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), capa superior (por encima de la termoclina ) y capa profunda.
La dinámica de los océanos se ha investigado tradicionalmente mediante el muestreo de instrumentos in situ. [1]
La capa mixta es la más cercana a la superficie y su espesor puede variar de 10 a 500 metros. Esta capa tiene propiedades como temperatura, salinidad y oxígeno disuelto que son uniformes con la profundidad, lo que refleja una historia de turbulencia activa (la atmósfera tiene una capa límite planetaria análoga ). La turbulencia es alta en la capa mixta. Sin embargo, se vuelve cero en la base de la capa mixta. La turbulencia aumenta nuevamente por debajo de la base de la capa mixta debido a las inestabilidades de cizallamiento. En latitudes extratropicales, esta capa es más profunda a fines del invierno como resultado del enfriamiento de la superficie y las tormentas invernales y bastante superficial 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 capa superior del océano, caracterizada por temperaturas cálidas y movimiento activo, varía en profundidad desde 100 m 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. Por debajo de la capa mixta, la capa superior del océano generalmente está regida por las relaciones hidrostáticas y geostróficas . [2] Las excepciones incluyen los trópicos profundos y las regiones costeras.
El océano profundo es frío y oscuro, con velocidades generalmente débiles (aunque se sabe que en áreas limitadas del océano profundo hay recirculaciones significativas). El océano profundo se abastece de agua del océano superior solo en unas pocas regiones geográficas limitadas: el Atlántico Norte subpolar y varias regiones de hundimiento alrededor de la Antártida . Debido al escaso suministro de agua al océano profundo, el tiempo promedio de residencia del agua en el océano profundo se mide en cientos de años. En esta capa también las relaciones hidrostáticas y geostróficas son generalmente válidas y la mezcla es generalmente bastante débil.
La dinámica de los océanos está gobernada 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 esa 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 las capas mixtas es bastante complicada; sin embargo, en algunas regiones es posible realizar algunas simplificaciones. El transporte horizontal impulsado por el viento en la capa mixta se describe aproximadamente mediante la dinámica de capas de Ekman , en la que la difusión vertical del momento 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 un requisito de que el océano debajo de la capa mixta debe mover partículas de fluido 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. Por lo tanto, las débiles velocidades verticales asociadas con la convergencia del transporte de Ekman (medidas en metros por día) causan un movimiento horizontal con velocidades de 10 centímetros por segundo o más. La relación matemática entre las velocidades verticales y horizontales se puede derivar expresando la idea de conservación del momento angular para un fluido en una esfera giratoria. Esta relación (con un par de aproximaciones adicionales) es conocida por los oceanógrafos como la relación de Sverdrup . [3] Entre sus implicaciones está el resultado de que la convergencia horizontal del transporte de Ekman observado en el Atlántico Norte subtropical y el Pacífico fuerza el flujo hacia el sur a lo largo del interior de estos dos océanos. Las corrientes limítrofes occidentales (la Corriente del Golfo y Kuroshio ) existen para devolver el agua a una latitud más alta.
