la mayor parte de una cuenca oceánica subtropical (el equilibrio de Sverdrup ). El flujo de retorno se produce en una corriente límite occidental intensa y estrecha hacia los polos . Al igual que la atmósfera, el océano es mucho más ancho que profundo y, por lo tanto, el movimiento horizontal es en general mucho más rápido que el movimiento vertical. En el hemisferio sur hay un cinturón continuo de océano y, por lo tanto, los vientos del oeste de latitudes medias fuerzan la fuerte Corriente Circumpolar Antártica . En el hemisferio norte, las masas de tierra lo impiden y la circulación oceánica se divide en giros más pequeños en las cuencas del Atlántico y el Pacífico.
El efecto Coriolis produce una desviación de los flujos de fluidos (hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur). Esto tiene efectos profundos en el flujo de los océanos. En particular, significa que el flujo rodea los sistemas de alta y baja presión, lo que les permite persistir durante largos períodos de tiempo. Como resultado, pequeñas variaciones en la presión pueden producir corrientes mensurables. Una pendiente de una parte en un millón en la altura de la superficie del mar, por ejemplo, dará como resultado una corriente de 10 cm/s en latitudes medias. El hecho de que el efecto Coriolis sea mayor en los polos y débil en el ecuador da como resultado corrientes límite occidentales agudas y relativamente constantes que no existen en los límites orientales. Véase también efectos de circulación secundaria .
El transporte de Ekman da como resultado un transporte neto de agua superficial 90 grados a la derecha del viento en el hemisferio norte y 90 grados a la izquierda del viento en el hemisferio sur. A medida que el viento sopla a través de la superficie del océano, "agarra" una capa delgada de agua superficial. A su vez, esa fina capa de agua transfiere energía de movimiento a la fina capa de agua debajo de ella, y así sucesivamente. Sin embargo, debido al efecto Coriolis, la dirección de desplazamiento de las capas de agua se mueve lentamente cada vez más hacia la derecha a medida que se adentran más en el hemisferio norte, y hacia la izquierda en el hemisferio sur. En la mayoría de los casos, la capa inferior de agua afectada por el viento está a una profundidad de 100 m - 150 m y se desplaza unos 180 grados, completamente opuesta a la dirección en la que sopla el viento. En general, el transporte neto de agua sería de 90 grados con respecto a la dirección original del viento.
La circulación de Langmuir produce franjas delgadas y visibles, llamadas hileras , en la superficie del océano paralelas a la dirección en la que sopla el viento. Si el viento sopla con más de 3 m s −1 , puede crear hileras paralelas que alternan afloramientos y afloramientos con una separación de entre 5 y 300 m. Estas hileras son creadas por células de agua ovulares adyacentes (que se extienden hasta unos 6 m (20 pies) de profundidad) que rotan alternativamente en el sentido de las agujas del reloj y en el sentido contrario. En las zonas de convergencia se acumulan desechos, espuma y algas, mientras que en las zonas de divergencia se captura plancton y se lleva a la superficie. Si hay mucho plancton en la zona de divergencia, los peces suelen sentirse atraídos para alimentarse de él.
En la interfaz océano-atmósfera, el océano y la atmósfera intercambian flujos de calor, humedad y momento.
Los términos de calor importantes en la superficie son el flujo de calor sensible , el flujo de calor latente, la radiación solar entrante y el balance de la radiación de onda larga ( infrarroja ) . En general, los océanos tropicales tenderán a mostrar una ganancia neta de calor y los océanos polares una pérdida neta, resultado de una transferencia neta de energía hacia los polos en los océanos.
La gran capacidad térmica de los océanos modera el clima de las zonas adyacentes a ellos, lo que da lugar a un clima marítimo en esos lugares. Esto puede ser resultado del almacenamiento de calor en verano y su liberación en invierno, o del transporte de calor desde lugares más cálidos: un ejemplo particularmente notable de esto es Europa occidental , que se calienta al menos en parte por la deriva del Atlántico norte .
Los vientos superficiales tienden a ser del orden de metros por segundo; las corrientes oceánicas del orden de centímetros por segundo. Por lo tanto, desde el punto de vista de la atmósfera, el océano puede considerarse efectivamente estacionario; desde el punto de vista del océano, la atmósfera impone una importante tensión del viento en su superficie, y esto provoca corrientes de gran escala en el océano.
A través de la tensión del viento, el viento genera olas en la superficie del océano ; las olas más largas tienen una velocidad de fase que tiende a la velocidad del viento . El momento de los vientos de la superficie se transfiere al flujo de energía por las olas de la superficie del océano. La mayor rugosidad de la superficie del océano, por la presencia de las olas, cambia el viento cerca de la superficie.
El océano puede ganar humedad a partir de las lluvias o perderla por evaporación . La pérdida por evaporación hace que el océano sea más salado; el Mediterráneo y el Golfo Pérsico , por ejemplo, tienen una fuerte pérdida por evaporación; la columna resultante de agua salada densa puede rastrearse a través del Estrecho de Gibraltar hasta el Océano Atlántico . En un tiempo, se creía que la evaporación / precipitación era un impulsor importante de las corrientes oceánicas; ahora se sabe que es solo un factor muy menor.
Una onda Kelvin es cualquier onda progresiva que se canaliza entre dos límites o fuerzas opuestas (generalmente entre la fuerza de Coriolis y una línea de costa o el ecuador ). Hay dos tipos, costeras y ecuatoriales. Las ondas Kelvin son impulsadas por la gravedad y no dispersivas . Esto significa que las ondas Kelvin pueden mantener su forma y dirección durante largos períodos de tiempo. Por lo general, se crean por un cambio repentino en el viento, como el cambio de los vientos alisios al comienzo de El Niño-Oscilación del Sur .
Las ondas Kelvin costeras siguen las líneas de costa y siempre se propagarán en sentido antihorario en el hemisferio norte (con la línea de costa a la derecha de la dirección de viaje) y en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio sur .
Las ondas Kelvin ecuatoriales se propagan hacia el este en los hemisferios norte y sur , utilizando el ecuador como guía .
Se sabe que las ondas Kelvin tienen velocidades muy altas, normalmente de entre 2 y 3 metros por segundo. Tienen longitudes de onda de miles de kilómetros y amplitudes de decenas de metros.
Las ondas de Rossby u ondas planetarias son ondas enormes y lentas generadas en la troposfera por las diferencias de temperatura entre el océano y los continentes . Su principal fuerza restauradora es el cambio de la fuerza de Coriolis con la latitud . Sus amplitudes de onda suelen ser de decenas de metros y longitudes de onda muy grandes . Suelen encontrarse en latitudes bajas o medias.
Existen dos tipos de ondas de Rossby: barotrópicas y baroclínicas . Las ondas de Rossby barotrópicas tienen las velocidades más altas y no varían verticalmente. Las ondas de Rossby baroclínicas son mucho más lentas.
La característica distintiva de las ondas de Rossby es que la velocidad de fase de cada onda individual siempre tiene un componente hacia el oeste, pero la velocidad de grupo puede estar en cualquier dirección. Por lo general, las ondas de Rossby más cortas tienen una velocidad de grupo hacia el este y las más largas tienen una velocidad de grupo hacia el oeste.
La interacción de la circulación oceánica, que actúa como una especie de bomba de calor , y los efectos biológicos, como la concentración de dióxido de carbono, pueden provocar cambios climáticos globales en una escala temporal de décadas. Entre las oscilaciones climáticas conocidas resultantes de estas interacciones se encuentran la oscilación decenal del Pacífico , la oscilación del Atlántico Norte y la oscilación del Ártico . El proceso oceánico de circulación termohalina es un componente importante de la redistribución del calor en todo el planeta, y los cambios en esta circulación pueden tener importantes efectos sobre el clima.
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Se trata de una onda acoplada océano / atmósfera que rodea el océano Austral aproximadamente cada ocho años. Como se trata de un fenómeno de onda 2 (hay dos picos y dos valles en un círculo de latitud ), en cada punto fijo del espacio se observa una señal con un período de cuatro años. La onda se mueve hacia el este en dirección a la Corriente Circumpolar Antártica .
Entre las corrientes oceánicas más importantes se encuentran:
La masa oceánica que rodea la Antártida es actualmente la única masa de agua continua en la que existe una amplia franja latitudinal de aguas abiertas. Interconecta los océanos Atlántico , Pacífico e Índico y proporciona un tramo ininterrumpido para que los vientos predominantes del oeste aumenten significativamente las amplitudes de las olas. Se acepta generalmente que estos vientos predominantes son los principales responsables del transporte de la corriente circumpolar. Ahora se piensa que esta corriente varía con el tiempo, posiblemente de manera oscilatoria.
En el mar de Noruega predomina el enfriamiento por evaporación y la masa de agua que se hunde, las aguas profundas del Atlántico Norte (NADW), llenan la cuenca y se derraman hacia el sur a través de grietas en los umbrales submarinos que conectan Groenlandia , Islandia y Gran Bretaña . Luego fluye a lo largo del límite occidental del Atlántico y una parte del flujo se mueve hacia el este a lo largo del ecuador y luego hacia los polos hacia las cuencas oceánicas. Las NADW son arrastradas por la corriente circumpolar y se pueden rastrear hasta las cuencas del Índico y el Pacífico. Sin embargo, el flujo desde la cuenca del océano Ártico hacia el Pacífico está bloqueado por las estrechas aguas poco profundas del estrecho de Bering .
Véase también geología marina , que explora la geología del fondo del océano, incluida la tectónica de placas que crea fosas oceánicas profundas.
Una cuenca oceánica subtropical idealizada, forzada por vientos que giran alrededor de sistemas de alta presión (anticiclón) como el anticiclón de las Azores y las Bermudas, desarrolla una circulación en giro con flujos lentos y constantes hacia el ecuador en el interior. Como lo analiza Henry Stommel , estos flujos se equilibran en la región del límite occidental, donde se desarrolla un flujo delgado y rápido hacia los polos llamado corriente del límite occidental . El flujo en el océano real es más complejo, pero la corriente del Golfo , Agulhas y Kuroshio son ejemplos de tales corrientes. Son estrechas (aproximadamente 100 km de ancho) y rápidas (aproximadamente 1,5 m/s).
Las corrientes de límite occidental que se extienden hacia el ecuador se producen en zonas tropicales y polares, por ejemplo, las corrientes de Groenlandia Oriental y Labrador, en el Atlántico y en Oyashio . Son impulsadas por la circulación de vientos en zonas de baja presión (ciclónicas).
La Corriente del Golfo, junto con su extensión norte, la Corriente del Atlántico Norte , es una corriente poderosa, cálida y rápida del Océano Atlántico que se origina en el Golfo de México , sale por el Estrecho de Florida y sigue las costas orientales de los Estados Unidos y Terranova hacia el noreste antes de cruzar el Océano Atlántico.
La corriente de Kuroshio es una corriente oceánica que se encuentra en el océano Pacífico occidental frente a la costa este de Taiwán y fluye hacia el noreste pasando Japón , donde se fusiona con la corriente oriental de la corriente del Pacífico Norte . Es análoga a la corriente del Golfo en el océano Atlántico, que transporta agua cálida tropical hacia el norte, en dirección a la región polar.
El flujo de calor oceánico es un sistema turbulento y complejo que utiliza técnicas de medición atmosféricas como la covarianza de remolinos para medir la tasa de transferencia de calor expresada en la unidad de o petavatios . [7] El flujo de calor es el flujo de energía por unidad de área por unidad de tiempo. La mayor parte del almacenamiento de calor de la Tierra se encuentra dentro de sus mares con fracciones más pequeñas de la transferencia de calor en procesos como la evaporación, la radiación, la difusión o la absorción en el fondo marino. La mayor parte del flujo de calor oceánico se produce a través de la advección o el movimiento de las corrientes oceánicas. Por ejemplo, se cree que la mayor parte del movimiento de agua cálida en el Atlántico sur se originó en el Océano Índico. [8] Otro ejemplo de advección es el calentamiento no ecuatorial del Pacífico que resulta de procesos subterráneos relacionados con anticlinales atmosféricos. [9] Las recientes observaciones del calentamiento del agua del fondo antártico en el Océano Austral son motivo de preocupación para los científicos oceánicos porque los cambios en el agua del fondo afectarán las corrientes, los nutrientes y la biota en otras partes. [10] La conciencia internacional sobre el calentamiento global ha centrado la investigación científica en este tema desde la creación en 1988 del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático . La mejora de la observación, la instrumentación, la teoría y la financiación de los océanos ha aumentado la difusión de informes científicos sobre cuestiones regionales y mundiales relacionadas con el calor. [11]
Los mareógrafos y la altimetría satelital sugieren un aumento del nivel del mar de 1,5 a 3 mm/año en los últimos 100 años.
El IPCC predice que entre 2081 y 2100, el calentamiento global provocará un aumento del nivel del mar de entre 260 y 820 mm. [12]
El ascenso y descenso de los océanos debido a los efectos de las mareas es una influencia clave en las áreas costeras. Las mareas oceánicas en el planeta Tierra son creadas por los efectos gravitacionales del Sol y la Luna . Las mareas producidas por estos dos cuerpos son aproximadamente comparables en magnitud, pero el movimiento orbital de la Luna da lugar a patrones de mareas que varían a lo largo de un mes.
El flujo y reflujo de las mareas produce una corriente cíclica a lo largo de la costa, y la fuerza de esta corriente puede ser bastante espectacular en estuarios estrechos. Las mareas entrantes también pueden producir una ola de marea a lo largo de un río o una bahía estrecha, ya que el flujo de agua contra la corriente da lugar a una ola en la superficie.
Tide and Current (Wyban 1992) ilustra claramente el impacto de estos ciclos naturales en el estilo de vida y la subsistencia de los nativos hawaianos que cuidan los estanques costeros. Aia ke ola ka hana, que significa... La vida está en el trabajo .
La resonancia de las mareas se produce en la Bahía de Fundy porque el tiempo que tarda una gran ola en viajar desde la boca de la bahía hasta el extremo opuesto, para luego reflejarse y viajar de regreso a la boca de la bahía, coincide con el ritmo de las mareas, lo que produce las mareas más altas del mundo.
A medida que la marea superficial oscila sobre la topografía, como montes submarinos o dorsales sumergidas, genera ondas internas a la frecuencia de las mareas, que se conocen como mareas internas .
Se pueden generar una serie de ondas superficiales debido al desplazamiento a gran escala del agua del océano. Estas pueden ser causadas por deslizamientos submarinos , deformaciones del fondo marino debido a terremotos o el impacto de un gran meteorito .
Las olas pueden viajar a una velocidad de hasta varios cientos de kilómetros por hora a través de la superficie del océano, pero en medio del océano son apenas detectables con longitudes de onda que abarcan cientos de kilómetros.
Los tsunamis, llamados originalmente maremotos, recibieron este nombre porque no están relacionados con las mareas. Se consideran olas en aguas poco profundas u olas en aguas con una profundidad menor a 1/20 de su longitud de onda. Los tsunamis tienen períodos muy largos, velocidades altas y olas de gran altura.
El impacto principal de estas olas se produce a lo largo de la línea costera, ya que grandes cantidades de agua del océano son impulsadas cíclicamente hacia el interior y luego arrastradas hacia el mar. Esto puede provocar modificaciones significativas en las regiones costeras donde las olas golpean con suficiente energía.
El tsunami que ocurrió en la bahía de Lituya , Alaska, el 9 de julio de 1958 tuvo una altura de 520 m (1.710 pies) y es el tsunami más grande jamás medido, casi 90 m (300 pies) más alto que la Torre Sears en Chicago y aproximadamente 110 m (360 pies) más alto que el antiguo World Trade Center en Nueva York. [13]
El viento genera olas en la superficie del océano, que tienen un gran impacto en las estructuras marinas , los barcos , la erosión costera y la sedimentación , así como en los puertos . Después de ser generadas por el viento, las olas en la superficie del océano pueden viajar (como oleaje ) a grandes distancias.
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