Ola de viento

Ondas superficiales generadas por el viento en aguas abiertas.

Un hombre de pie junto a grandes olas del océano en Porto Covo, Portugal

Vídeo de grandes olas del huracán Marie a lo largo de la costa de Newport Beach , California .

En dinámica de fluidos , una onda de viento , u onda de agua generada por el viento , es una onda superficial que se produce en la superficie libre de los cuerpos de agua como resultado del viento que sopla sobre la superficie del agua. La distancia de contacto en la dirección del viento se conoce como alcance . Las olas en los océanos pueden viajar miles de kilómetros antes de llegar a la tierra. Las ondas de viento en la Tierra varían en tamaño desde pequeñas ondas hasta olas de más de 30 m (100 pies) de altura, y están limitadas por la velocidad del viento, la duración, el alcance y la profundidad del agua. ^[1]

Cuando un sistema de olas de viento es generado y afectado directamente por el viento local, se le llama mar de viento . Las ondas de viento viajarán en una ruta de gran círculo después de ser generadas, curvándose ligeramente hacia la izquierda en el hemisferio sur y ligeramente hacia la derecha en el hemisferio norte. Después de salir del área de alcance, las ondas de viento se llaman marejadas y pueden viajar miles de kilómetros. Un ejemplo notable de esto son las olas generadas al sur de Tasmania durante los fuertes vientos que viajarán a través del Pacífico hasta el sur de California, produciendo condiciones deseables para el surf. El oleaje consiste en olas generadas por el viento que no se ven afectadas significativamente por el viento local en ese momento. Se han generado en otros lugares y, a veces, anteriormente. ^[2] Las ondas de viento en el océano también se llaman ondas de la superficie del océano y son principalmente ondas de gravedad , donde la gravedad es la principal fuerza de equilibrio.

Las olas del viento tienen cierta aleatoriedad : las olas posteriores difieren en altura, duración y forma con una previsibilidad limitada. Pueden describirse como un proceso estocástico , en combinación con la física que rige su generación, crecimiento, propagación y decadencia, así como la interdependencia entre cantidades de flujo, como los movimientos de la superficie del agua , las velocidades del flujo y la presión del agua . Las estadísticas clave de las olas de viento (tanto del mar como del oleaje) en la evolución del estado del mar se pueden predecir con modelos de olas de viento .

Aunque normalmente se consideran olas en los mares de agua de la Tierra, los mares de hidrocarburos de Titán también pueden tener olas impulsadas por el viento. ^{[3] [4] [5]} Las olas en los cuerpos de agua también pueden generarse por otras causas, tanto en la superficie como bajo el agua.

Formación

Aspectos de una ola de agua

Formación de olas

Movimiento de partículas de agua de una onda de aguas profundas.

Las fases de una onda superficial del océano: 1. Cresta de la onda, donde las masas de agua de la capa superficial se mueven horizontalmente en la misma dirección que el frente de onda que se propaga. 2. Ola que cae. 3. Vaguada, donde las masas de agua de la capa superficial se mueven horizontalmente en dirección opuesta a la dirección del frente de onda. 4. Ola ascendente.

El barco de la NOAA Delaware II con mal tiempo en Georges Bank

La gran mayoría de las grandes olas que se ven en una playa son el resultado de vientos distantes. Cinco factores influyen en la formación de estructuras de flujo en las olas del viento: ^[6]

1. Velocidad o fuerza del viento en relación con la velocidad de las olas: el viento debe moverse más rápido que la cresta de la ola para que la energía se transfiera a la ola.
2. La distancia ininterrumpida de aguas abiertas sobre la cual sopla el viento sin cambios significativos de dirección (llamado fetch )
3. Ancho del área afectada por la búsqueda (en ángulo recto con la distancia)
4. Duración del viento: el tiempo durante el cual el viento ha soplado sobre el agua.
5. Profundidad del agua

Todos estos factores trabajan juntos para determinar el tamaño de las olas del agua y la estructura del flujo dentro de ellas.

Las principales dimensiones asociadas a la propagación de ondas son:

• Altura de las olas (distancia vertical desde el valle hasta la cresta )
• Longitud de onda (distancia de cresta a cresta en la dirección de propagación)
• Período de onda (intervalo de tiempo entre la llegada de crestas consecutivas a un punto estacionario)
• Dirección de las olas o azimut (impulsado predominantemente por la dirección del viento )

Un mar completamente desarrollado tiene el tamaño de ola máximo teóricamente posible para un viento de fuerza, duración y alcance específicos. Una mayor exposición a ese viento específico sólo podría causar una disipación de energía debido a la ruptura de las cimas de las olas y la formación de "cabrillas". Las olas en un área determinada suelen tener una variedad de alturas. Para los informes meteorológicos y el análisis científico de las estadísticas de las olas de viento, su altura característica durante un período de tiempo generalmente se expresa como altura de ola significativa . Esta cifra representa una altura promedio del tercio más alto de las olas en un período de tiempo determinado (generalmente elegido entre 20 minutos y doce horas), o en un sistema de olas o tormentas específico. La altura significativa de las olas es también el valor que un "observador capacitado" (por ejemplo, de la tripulación de un barco) estimaría a partir de la observación visual del estado del mar. Dada la variabilidad de la altura de las olas, es probable que las olas individuales más grandes sean algo menos del doble de la altura de ola significativa reportada para un día o tormenta en particular. ^[7]

La formación de olas en una superficie de agua inicialmente plana por el viento se inicia mediante una distribución aleatoria de la presión normal del flujo de viento turbulento sobre el agua. Esta fluctuación de presión produce tensiones normales y tangenciales en el agua superficial, lo que genera olas. Generalmente se supone a los efectos del análisis teórico que: ^[8]

1. El agua está originalmente en reposo.
2. El agua no es viscosa.
3. El agua es irrotacional .
4. Existe una distribución aleatoria de la presión normal sobre la superficie del agua debido al viento turbulento.
5. Se ignoran las correlaciones entre los movimientos del aire y del agua.

El segundo mecanismo implica las fuerzas cortantes del viento sobre la superficie del agua. John W. Miles sugirió un mecanismo de generación de ondas superficiales que se inicia mediante flujos turbulentos de cizalladura del viento basándose en la ecuación invisible de Orr-Sommerfeld en 1957. Encontró que la transferencia de energía del viento a la superficie del agua es proporcional a la curvatura del perfil de velocidad. del viento en el punto donde la velocidad media del viento es igual a la velocidad de la onda. Dado que el perfil de velocidad del viento es logarítmico con respecto a la superficie del agua, la curvatura tiene un signo negativo en este punto. Esta relación muestra el flujo de viento transfiriendo su energía cinética a la superficie del agua en su interfaz.

Supuestos:

1. flujo de corte paralelo bidimensional
2. Agua y viento incompresibles e invisibles.
3. agua irrotacional
4. La pendiente del desplazamiento de la superficie del agua es pequeña ^[9].

Generalmente, estos mecanismos de formación de olas ocurren juntos en la superficie del agua y eventualmente producen olas completamente desarrolladas.

Por ejemplo, ^[10] si asumimos una superficie del mar plana (estado de Beaufort 0) y un flujo repentino de viento sopla constantemente a través de la superficie del mar, el proceso físico de generación de olas sigue la secuencia:

1. Los vientos turbulentos forman fluctuaciones aleatorias de presión en la superficie del mar. Las fluctuaciones de presión generan ondas con longitudes de onda del orden de unos pocos centímetros. (El mecanismo de Phillips ^[8] )
2. Los vientos siguen actuando sobre la superficie del mar inicialmente ondulada, provocando que las olas se hagan más grandes. A medida que las olas crecen, las diferencias de presión aumentan, lo que provoca que aumente la tasa de crecimiento. Finalmente, la inestabilidad de corte acelera exponencialmente el crecimiento de las olas. (El mecanismo de Miles ^[8] )
3. Las interacciones entre las ondas en la superficie generan ondas más largas ^[11] y la interacción transferirá energía de las ondas de las ondas más cortas generadas por el mecanismo de Miles a las ondas que tienen frecuencias ligeramente más bajas que la frecuencia en las magnitudes máximas de las ondas, y finalmente las olas serán más rápidas que la velocidad del viento cruzado (Pierson y Moskowitz ^[12] ).

Tipos

Surfea sobre un fondo rocoso irregular. Porto Covo , costa oeste de Portugal

Con el tiempo se desarrollan tres tipos diferentes de ondas de viento:

• Ondas capilares u ondulaciones, dominadas por efectos de tensión superficial.
• Ondas de gravedad , dominadas por fuerzas gravitacionales e inerciales.
  • Mares, levantados localmente por el viento.
• Oleaje , que se han alejado de donde fueron levantados por el viento, y se han dispersado en mayor o menor medida.

Las ondas aparecen en el agua tranquila cuando sopla el viento, pero desaparecerán rápidamente si el viento cesa. La fuerza restauradora que les permite propagarse es la tensión superficial . Las olas del mar son movimientos de mayor escala, a menudo irregulares, que se forman bajo vientos sostenidos. Estas ondas tienden a durar mucho más, incluso después de que el viento ha cesado, y la fuerza restauradora que les permite propagarse es la gravedad. A medida que las ondas se propagan fuera de su área de origen, se separan naturalmente en grupos de dirección y longitud de onda comunes. Los conjuntos de olas formadas de esta manera se conocen como oleajes. El Océano Pacífico está a 19.800 km desde Indonesia hasta la costa de Colombia y, basándose en una longitud de onda promedio de 76,5 m, tendría ~258.824 oleajes en ese ancho.

Las " olas rebeldes " individuales (también llamadas "olas anormales", "olas monstruosas", "olas asesinas" y "olas reales") pueden ocurrir mucho más altas que las otras olas en el estado del mar . En el caso de la ola Draupner , su altura de 25 m (82 pies) era 2,2 veces la altura significativa de la ola . Estas ondas son distintas de las mareas , causadas por la atracción gravitacional de la Luna y el Sol , los tsunamis causados ​​por terremotos o deslizamientos de tierra submarinos y las ondas generadas por explosiones submarinas o la caída de meteoritos , todas ellas con longitudes de onda mucho más largas que las ondas del viento.

Las olas de viento más grandes jamás registradas no son olas rebeldes, sino olas estándar en estados extremos del mar. Por ejemplo, en el RRS Discovery se registraron olas de 29,1 m (95 pies) de altura en un mar con una altura de ola significativa de 18,5 m (61 pies), por lo que la ola más alta era solo 1,6 veces la altura de ola significativa. ^[13] La mayor registrada por una boya (a partir de 2011) fue de 32,3 m (106 pies) de altura durante el tifón Krosa de 2007 cerca de Taiwán. ^[14]

Espectro

Clasificación del espectro de las olas del océano según el período de ola ^[15]

Las olas del océano se pueden clasificar según: la fuerza perturbadora que las crea; el grado en que la fuerza perturbadora continúa influyéndoles después de su formación; el grado en que la fuerza restauradora los debilita o aplana; y su longitud de onda o período. Las olas sísmicas del mar tienen una duración de unos 20 minutos y velocidades de 760 km/h (470 mph). Las ondas de viento (ondas de aguas profundas) tienen un período de hasta unos 20 segundos.

La velocidad de todas las olas del océano está controlada por la gravedad, la longitud de onda y la profundidad del agua. La mayoría de las características de las olas del océano dependen de la relación entre su longitud de onda y la profundidad del agua. La longitud de onda determina el tamaño de las órbitas de las moléculas de agua dentro de una onda, pero la profundidad del agua determina la forma de las órbitas. Las trayectorias de las moléculas de agua en una onda de viento son circulares sólo cuando la onda viaja en aguas profundas. Una ola no puede "sentir" el fondo cuando se mueve a través de agua a más de la mitad de su longitud de onda porque el movimiento del agua por debajo de esa profundidad contiene muy poca energía de las olas. Las ondas que se mueven a través del agua a una profundidad superior a la mitad de su longitud de onda se conocen como ondas de aguas profundas. Por otro lado, las órbitas de las moléculas de agua en ondas que se mueven a través de aguas poco profundas se aplanan por la proximidad de la superficie del fondo del mar. Las olas en aguas con una profundidad inferior a 1/20 de su longitud de onda original se conocen como ondas de aguas poco profundas. Las ondas de transición viajan a través del agua a una profundidad superior a 1/20 de su longitud de onda original pero a una profundidad inferior a la mitad de su longitud de onda original.

En general, cuanto más larga sea la longitud de onda, más rápido se moverá la energía de las olas a través del agua. La relación entre la longitud de onda, el período y la velocidad de cualquier onda es:

${\displaystyle C={L}/{T}}$

donde C es la velocidad (celeridad), L es la longitud de onda y T es el período (en segundos). Así, la velocidad de la onda se deriva de la dependencia funcional de la longitud de onda con el período (la relación de dispersión ). ${\displaystyle L(T)}$

La velocidad de una ola en aguas profundas también se puede aproximar mediante:

${\displaystyle C={\sqrt {{gL}/{2\pi }}}}$

donde g es la aceleración debida a la gravedad, 9,8 metros (32 pies) por segundo al cuadrado. Como g y π (3.14) son constantes, la ecuación se puede reducir a:

${\displaystyle C=1.251{\sqrt {L}}}$

cuando C se mide en metros por segundo y L en metros. En ambas fórmulas la velocidad de la onda es proporcional a la raíz cuadrada de la longitud de onda.

La velocidad de las olas en aguas poco profundas se describe mediante una ecuación diferente que puede escribirse como:

${\displaystyle C={\sqrt {gd}}=3.1{\sqrt {d}}}$

donde C es la velocidad (en metros por segundo), g es la aceleración de la gravedad y d es la profundidad del agua (en metros). El período de una ola permanece invariable independientemente de la profundidad del agua por la que se desplaza. Sin embargo, a medida que las olas de aguas profundas entran en aguas poco profundas y tocan el fondo, su velocidad se reduce y sus crestas se "amontonan", por lo que su longitud de onda se acorta.

Modelos espectrales

El estado del mar puede describirse mediante el espectro de las olas del mar o simplemente mediante el espectro de las olas . Está compuesto por un espectro de altura de ola (WHS) y un espectro de dirección de ola (WDS) . En los espectros de olas se pueden encontrar muchas propiedades interesantes sobre el estado del mar. ${\displaystyle S(\omega ,\Theta )}$ ${\displaystyle S(\omega )}$ ${\displaystyle f(\Theta )}$

WHS describe la densidad espectral de la variación de la altura de las olas ("potencia") versus la frecuencia de las olas , con dimensión . La relación entre el espectro y la amplitud de una onda para un componente de onda es: ${\displaystyle \{S(\omega )\}=\{{\text{length}}^{2}\cdot {\text{time}}\}}$ ${\displaystyle S(\omega _{j})}$ ${\displaystyle A_{j}}$ ${\displaystyle j}$

${\displaystyle {\frac {1}{2}}A_{j}^{2}=S(\omega _{j})\,\Delta \omega }$^{[ cita necesaria ] [ aclaración necesaria ]}

Algunos modelos de WHS se enumeran a continuación.

• La Conferencia Internacional de Tanques de Remolque (ITTC) ^[17] recomendó un modelo de espectro para mar completamente desarrollado (espectro ISSC ^[18] / espectro Pierson-Moskowitz modificado ): ^[19]

${\displaystyle {\frac {S(\omega )}{H_{1/3}^{2}T_{1}}}={\frac {0.11}{2\pi }}\left({\frac {\omega T_{1}}{2\pi }}\right)^{-5}\mathrm {exp} \left[-0.44\left({\frac {\omega T_{1}}{2\pi }}\right)^{-4}\right]}$

• Modelo de espectro recomendado por el ITTC para alcance limitado (espectro JONSWAP)

${\displaystyle S(\omega )=155{\frac {H_{1/3}^{2}}{T_{1}^{4}\omega ^{5}}}\mathrm {exp} \left({\frac {-944}{T_{1}^{4}\omega ^{4}}}\right)(3.3)^{Y},}$

dónde

${\displaystyle Y=\exp \left[-\left({\frac {0.191\omega T_{1}-1}{2^{1/2}\sigma }}\right)^{2}\right]}$

${\displaystyle \sigma ={\begin{cases}0.07&{\text{if }}\omega \leq 5.24/T_{1},\\0.09&{\text{if }}\omega >5.24/T_{1}.\end{cases}}}$

(Este último modelo ha mejorado desde su creación basándose en el trabajo de Phillips y Kitaigorodskii para modelar mejor el espectro de altura de las olas para números de olas altos . ^[20] )

En cuanto a WDS, un modelo de ejemplo podría ser: ${\displaystyle f(\Theta )}$

${\displaystyle f(\Theta )={\frac {2}{\pi }}\cos ^{2}\Theta ,\qquad -\pi /2\leq \Theta \leq \pi /2}$

Por lo tanto, el estado del mar está completamente determinado y puede recrearse mediante la siguiente función, donde es la elevación de las olas, se distribuye uniformemente entre 0 y y se extrae aleatoriamente de la función de distribución direccional ^[21] ${\displaystyle \zeta }$ ${\displaystyle \epsilon _{j}}$ ${\displaystyle 2\pi }$ ${\displaystyle \Theta _{j}}$ ${\displaystyle {\sqrt {f(\Theta )}}:}$

${\displaystyle \zeta =\sum _{j=1}^{N}{\sqrt {2S(\omega _{j})\Delta \omega _{j}}}\;\sin(\omega _{j}t-k_{j}x\cos \Theta _{j}-k_{j}y\sin \Theta _{j}+\epsilon _{j}).}$

Shoaling y refracción

Las olas crean ondulaciones en las playas.

A medida que las olas viajan desde aguas profundas a aguas poco profundas, su forma cambia (la altura de las olas aumenta, la velocidad disminuye y la longitud disminuye a medida que las órbitas de las olas se vuelven asimétricas). Este proceso se llama cardumen .

La refracción de las olas es el proceso que ocurre cuando las olas interactúan con el fondo marino para disminuir la velocidad de propagación en función de la longitud de onda y el período. A medida que las olas disminuyen en aguas poco profundas, las crestas tienden a realinearse en un ángulo decreciente con respecto a los contornos de profundidad. Las diferentes profundidades a lo largo de la cresta de una ola hacen que la cresta se desplace a diferentes velocidades de fase , y las partes de la ola en aguas más profundas se mueven más rápido que las de aguas poco profundas . Este proceso continúa mientras la profundidad disminuye, y se revierte si vuelve a aumentar, pero la ola que sale del área del bajío puede haber cambiado considerablemente de dirección. Los rayos (líneas normales a las crestas de las olas entre las cuales se contiene una cantidad fija de flujo de energía) convergen en bajíos y bajíos locales. Por lo tanto, la energía de las olas entre los rayos se concentra a medida que convergen, con el consiguiente aumento de la altura de las olas.

Debido a que estos efectos están relacionados con una variación espacial en la velocidad de fase, y debido a que la velocidad de fase también cambia con la corriente ambiental (debido al desplazamiento Doppler ), los mismos efectos de refracción y alteración de la altura de las olas también ocurren debido a las variaciones de corriente. En el caso de encontrarse con una corriente adversa la ola se hace más pronunciada , es decir, su altura de ola aumenta mientras que la longitud de onda disminuye, similar al bajío cuando la profundidad del agua disminuye. ^[22]

Rotura

Gran ola rompiendo

Ola oceánica gigante

Algunas olas sufren un fenómeno llamado "romperse". ^[23] Una ola rompiente es aquella cuya base ya no puede soportar su parte superior, provocando su colapso. Una ola rompe cuando corre hacia aguas poco profundas , o cuando dos sistemas de olas se oponen y combinan fuerzas. Cuando la pendiente o relación de inclinación de una ola es demasiado grande, es inevitable que rompa.

Las olas individuales en aguas profundas rompen cuando la pendiente de la ola (la relación entre la altura de la ola H y la longitud de onda λ) excede aproximadamente 0,17, por lo que para H  > 0,17  λ . En aguas poco profundas, con una profundidad de agua pequeña en comparación con la longitud de onda, las olas individuales rompen cuando su altura de ola H es mayor que 0,8 veces la profundidad del agua h , es decir, H  > 0,8  h . ^[24] Las olas también pueden romperse si el viento se vuelve lo suficientemente fuerte como para volar la cresta de la base de la ola.

En aguas poco profundas, la base de la ola se desacelera por el arrastre del fondo marino. Como resultado, las partes superiores se propagarán a una velocidad mayor que la base y la cara anterior de la cresta se volverá más empinada y la cara posterior más plana. Esto puede exagerarse hasta el punto de que la cara principal forma un perfil de barril, con la cresta cayendo hacia adelante y hacia abajo a medida que se extiende sobre el aire delante de la ola.

Los surfistas o salvavidas del surf identifican tres tipos principales de olas rompientes . Sus diferentes características las hacen más o menos aptas para la práctica del surf y presentan distintos peligros.

1. Derramándose o rodando: estas son las olas más seguras para surfear. Se pueden encontrar en la mayoría de áreas con costas relativamente planas. Son el tipo de rompeolas más común. La desaceleración de la base de la onda es gradual y la velocidad de las partes superiores no difiere mucho con la altura. La rotura se produce principalmente cuando la relación de inclinación excede el límite de estabilidad.
2. Hundirse o arrojarse: se rompen repentinamente y pueden "arrojar" a los nadadores, empujándolos hacia el fondo con gran fuerza. Estas son las olas preferidas por los surfistas experimentados. Los fuertes vientos marinos y los largos periodos de olas pueden provocar volcadores. A menudo se encuentran donde hay un aumento repentino del fondo marino, como un arrecife o un banco de arena. La desaceleración de la base de la onda es suficiente para provocar una aceleración hacia arriba y un exceso significativo de velocidad hacia adelante en la parte superior de la cresta. El pico se eleva y alcanza la cara delantera, formando un "barril" o "tubo" a medida que colapsa.
3. Surgimiento: es posible que nunca se rompan a medida que se acercan a la orilla del agua, ya que el agua debajo de ellos es muy profunda. Suelen formarse en costas escarpadas. Estas olas pueden derribar a los nadadores y arrastrarlos de regreso a aguas más profundas.

Cuando la costa está casi vertical, las olas no rompen sino que se reflejan. La mayor parte de la energía se retiene en la ola cuando regresa hacia el mar. Los patrones de interferencia son causados ​​por la superposición de las ondas incidentes y reflejadas, y la superposición puede causar inestabilidad localizada cuando los picos se cruzan, y estos picos pueden romperse debido a la inestabilidad. (ver también ondas clapóticas )

fisica de las ondas

Stokes se desplaza en olas de aguas poco profundas ( Animación )

Las ondas de viento son ondas mecánicas que se propagan a lo largo de la interfaz entre el agua y el aire ; la fuerza restauradora la proporciona la gravedad, por lo que a menudo se las denomina ondas de gravedad superficiales . Cuando sopla el viento , la presión y la fricción perturban el equilibrio de la superficie del agua y transfieren energía del aire al agua, formando olas. La formación inicial de olas por el viento está descrita en la teoría de Phillips de 1957, y el crecimiento posterior de las pequeñas olas ha sido modelado por Miles , también en 1957. ^{[25] [26]}

Stokes flota en una ola de aguas más profundas ( Animación )

Fotografía de las órbitas de las partículas de agua bajo una onda de gravedad superficial (progresiva y periódica) en un canal de ondas . Las condiciones de las olas son: profundidad media del agua d  = 2,50 pies (0,76 m), altura de la ola H  = 0,339 pies (0,103 m), longitud de onda λ = 6,42 pies (1,96 m), período T  = 1,12 s. ^[27]

En ondas planas lineales de una longitud de onda en aguas profundas, las parcelas cercanas a la superficie no se mueven claramente hacia arriba y hacia abajo, sino en órbitas circulares: hacia adelante arriba y hacia atrás abajo (en comparación con la dirección de propagación de la onda). Como resultado, la superficie del agua no forma una onda sinusoidal exacta , sino más bien una trocoide con curvas más pronunciadas hacia arriba, como se modela en la teoría de las ondas trocoidales . Las ondas del viento son, por tanto, una combinación de ondas transversales y longitudinales .

Cuando las ondas se propagan en aguas poco profundas (donde la profundidad es inferior a la mitad de la longitud de onda), las trayectorias de las partículas se comprimen en elipses . ^{[28] [29]}

En realidad, para valores finitos de la amplitud de onda (altura), las trayectorias de las partículas no forman órbitas cerradas; más bien, tras el paso de cada cresta, las partículas se desplazan ligeramente de sus posiciones anteriores, fenómeno conocido como deriva de Stokes . ^{[30] [31]}

A medida que aumenta la profundidad debajo de la superficie libre, el radio del movimiento circular disminuye. A una profundidad igual a la mitad de la longitud de onda λ, el movimiento orbital ha disminuido a menos del 5% de su valor en la superficie. La velocidad de fase (también llamada celeridad) de una onda de gravedad superficial es, para el movimiento ondulatorio periódico puro de ondas de pequeña amplitud , bien aproximada por

${\displaystyle c={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}\tanh \left({\frac {2\pi d}{\lambda }}\right)}}}$

dónde

c = velocidad de fase ;

λ = longitud de onda ;

d = profundidad del agua;

g = aceleración debida a la gravedad en la superficie de la Tierra .

En aguas profundas, donde , so y la tangente hiperbólica se aproxima a , la velocidad se aproxima ${\displaystyle d\geq {\frac {1}{2}}\lambda }$ ${\displaystyle {\frac {2\pi d}{\lambda }}\geq \pi }$ ${\displaystyle 1}$ ${\displaystyle c}$

${\displaystyle c_{\text{deep}}={\sqrt {\frac {g\lambda }{2\pi }}}.}$

En unidades SI, en m/s, cuando se mide en metros. Esta expresión nos dice que ondas de diferentes longitudes de onda viajan a diferentes velocidades. Las olas más rápidas en una tormenta son las que tienen la longitud de onda más larga. Como resultado, después de una tormenta, las primeras olas que llegan a la costa son las de longitud de onda larga. ${\displaystyle c_{\text{deep}}}$ ${\displaystyle c_{\text{deep}}\approx 1.25{\sqrt {\lambda }}}$ ${\displaystyle \lambda }$

Para aguas intermedias y poco profundas, son aplicables las ecuaciones de Boussinesq , que combinan dispersión de frecuencia y efectos no lineales. Y en aguas muy poco profundas, se pueden utilizar las ecuaciones de aguas poco profundas .

Si la longitud de onda es muy larga en comparación con la profundidad del agua, la velocidad de fase (tomando el límite de c cuando la longitud de onda se acerca al infinito) se puede aproximar por

${\displaystyle c_{\text{shallow}}=\lim _{\lambda \rightarrow \infty }c={\sqrt {gd}}.}$

Por otro lado, para longitudes de onda muy cortas, la tensión superficial juega un papel importante y la velocidad de fase de estas ondas capilares de gravedad puede (en aguas profundas) aproximarse por

${\displaystyle c_{\text{gravity-capillary}}={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}+{\frac {2\pi S}{\rho \lambda }}}}}$

dónde

S = tensión superficial de la interfaz aire-agua;

${\displaystyle \rho }$= densidad del agua. ^[32]

Cuando hay varios trenes de olas, como siempre ocurre en la naturaleza, las olas forman grupos. En aguas profundas, los grupos viajan a una velocidad de grupo que es la mitad de la velocidad de fase . ^[33] Después de una sola ola en un grupo, se puede ver la ola que aparece al final del grupo, crece y finalmente desaparece al frente del grupo.

A medida que la profundidad del agua disminuye hacia la costa , esto tendrá un efecto: la altura de las olas cambia debido al bajío y la refracción de las olas . A medida que aumenta la altura de la ola, la ola puede volverse inestable cuando la cresta de la ola se mueve más rápido que el valle . Esto provoca el oleaje , un rompimiento de las olas. ${\displaystyle d}$

El movimiento de las olas del viento puede ser captado por dispositivos de energía undimotriz . La densidad de energía (por unidad de área) de las ondas sinusoidales regulares depende de la densidad del agua , la aceleración de la gravedad y la altura de la ola (que, para las olas regulares, es igual al doble de la amplitud , ): ${\displaystyle \rho }$ ${\displaystyle g}$ ${\displaystyle H}$ ${\displaystyle a}$

${\displaystyle E={\frac {1}{8}}\rho gH^{2}={\frac {1}{2}}\rho ga^{2}.}$

La velocidad de propagación de esta energía es la velocidad de grupo .

Modelos

La imagen muestra la distribución global de la velocidad del viento y la altura de las olas observada por el altímetro de radar de doble frecuencia TOPEX/Poseidon de la NASA del 3 al 12 de octubre de 1992. Las observaciones simultáneas de la velocidad del viento y la altura de las olas están ayudando a los científicos a predecir las olas del océano. La velocidad del viento está determinada por la intensidad de la señal del radar después de haber rebotado en la superficie del océano y regresado al satélite. Un mar en calma sirve como buen reflector y devuelve una señal fuerte; un mar agitado tiende a dispersar las señales y devuelve un pulso débil. La altura de las olas está determinada por la forma del pulso de retorno del radar. Un mar en calma con olas bajas devuelve un pulso condensado, mientras que un mar agitado con olas altas devuelve un pulso estirado. La comparación de las dos imágenes de arriba muestra un alto grado de correlación entre la velocidad del viento y la altura de las olas. Los vientos más fuertes (33,6 mph; 54,1 km/h) y las olas más altas se encuentran en el Océano Austral. Los vientos más débiles, que se muestran como áreas de color magenta y azul oscuro, generalmente se encuentran en los océanos tropicales.

Los surfistas están muy interesados ​​en las previsiones de olas . Hay muchos sitios web que ofrecen predicciones sobre la calidad del surf para los próximos días y semanas. Los modelos de ondas de viento están impulsados ​​por modelos meteorológicos más generales que predicen los vientos y las presiones sobre los océanos, mares y lagos.

Los modelos de olas de viento también son una parte importante para examinar el impacto de las propuestas de protección de la costa y nutrición de las playas . Para muchas áreas de playa sólo existe información parcial sobre el clima de las olas, por lo que estimar el efecto de las olas del viento es importante para gestionar los entornos litorales .

Una ola generada por el viento se puede predecir en función de dos parámetros: la velocidad del viento a 10 m sobre el nivel del mar y la duración del viento, que debe soplar durante largos períodos de tiempo para considerarse completamente desarrollado. La altura significativa de las olas y la frecuencia máxima se pueden predecir para una determinada longitud de alcance. ^[34]

Señales sísmicas

Las olas del agua del océano generan ondas sísmicas que son globalmente visibles en los sismógrafos . ^[35] Hay dos componentes principales del microsismo sísmico generado por las olas del océano. ^[36] El más fuerte de ellos es el microsismo secundario que se crea por las presiones del fondo del océano generadas por las olas del océano que interfieren y tiene un espectro que generalmente está entre aproximadamente 6 y 12 s de período, o aproximadamente en la mitad del período de las ondas de interferencia responsables. . La teoría de la generación de microsismo mediante ondas estacionarias fue propuesta por Michael Longuet-Higgins en 1950 después de que en 1941 Pierre Bernard sugiriera esta relación con las ondas estacionarias sobre la base de observaciones. ^{[37] [38]} El microsismo primario más débil, también visible globalmente, es generado por presiones dinámicas del fondo marino de ondas que se propagan sobre regiones menos profundas (menos de varios cientos de metros de profundidad) del océano global. Los microsismos se informaron por primera vez alrededor de 1900, y los registros sísmicos proporcionan mediciones indirectas a largo plazo de la intensidad de las olas a gran escala estacionales y relacionadas con el clima en los océanos de la Tierra ^[39] , incluidas aquellas asociadas con el calentamiento global antropogénico . ^{[40] [41] [42]}

Ver también

• Portal de océanos

• Teoría de las ondas de aire  : teoría de la dinámica de fluidos sobre la propagación de ondas de gravedad
• Rompeolas (estructura)  – Estructura de defensa costera
• Aproximación de Boussinesq (ondas de agua)  : aproximación válida para ondas débilmente no lineales y bastante largas
• Clapotis  : patrón de onda estacionaria que no se rompe
• Mar cruzado  : estado del mar con dos sistemas de olas que viajan en ángulos oblicuos
• Onda de gravedad  : onda en o en la interfaz entre fluidos donde la gravedad es la principal fuerza de equilibrio.
• Onda interna  : tipo de ondas de gravedad que oscilan dentro de un medio fluido.
• Principio variacional de Luke  : matemáticas de las ondas superficiales en un fluido
• Ecuación de pendiente suave  : fenómeno y fórmula de la física
• Ola rebelde  : ola transitoria inesperadamente grande en la superficie del océano
• Ecuaciones de aguas poco profundas  : conjunto de ecuaciones diferenciales parciales que describen el flujo debajo de una superficie de presión en un fluido.
• Tsunami  – Serie de olas de agua provocadas por el desplazamiento de un gran volumen de una masa de agua.
• Energía de las olas  : transporte de energía por ondas de viento y captura de esa energía para realizar un trabajo útil.
• Radar de ondas  : tecnología para medir ondas superficiales en el agua
• Configuración de las olas  : el aumento en el nivel medio del agua debido a la presencia de olas rompientes.
• Olas y aguas poco profundas  : efecto de las aguas poco profundas sobre una onda de gravedad superficial

Referencias

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30. Para ondas no lineales, los caminos de las partículas no están cerrados, como lo descubrió George Gabriel Stokes en 1847, consulte el artículo original de Stokes. O en Phillips (1977), página 44: "En este orden, es evidente que los caminos de las partículas no están exactamente cerrados... señalado por Stokes (1847) en su investigación clásica" .
31. Las soluciones de las trayectorias de las partículas en ondas periódicas totalmente no lineales y el período de onda lagrangiana que experimentan se pueden encontrar, por ejemplo, en: JM Williams (1981). "Limitar las ondas de gravedad en agua de profundidad finita". Transacciones filosóficas de la Royal Society A. 302 (1466): 139–188. Código Bib : 1981RSPTA.302..139W. doi :10.1098/rsta.1981.0159. S2CID  122673867.
    
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Científico

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Otro

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enlaces externos

• Mapa global actual de los períodos pico de olas.
• Mapa global actual de alturas de olas significativas