Las mareas internas se generan cuando las mareas superficiales desplazan el agua estratificada hacia arriba y hacia abajo por una topografía en pendiente, lo que produce una ola en el interior del océano. Por lo tanto, las mareas internas son ondas internas con una frecuencia de marea. La otra fuente principal de ondas internas es el viento, que produce ondas internas cercanas a la frecuencia inercial. Cuando una pequeña porción de agua se desplaza de su posición de equilibrio, regresará hacia abajo debido a la gravedad o hacia arriba debido a la flotabilidad. La porción de agua sobrepasará su posición de equilibrio original y esta perturbación desencadenará una onda de gravedad interna. Munk (1981) señala: "Las ondas de gravedad en el interior del océano son tan comunes como las ondas en la superficie del mar, tal vez incluso más, ya que nadie ha informado nunca de una calma interior". [1]
La marea superficial se propaga como una ola en la que las parcelas de agua en toda la columna de agua oscilan en la misma dirección en una fase dada (es decir, en el valle o en la cresta, Fig. 1, arriba). Esto significa que mientras que la forma de la ola superficial en sí puede propagarse a través de la superficie del agua, las partículas de fluido en sí están restringidas a un vecindario relativamente pequeño. El fluido se mueve hacia arriba cuando pasa la cresta de la ola superficial y hacia abajo cuando pasa el valle. El movimiento lateral solo sirve para compensar la diferencia de altura en la columna de agua entre la cresta y el valle de la ola: a medida que la superficie se eleva en la parte superior de la columna de agua, el agua se mueve lateralmente hacia adentro desde las columnas de agua adyacentes que se mueven hacia abajo para compensar el cambio en el volumen de la columna de agua. Si bien esta explicación se centra en el movimiento del agua del océano, el fenómeno que se describe es en la naturaleza una ola interfacial, con procesos de espejo que ocurren a ambos lados de la interfaz entre dos fluidos: el agua del océano y el aire. En el nivel más simple, una onda interna puede considerarse como una onda interfacial (Fig. 1, abajo) en la interfaz de dos capas de los océanos diferenciadas por un cambio en las propiedades del agua, como una capa superficial cálida y una capa profunda fría separadas por una termoclina. A medida que la marea superficial se propaga entre estas dos capas de fluido en la superficie del océano, una onda interna homóloga la imita por debajo, formando la marea interna. El movimiento interfacial entre dos capas del océano es grande en comparación con el movimiento superficial porque, aunque, como ocurre con las ondas superficiales, la fuerza restauradora de las ondas internas y las mareas sigue siendo la gravedad, su efecto se reduce porque las densidades de las dos capas son relativamente similares en comparación con la gran diferencia de densidad en la interfaz aire-mar. Por lo tanto, son posibles desplazamientos mayores dentro del océano que en la superficie del mar.
Las mareas se producen principalmente en períodos diurnos y semidiurnos. El componente semidiurno lunar principal se conoce como M2 y generalmente tiene las mayores amplitudes. (Consulte los enlaces externos para obtener más información).
Las mareas internas más grandes se generan en topografías escarpadas en medio del océano, como la dorsal hawaiana, Tahití, la dorsal de Macquarie y las dorsales submarinas del estrecho de Luzón. [3] Las pendientes continentales, como la plataforma noroccidental australiana, también generan grandes mareas internas. [4] Estas mareas internas pueden propagarse hacia la costa y disiparse de forma muy similar a las olas superficiales. O bien, las mareas internas pueden propagarse fuera de la topografía hacia el océano abierto. En el caso de las topografías altas y escarpadas en medio del océano, como la dorsal hawaiana, se estima que aproximadamente el 85 % de la energía de la marea interna se propaga hacia las profundidades del océano y que aproximadamente el 15 % de su energía se pierde a unos 50 km del sitio de generación. La energía perdida contribuye a la turbulencia y la mezcla cerca de los sitios de generación. [5] [6] No está claro dónde se disipa la energía que sale del sitio de generación, pero hay tres procesos posibles: 1) las mareas internas se dispersan y/o se rompen en la topografía distante del medio del océano, 2) las interacciones con otras ondas internas eliminan energía de la marea interna, o 3) las mareas internas se reducen y se rompen en las plataformas continentales.
Briscoe (1975) señaló que “Todavía no podemos responder satisfactoriamente a las preguntas: '¿de dónde viene la energía de las olas internas, a dónde va y qué le sucede en el camino?'” [7] Aunque los avances tecnológicos en instrumentación y modelado han producido un mayor conocimiento de la marea interna y la generación de olas casi inerciales, Garrett y Kunze (2007) observaron 33 años después que “El destino de las [mareas internas a gran escala] radiadas aún es incierto. Pueden dispersarse en [olas de menor escala] en encuentros posteriores con islas [8] [9] o el fondo marino rugoso [10] , o transferir su energía a olas internas de menor escala en el interior del océano [11] ” o “romper en pendientes continentales distantes [12] ”. [13] Ahora se sabe que la mayor parte de la energía de la marea interna generada en la topografía alta y empinada del medio del océano se irradia como olas internas a gran escala. Esta energía de marea interna irradiada es una de las principales fuentes de energía en las profundidades del océano, aproximadamente la mitad de la energía eólica que entra en juego. [14] Un interés más amplio en las mareas internas se ve estimulado por su impacto en la magnitud y la falta de homogeneidad espacial de la mezcla, que a su vez tiene un efecto de primer orden en la circulación de vuelco meridional [3] [14] . [15]
La energía de marea interna en un período de marea que pasa por un área perpendicular a la dirección de propagación se llama flujo de energía y se mide en vatios/m . El flujo de energía en un punto se puede sumar sobre la profundidad: este es el flujo de energía integrado en la profundidad y se mide en vatios/m. La dorsal hawaiana produce flujos de energía integrados en la profundidad de hasta 10 kW/m. Las olas de longitud de onda más larga son las más rápidas y, por lo tanto, transportan la mayor parte del flujo de energía. Cerca de Hawái, la longitud de onda típica de la marea interna más larga es de unos 150 km, mientras que la siguiente más larga es de unos 75 km. Estas olas se denominan modo 1 y modo 2, respectivamente. Aunque la figura 1 muestra que no hay una expresión de la marea interna en la superficie del mar, en realidad hay un desplazamiento de unos pocos centímetros. Estas expresiones de la marea interna en la superficie del mar en diferentes longitudes de onda se pueden detectar con los satélites Topex/Poseidon o Jason-1 (figura 2). [9] Cerca de 15 N, 175 W en la dorsal de Line Islands, las mareas internas de modo 1 se dispersan en la topografía, posiblemente creando turbulencia y mezcla, y produciendo mareas internas de modo 2 de longitud de onda más pequeña. [9]
La conclusión ineludible es que la energía se pierde desde la marea superficial hacia la marea interna en la topografía del medio océano y las plataformas continentales, pero la energía de la marea interna no se pierde necesariamente en el mismo lugar. Las mareas internas pueden propagarse miles de kilómetros o más antes de romper y mezclar el océano abisal .
La importancia de las mareas internas y las olas internas en general se relaciona con su ruptura, la disipación de energía y la mezcla del océano profundo. Si no hubiera mezcla en el océano, el océano profundo sería una piscina fría estancada con una fina capa superficial cálida. [16] Mientras que la circulación de vuelco meridional (también conocida como circulación termohalina ) redistribuye alrededor de 2 PW de calor desde los trópicos a las regiones polares, la fuente de energía para este flujo es la mezcla interior que es comparativamente mucho menor: alrededor de 2 TW. [14] Sandstrom (1908) demostró que un fluido que se calienta y se enfría en su superficie no puede desarrollar una circulación de vuelco profunda. [17] La mayoría de los modelos globales han incorporado una mezcla uniforme en todo el océano porque no incluyen ni resuelven los flujos de marea internos.
Sin embargo, los modelos están empezando a incluir la mezcla variable espacialmente relacionada con las mareas internas y la topografía accidentada donde se generan y la topografía distante donde pueden romperse. Wunsch y Ferrari (2004) [ cita requerida ] describen el impacto global de la mezcla espacialmente no homogénea cerca de la topografía del medio océano: “Varias líneas de evidencia, ninguna completa, sugieren que la circulación general oceánica, lejos de ser un motor térmico, está gobernada casi en su totalidad por la fuerza del campo de viento y secundariamente por las mareas de aguas profundas... La conclusión ahora ineludible de que en la mayor parte del océano la mezcla "vertical" significativa está confinada a áreas limítrofes topográficamente complejas implica una circulación interior potencialmente radicalmente diferente de la que es posible con una mezcla uniforme. Está en discusión si los modelos de circulación oceánica... que no tienen en cuenta explícitamente la entrada de energía en el sistema ni prevén la variabilidad espacial de la mezcla, tienen alguna relevancia física bajo condiciones climáticas cambiadas”. Existe una comprensión limitada de “las fuentes que controlan la energía de las olas internas en el océano y la velocidad a la que se disipa” y recién ahora se están desarrollando algunas “parametrizaciones de la mezcla generada por la interacción de las olas internas, los remolinos de mesoescala , las fluctuaciones barotrópicas de alta frecuencia y otros movimientos sobre una topografía inclinada”.
Las mareas internas también pueden disiparse en los taludes y plataformas continentales [12] o incluso llegar a menos de 100 m de la playa (Fig. 3). Las mareas internas traen pulsos de agua fría hacia la costa y producen grandes diferencias de temperatura verticales. Cuando las olas superficiales rompen, el agua fría se mezcla hacia arriba, lo que hace que el agua sea fría para los surfistas, bañistas y otros bañistas. Las aguas superficiales en la zona de rompientes pueden cambiar unos 10 °C en aproximadamente una hora.
Las mareas internas generadas por corrientes semidiurnas de marea que inciden en crestas submarinas empinadas en pasos de islas, por ejemplo, el paso de Mona , o cerca del borde de la plataforma, pueden mejorar la disipación turbulenta y la mezcla interna cerca del sitio de generación. El desarrollo de la inestabilidad de Kelvin-Helmholtz durante la ruptura de la marea interna puede explicar la formación de parches de alta difusividad que generan un flujo vertical de nitrato (NO 3 − ) en la zona fótica y pueden sostener una nueva producción localmente. [18] [19] Otro mecanismo para un mayor flujo de nitrato en mareas vivas resulta de pulsos de fuerte disipación turbulenta asociados con paquetes de solitones internos de alta frecuencia . [20] Algunos paquetes de solitones internos son el resultado de la evolución no lineal de la marea interna.
