La dinámica oceánica define y describe el flujo de 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 oceánica se ha investigado tradicionalmente mediante muestreo de instrumentos in situ. [1]
La capa mixta es la más cercana a la superficie y puede variar en espesor de 10 a 500 metros. Esta capa tiene propiedades como temperatura, salinidad y oxígeno disuelto que son uniformes con la profundidad que refleja una historia de turbulencia activa (la atmósfera tiene una capa límite planetaria análoga ). La turbulencia es alta en la capa mezclada. Sin embargo, llega a ser cero en la base de la capa mezclada. La turbulencia vuelve a aumentar por debajo de la base de la capa mezclada debido a inestabilidades de corte. En latitudes extratropicales, esta capa es más profunda a finales del invierno como resultado del enfriamiento de la superficie y las tormentas invernales y bastante poco profunda en verano. Su dinámica está gobernada por la mezcla turbulenta, así como por el transporte de Ekman , los intercambios con la atmósfera suprayacente y la advección horizontal . [2] [ ¿ fuente poco confiable? ]
La parte superior del océano, caracterizada por temperaturas cálidas y movimiento activo, varía en profundidad desde 100 metros o menos en los trópicos y océanos orientales hasta más de 800 metros en los océanos subtropicales occidentales. Esta capa intercambia propiedades como calor y agua dulce con la atmósfera en escalas de tiempo de unos pocos años. Debajo de la capa mixta, la capa superior del océano generalmente se rige por relaciones hidrostáticas y geostróficas . [2] Las excepciones incluyen los trópicos profundos y las regiones costeras.
Las profundidades del océano son frías y oscuras, con velocidades generalmente débiles (aunque se sabe que áreas limitadas de las profundidades del océano tienen recirculaciones significativas). Las profundidades del océano reciben agua de la superficie del océano sólo en 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 en las profundidades del océano, el tiempo medio de permanencia 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.
La dinámica oceánica 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 ese superficie:
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 la 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.
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 mediante la dinámica de la capa de Ekman, en la que la difusión vertical del impulso 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.
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 partículas fluidas 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 en rotación. Esta relación (con un par de aproximaciones adicionales) es conocida por los oceanógrafos como relación 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 y el Pacífico subtropicales 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 latitudes más altas.
