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 en la que esta turbulencia es generada por vientos, flujos de calor superficial 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 mixta atmosférica se conoce como altura de mezcla . La turbulencia generalmente juega un papel en la formación de capas mixtas fluidas .
La capa de mezcla desempeña 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 retienen tanto calor como toda la atmósfera que se encuentra sobre ellos. Por lo tanto, el calor necesario para cambiar una capa de mezcla de 2,5 m en 1 °C sería suficiente para aumentar la temperatura de la atmósfera en 1 °C. La profundidad de la capa de mezcla es, por lo tanto, muy importante para determinar el rango de temperatura en las regiones oceánicas y costeras. Además, el calor almacenado dentro de la capa de mezcla 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 perciben los organismos marinos. En las 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 mixta durante el invierno en el Atlántico Norte se asocia 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 superficial en primavera y los niveles de luz aumentan, a menudo se produce un aumento concomitante de la biomasa de fitoplancton, conocido como "floración primaveral".
Hay tres fuentes principales de energía para impulsar la mezcla turbulenta dentro de la capa de mezcla del océano abierto. La primera 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 para remover el agua ligera hacia abajo. [1] Aunque este proceso inyecta una gran cantidad de energía en los primeros metros, la mayor parte se disipa con relativa rapidez. [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 agitan hasta profundidades de decenas de metros. [3] [4] La segunda son las corrientes impulsadas por el viento, que crean capas en las que hay cizalladuras de velocidad. Cuando estas cizalladuras alcanzan una magnitud suficiente, pueden devorar el fluido 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. Por último, si el enfriamiento, la adición de salmuera del hielo marino congelado o la evaporación en la superficie provocan un aumento de la densidad superficial, 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 la capa mixta, como los de Mellor y Durbin, incluían los dos procesos finales. En las zonas costeras, las grandes velocidades debidas a las mareas también pueden desempeñar un papel importante en el establecimiento de la capa mixta.
La capa mixta se caracteriza por ser casi uniforme en propiedades como la temperatura y la salinidad en toda la capa. Sin embargo, las velocidades pueden exhibir cizalladuras significativas dentro de la capa mixta. El fondo de la capa mixta se caracteriza por un gradiente , donde las propiedades del agua cambian. Los oceanógrafos utilizan varias definiciones del número que se utiliza como la profundidad de la capa mixta 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 mixta; a veces también puede producirse 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 agudos de nutrientes (nutriclina) y oxígeno (oxiclina) y un máximo en la concentración de clorofila a menudo se ubican junto con la base de la capa mixta estacional.
La profundidad de la capa mixta se determina a menudo mediante hidrografía (mediciones de las propiedades del agua). Dos criterios que se utilizan a menudo para determinar la profundidad de la capa mixta son la temperatura y el cambio de sigma- t (densidad) a partir de un valor de referencia (normalmente la medición de la superficie). El criterio de temperatura utilizado en Levitus [5] (1982) define la capa mixta como la profundidad a la que el cambio de temperatura a partir de la temperatura de la superficie es de 0,5 °C. Sin embargo, el trabajo realizado por Kara et. al. (2000) sugiere que la diferencia de temperatura es más cercana a 0,8 °C. [6] El criterio sigma- t (densidad) utilizado en Levitus [5] utiliza la profundidad a la que se ha producido un cambio a partir de la sigma- t de la superficie de 0,125. Ninguno de los criterios implica que se esté produciendo una mezcla activa a la profundidad de la capa mixta en todo momento. Más bien, la profundidad de la capa mixta 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 de 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 mixta (MLD) calculada a partir de la temperatura menos la profundidad de la capa mixta calculada utilizando la densidad. La primera referencia a esta diferencia como capa de barrera fue en un artículo que describía observaciones en el Pacífico occidental como parte del Estudio de la Circulación del Océano Pacífico Ecuatorial Occidental. [8] En las regiones donde está presente la capa de barrera, la estratificación es estable debido a la fuerte fuerza de flotabilidad asociada con una masa de agua dulce (es decir, más flotante) que se asienta sobre la parte superior de la columna de agua.
En el pasado, un criterio típico para MLD era la profundidad a la cual la temperatura de la superficie se enfría por algún cambio en la temperatura de los valores de la superficie. Por ejemplo, Levitus [5] utilizó 0,5 °C. En el ejemplo a la derecha, se utilizan 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 salinidad de la superficie. (es decir, D T-02 - D sigma ).
Los valores grandes de BLT se encuentran típicamente en las regiones ecuatoriales y pueden ser tan altos como 50 m. Por encima de la capa de barrera, la capa bien mezclada puede deberse a la precipitación local que excede la evaporación (por ejemplo, en el Pacífico occidental), la escorrentía fluvial relacionada con el monzón (por ejemplo, en el océano Índico septentrional) o la advección de agua salada subducida en los subtrópicos (que se encuentra en todos los giros oceánicos subtropicales ). La formación de la capa de barrera en los subtrópicos está asociada con el cambio estacional en la profundidad de la capa mezclada, un gradiente más pronunciado en la salinidad de la superficie del mar (SSS) de lo normal y la subducción a través de este frente 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 el viento fuerte y la flotabilidad negativa fuerzan la mezcla de temperatura a una capa profunda. Al mismo tiempo, la salinidad superficial fresca se advecta desde las regiones lluviosas de los trópicos. La capa de temperatura profunda junto con la fuerte estratificación en la salinidad proporciona las condiciones para la formación de la capa de barrera. [10]
En el Pacífico occidental, el mecanismo de formación de la capa de barrera es diferente. A lo largo del ecuador, el borde oriental de la piscina cálida (normalmente la isoterma de 28 °C - véase el gráfico de la SST en el Pacífico occidental) es una región de demarcación entre el agua dulce cálida al oeste y el agua fría, salada y ascendente 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 por debajo de otra) desde el este hacia la piscina cálida debido a la convergencia local o cuando el agua dulce cálida prevalece sobre el agua más densa al este. Aquí, los vientos débiles, las precipitaciones intensas, la advección hacia el este de agua de baja salinidad, la subducción hacia el oeste de agua salada y las ondas Kelvin o Rossby ecuatoriales descendentes son factores que contribuyen a la formación de la capa de barrera profunda. [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 la precipitación concomitante y las anomalías de corriente. La llegada de los vientos del oeste aumenta durante este tiempo, lo que refuerza el evento. Utilizando datos del barco de oportunidad y los amarres de 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), la temperatura de la superficie del mar (SST), las corrientes y los datos del subsuelo de conductividad, temperatura y profundidad tomados en varios cruceros de investigación. [12] Este trabajo mostró que durante el flujo hacia el oeste, la 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 y 35 m, lo que corresponde con la SST cálida y sirve como un mecanismo de almacenamiento eficiente para el 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 hacia el oeste de BLT o una profundización preferencial de la termoclina más profunda versus la haloclina más superficial 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, lo que permite que el agua dulce se desplace sobre el agua local más fría/salada/densa hacia el este. Utilizando modelos atmosféricos/oceánicos acoplados 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 un gran El Niño. [13] Se ha demostrado que existe una relación estrecha entre SSS y SST en el Pacífico occidental y 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 de 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 respuesta acoplada aire-mar mejorada. Además, la 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 la 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). Por lo tanto, en los lagos donde la superficie se enfría mucho, la capa mixta se extiende brevemente hasta el fondo en primavera, cuando la superficie se calienta, así como 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 con sal en su interior. En los lagos y mares salinos (como el mar Caspio), la formación de capas mixtas generalmente se comporta de manera similar al océano.
La capa de mezcla atmosférica es el resultado de los movimientos convectivos del aire, que se observan típicamente hacia el mediodía, cuando el aire en la superficie se calienta y asciende. Por lo tanto, se mezcla por la inestabilidad de Rayleigh-Taylor . El procedimiento estándar para determinar la profundidad de la capa de mezcla es examinar el perfil de temperatura potencial , la temperatura que tendría el aire si se llevara a la presión que se encuentra 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 de mezcla atmosférica se define como una capa de temperatura potencial (aproximadamente) constante, o una capa en la que la temperatura cae a una velocidad de aproximadamente 10 °C/km, siempre que esté libre de nubes. Sin embargo, una capa de este tipo puede tener gradientes en la humedad. Como es el caso de la capa de mezcla oceánica, las velocidades no serán constantes en toda la capa de mezcla atmosférica.