La oceanografía física es el estudio de las condiciones físicas y los procesos físicos dentro del océano , especialmente los movimientos y propiedades físicas de las aguas del océano.
La oceanografía física es uno de varios subdominios en los que se divide la oceanografía . Otros incluyen la oceanografía biológica , química y geológica .
La oceanografía física se puede subdividir en oceanografía física descriptiva y dinámica . [1]
La oceanografía física descriptiva busca investigar el océano a través de observaciones y modelos numéricos complejos, que describen los movimientos de los fluidos con la mayor precisión posible.
La oceanografía física dinámica se centra principalmente en los procesos que gobiernan el movimiento de los fluidos con énfasis en la investigación teórica y los modelos numéricos. Estos forman parte del gran campo de la Dinámica de Fluidos Geofísicos (GFD) que se comparte junto con la meteorología . GFD es un subcampo de la dinámica de fluidos que describe flujos que ocurren en escalas espaciales y temporales que están muy influenciados por la fuerza de Coriolis .
Aproximadamente el 97% del agua del planeta se encuentra en los océanos, y los océanos son la fuente de la gran mayoría del vapor de agua que se condensa en la atmósfera y cae en forma de lluvia o nieve sobre los continentes. [3] [4] La tremenda capacidad calorífica de los océanos modera el clima del planeta , y su absorción de diversos gases afecta a la composición de la atmósfera . [4] La influencia del océano se extiende incluso a la composición de las rocas volcánicas a través del metamorfismo del fondo marino , así como a la de los gases volcánicos y magmas creados en las zonas de subducción . [4]
Desde el nivel del mar, los océanos son mucho más profundos que la altura de los continentes ; El examen de la curva hipsográfica de la Tierra muestra que la elevación promedio de las masas terrestres de la Tierra es de sólo 840 metros (2760 pies), mientras que la profundidad promedio del océano es de 3.800 metros (12.500 pies). Aunque esta aparente discrepancia es grande, tanto para la tierra como para el mar, los extremos respectivos, como montañas y trincheras, son raros. [3]
Como la gran mayoría del volumen de los océanos del mundo es agua profunda, la temperatura media del agua de mar es baja; Aproximadamente el 75% del volumen del océano tiene una temperatura de 0° a 5°C (Pinet 1996). El mismo porcentaje cae en un rango de salinidad entre 34 y 35 ppt (3,4–3,5%) (Pinet 1996). Sin embargo, todavía hay bastante variación. Las temperaturas de la superficie pueden variar desde bajo cero cerca de los polos hasta 35 °C en mares tropicales restringidos, mientras que la salinidad puede variar de 10 a 41 ppt (1,0–4,1%). [5]
La estructura vertical de la temperatura se puede dividir en tres capas básicas, una capa superficial mixta , donde los gradientes son bajos, una termoclina donde los gradientes son altos y un abismo pobremente estratificado.
En términos de temperatura, las capas del océano dependen en gran medida de la latitud ; la termoclina es pronunciada en los trópicos, pero inexistente en aguas polares (Marshak 2001). La haloclina suele encontrarse cerca de la superficie, donde la evaporación aumenta la salinidad en los trópicos o el agua de deshielo la diluye en las regiones polares. [5] Estas variaciones de salinidad y temperatura con la profundidad cambian la densidad del agua de mar, creando la picnoclina . [3]
La energía para la circulación oceánica (y para la circulación atmosférica) proviene de la radiación solar y de la energía gravitacional del sol y la luna. [6] La cantidad de luz solar absorbida en la superficie varía fuertemente con la latitud, siendo mayor en el ecuador que en los polos, y esto engendra un movimiento fluido tanto en la atmósfera como en el océano que actúa para redistribuir el calor desde el ecuador hacia los polos, con lo que reduciendo los gradientes de temperatura que existirían en ausencia de movimiento de fluidos. Quizás las tres cuartas partes de este calor se transportan en la atmósfera; el resto se transporta en el océano.
La atmósfera se calienta desde abajo, lo que conduce a la convección, cuya mayor expresión es la circulación de Hadley . Por el contrario, el océano se calienta desde arriba, lo que tiende a suprimir la convección. En cambio, las aguas profundas del océano se forman en regiones polares donde las aguas frías y saladas se hunden en áreas bastante restringidas. Este es el comienzo de la circulación termohalina .
Las corrientes oceánicas son impulsadas en gran medida por la presión del viento en la superficie; de ahí que la circulación atmosférica a gran escala sea importante para comprender la circulación oceánica. La circulación de Hadley genera vientos del este en los trópicos y vientos del oeste en latitudes medias. Esto conduce a un flujo lento hacia el ecuador en la mayor parte de una cuenca oceánica subtropical (el equilibrio de Sverdrup ). El flujo de retorno se produce en una corriente límite occidental intensa, estrecha y hacia el polo . Al igual que la atmósfera, el océano es mucho más ancho que profundo y, por tanto, el movimiento horizontal es en general mucho más rápido que el movimiento vertical. En el hemisferio sur hay un cinturón continuo de océano y, por lo tanto, los vientos del oeste en latitudes medias fuerzan la fuerte corriente circumpolar antártica . En el hemisferio norte, las masas terrestres lo impiden y la circulación oceánica se divide en giros más pequeños en las cuencas del Atlántico y el Pacífico.
El efecto Coriolis provoca una desviación de los flujos de fluidos (hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur). Esto tiene profundos efectos en el flujo de los océanos. En particular, significa que el flujo circula por sistemas de alta y baja presión, lo que les permite persistir durante largos períodos de tiempo. Como resultado, pequeñas variaciones de presión pueden producir corrientes mensurables. Una pendiente de una parte en un millón en la altura de la superficie del mar, por ejemplo, dará como resultado una corriente de 10 cm/s en latitudes medias. El hecho de que el efecto Coriolis sea mayor en los polos y débil en el ecuador da como resultado corrientes fronterizas occidentales agudas y relativamente constantes que están ausentes en las fronteras orientales. Véase también los efectos de la circulación secundaria .
El transporte de Ekman resulta en el transporte neto de agua superficial 90 grados a la derecha del viento en el hemisferio norte y 90 grados a la izquierda del viento en el hemisferio sur. Cuando el viento sopla sobre la superficie del océano, se "agarra" a una fina capa de agua superficial. A su vez, esa fina capa de agua transfiere energía de movimiento a la fina capa de agua que está debajo, y así sucesivamente. Sin embargo, debido al efecto Coriolis, la dirección de viaje de las capas de agua se mueve lentamente hacia la derecha a medida que se profundizan en el hemisferio norte, y hacia la izquierda en el hemisferio sur. En la mayoría de los casos, la capa inferior de agua afectada por el viento se encuentra a una profundidad de 100 a 150 m y viaja aproximadamente 180 grados, completamente en dirección opuesta a la dirección en la que sopla el viento. En general, el transporte neto de agua sería de 90 grados con respecto a la dirección original del viento.
La circulación de Langmuir da como resultado la aparición de franjas delgadas y visibles, llamadas hileras, en la superficie del océano paralelas a la dirección en la que sopla el viento. Si el viento sopla con más de 3 m s −1 , puede crear hileras paralelas que alternan corrientes ascendentes y descendentes con una separación de entre 5 y 300 m. Estas hileras se crean mediante células de agua ovulares adyacentes (que se extienden hasta aproximadamente 6 m (20 pies) de profundidad) que giran alternadamente en el sentido de las agujas del reloj y en el sentido contrario a las agujas del reloj. En las zonas de convergencia se acumulan desechos, espuma y algas, mientras que en las zonas de divergencia el plancton es atrapado y transportado a la superficie. Si hay mucho plancton en la zona de divergencia, los peces suelen sentirse atraídos para alimentarse de ellos.
En la interfaz océano-atmósfera, el océano y la atmósfera intercambian flujos de calor, humedad e impulso.
Los términos de calor importantes en la superficie son el flujo de calor sensible , el flujo de calor latente, la radiación solar entrante y el equilibrio de la radiación de onda larga ( infrarroja ) . En general, los océanos tropicales tenderán a mostrar una ganancia neta de calor y los océanos polares una pérdida neta, como resultado de una transferencia neta de energía hacia los polos en los océanos.
La gran capacidad calorífica de los océanos modera el clima de las zonas adyacentes a los océanos, lo que da lugar a un clima marítimo en dichos lugares. Esto puede ser el resultado del almacenamiento de calor en verano y su liberación en invierno; o del transporte de calor desde lugares más cálidos: un ejemplo particularmente notable de esto es Europa occidental , que se calienta al menos en parte por la deriva del Atlántico norte .
Los vientos en superficie tienden a ser del orden de metros por segundo; Corrientes oceánicas del orden de centímetros por segundo. Por tanto, desde el punto de vista de la atmósfera, el océano puede considerarse efectivamente estacionario; Desde el punto de vista del océano, la atmósfera impone una importante presión eólica en su superficie, lo que provoca corrientes a gran escala en el océano.
A través de la tensión del viento, el viento genera olas en la superficie del océano ; las olas más largas tienen una velocidad de fase que tiende hacia la velocidad del viento . El impulso de los vientos superficiales se transfiere al flujo de energía mediante las olas de la superficie del océano. La mayor rugosidad de la superficie del océano, por la presencia de las olas, modifica el viento cerca de la superficie.
El océano puede ganar humedad por la lluvia o perderla por evaporación . La pérdida por evaporación hace que el océano sea más salado; el Mediterráneo y el Golfo Pérsico, por ejemplo, tienen fuertes pérdidas por evaporación; La columna resultante de densa agua salada se puede rastrear a través del Estrecho de Gibraltar hasta el Océano Atlántico . Hubo un tiempo en que se creía que la evaporación / precipitación era un importante impulsor de las corrientes oceánicas; ahora se sabe que es sólo un factor muy menor.
Una onda Kelvin es cualquier onda progresiva que se canaliza entre dos fronteras o fuerzas opuestas (normalmente entre la fuerza de Coriolis y una línea costera o el ecuador ). Hay dos tipos, costeras y ecuatoriales. Las ondas Kelvin son impulsadas por la gravedad y no son dispersivas . Esto significa que las ondas Kelvin pueden conservar su forma y dirección durante largos períodos de tiempo. Por lo general, se crean por un cambio repentino en el viento, como el cambio de los vientos alisios al comienzo de El Niño-Oscilación del Sur .
Las ondas Kelvin costeras siguen las costas y siempre se propagarán en sentido antihorario en el hemisferio norte (con la costa a la derecha de la dirección de viaje) y en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio sur .
Las ondas Kelvin ecuatoriales se propagan hacia el este en los hemisferios norte y sur , utilizando el ecuador como guía .
Se sabe que las ondas Kelvin tienen velocidades muy altas, normalmente entre 2 y 3 metros por segundo. Tienen longitudes de onda de miles de kilómetros y amplitudes de decenas de metros.
Las ondas de Rossby , u ondas planetarias, son ondas enormes y lentas generadas en la troposfera por las diferencias de temperatura entre el océano y los continentes . Su principal fuerza restauradora es el cambio de la fuerza de Coriolis con la latitud . Sus amplitudes de onda suelen ser de decenas de metros y longitudes de onda muy grandes . Suelen encontrarse en latitudes bajas o medias.
Hay dos tipos de ondas de Rossby, barotrópicas y baroclínicas . Las ondas barotrópicas de Rossby tienen las velocidades más altas y no varían verticalmente. Las ondas baroclínicas de Rossby son mucho más lentas.
La característica especial que identifica a las ondas de Rossby es que la velocidad de fase de cada onda individual siempre tiene una componente hacia el oeste, pero la velocidad del grupo puede ser en cualquier dirección. Por lo general, las ondas de Rossby más cortas tienen una velocidad de grupo hacia el este y las más largas tienen una velocidad de grupo hacia el oeste.
La interacción de la circulación oceánica, que actúa como una especie de bomba de calor , y efectos biológicos como la concentración de dióxido de carbono pueden provocar cambios climáticos globales en una escala de tiempo de décadas. Las oscilaciones climáticas conocidas que resultan de estas interacciones incluyen la oscilación decenal del Pacífico , la oscilación del Atlántico Norte y la oscilación del Ártico . El proceso oceánico de circulación termohalina es un componente importante de la redistribución del calor en todo el mundo, y los cambios en esta circulación pueden tener importantes impactos en el clima.
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Se trata de una ola acoplada océano / atmósfera que rodea el Océano Austral aproximadamente cada ocho años. Dado que se trata de un fenómeno de onda 2 (hay dos picos y dos valles en un círculo de latitud ), en cada punto fijo del espacio se ve una señal con un período de cuatro años. La onda se desplaza hacia el este en dirección a la Corriente Circumpolar Antártica .
Entre las corrientes oceánicas más importantes se encuentran las:
El cuerpo oceánico que rodea la Antártida es actualmente el único cuerpo de agua continuo donde hay una amplia franja de latitud de agua abierta. Interconecta los océanos Atlántico , Pacífico e Índico y proporciona un tramo ininterrumpido para que los vientos predominantes del oeste aumenten significativamente la amplitud de las olas. Generalmente se acepta que estos vientos dominantes son los principales responsables del transporte de la corriente circumpolar. Ahora se cree que esta corriente varía con el tiempo, posiblemente de forma oscilatoria.
En el Mar de Noruega, el enfriamiento por evaporación es predominante, y la masa de agua que se hunde, el Agua Profunda del Atlántico Norte (NADW), llena la cuenca y se derrama hacia el sur a través de grietas en los umbrales submarinos que conectan Groenlandia , Islandia y Gran Bretaña . Luego fluye a lo largo del límite occidental del Atlántico y una parte del flujo se mueve hacia el este a lo largo del ecuador y luego hacia los polos hacia las cuencas oceánicas. El NADW es arrastrado hacia la Corriente Circumpolar y puede rastrearse hasta las cuencas del Índico y del Pacífico. Sin embargo, el flujo desde la cuenca del Océano Ártico hacia el Pacífico está bloqueado por las estrechas aguas poco profundas del estrecho de Bering .
Consulte también geología marina que explora la geología del fondo del océano, incluida la tectónica de placas que crean fosas oceánicas profundas.
Una cuenca oceánica subtropical idealizada forzada por vientos que giran alrededor de sistemas de alta presión (anticiclónicos) como el alto de Azores-Bermuda desarrolla una circulación en giro con flujos lentos y constantes hacia el ecuador en el interior. Como lo analiza Henry Stommel , estos flujos están equilibrados en la región del límite occidental, donde se desarrolla un flujo delgado y rápido hacia el polo llamado corriente del límite occidental . El flujo en el océano real es más complejo, pero la corriente del Golfo , Agulhas y Kuroshio son ejemplos de este tipo de corrientes. Son estrechos (aproximadamente 100 km de ancho) y rápidos (aproximadamente 1,5 m/s).
Las corrientes fronterizas occidentales hacia el ecuador se producen en lugares tropicales y polares, por ejemplo, las corrientes del este de Groenlandia y del Labrador, en el Atlántico y en el Oyashio . Son forzados por la circulación de vientos en torno a baja presión (ciclónicos).
La Corriente del Golfo, junto con su extensión norte, la Corriente del Atlántico Norte , es una poderosa, cálida y rápida corriente del Océano Atlántico que se origina en el Golfo de México , sale por el Estrecho de Florida y sigue las costas orientales de Estados Unidos y Terranova al noreste antes de cruzar el Océano Atlántico.
La corriente de Kuroshio es una corriente oceánica que se encuentra en el Océano Pacífico occidental frente a la costa este de Taiwán y que fluye hacia el noreste pasando por Japón , donde se fusiona con la deriva hacia el este de la corriente del Pacífico Norte . Es análoga a la Corriente del Golfo en el Océano Atlántico, que transporta agua tropical cálida hacia el norte, hacia la región polar.
El flujo de calor del océano es un sistema turbulento y complejo que utiliza técnicas de medición atmosférica como la covarianza de remolinos para medir la tasa de transferencia de calor expresada en unidades de petavatios . [7] El flujo de calor es el flujo de energía por unidad de área por unidad de tiempo. La mayor parte del almacenamiento de calor de la Tierra se encuentra dentro de sus mares y fracciones más pequeñas de la transferencia de calor en procesos como la evaporación, la radiación, la difusión o la absorción en el fondo del mar. La mayor parte del flujo de calor del océano se produce a través de la advección o el movimiento de las corrientes oceánicas. Por ejemplo, se cree que la mayor parte del movimiento de aguas cálidas en el Atlántico sur se originó en el Océano Índico. [8] Otro ejemplo de advección es el calentamiento no ecuatorial del Pacífico que resulta de procesos subterráneos relacionados con anticlinales atmosféricos. [9] Las recientes observaciones sobre el calentamiento del agua del fondo antártico en el Océano Austral son motivo de preocupación para los científicos oceánicos porque los cambios en el agua del fondo afectarán las corrientes, los nutrientes y la biota en otros lugares. [10] La conciencia internacional sobre el calentamiento global ha centrado la investigación científica en este tema desde la creación en 1988 del Panel Intergubernamental sobre el Cambio Climático . La mejora de la observación, la instrumentación, la teoría y la financiación de los océanos ha aumentado la información científica sobre cuestiones regionales y globales relacionadas con el calor. [11]
Los mareógrafos y la altimetría satelital sugieren un aumento del nivel del mar de 1,5 a 3 mm/año en los últimos 100 años.
El IPCC predice que entre 2081 y 2100 el calentamiento global provocará un aumento del nivel del mar de 260 a 820 mm. [12]
El ascenso y descenso de los océanos debido a los efectos de las mareas es una influencia clave en las zonas costeras. Las mareas oceánicas en el planeta Tierra son creadas por los efectos gravitacionales del Sol y la Luna . Las mareas producidas por estos dos cuerpos son aproximadamente comparables en magnitud, pero el movimiento orbital de la Luna da como resultado patrones de marea que varían en el transcurso de un mes.
El flujo y reflujo de las mareas producen una corriente cíclica a lo largo de la costa, y la fuerza de esta corriente puede ser bastante dramática a lo largo de estuarios estrechos. Las mareas entrantes también pueden producir una marea a lo largo de un río o una bahía estrecha, ya que el agua que fluye contra la corriente produce una ola en la superficie.
Tide and Current (Wyban 1992) ilustra claramente el impacto de estos ciclos naturales en el estilo de vida y el sustento de los nativos hawaianos que cuidan los estanques costeros. Significado de aia ke ola ka hana . . . La vida está en el trabajo .
La resonancia de marea ocurre en la Bahía de Fundy ya que el tiempo que tarda una ola grande en viajar desde la boca de la bahía hasta el extremo opuesto, luego reflejarse y viajar de regreso a la boca de la bahía coincide con el ritmo de marea que produce el más alto del mundo. mareas.
A medida que la marea superficial oscila sobre la topografía, como montañas o crestas submarinas, genera ondas internas a la frecuencia de las mareas, que se conocen como mareas internas .
Se puede generar una serie de ondas superficiales debido al desplazamiento a gran escala del agua del océano. Estos pueden ser causados por deslizamientos de tierra submarinos , deformaciones del fondo marino debido a terremotos o el impacto de un gran meteorito .
Las olas pueden viajar a una velocidad de hasta varios cientos de kilómetros por hora a través de la superficie del océano, pero en medio del océano apenas son detectables con longitudes de onda que abarcan cientos de kilómetros.
Los tsunamis, originalmente llamados maremotos, fueron renombrados porque no están relacionados con las mareas. Se consideran ondas de aguas poco profundas , u ondas en agua con una profundidad inferior a 1/20 de su longitud de onda. Los tsunamis tienen períodos muy largos, altas velocidades y olas de gran altura.
El impacto principal de estas olas se produce a lo largo de la costa, ya que grandes cantidades de agua del océano son impulsadas cíclicamente hacia el interior y luego arrastradas hacia el mar. Esto puede provocar modificaciones importantes en las zonas costeras donde las olas golpean con suficiente energía.
El tsunami que ocurrió en la Bahía de Lituya , Alaska, el 9 de julio de 1958, tuvo 520 m (1710 pies) de altura y es el tsunami más grande jamás medido, casi 90 m (300 pies) más alto que la Torre Sears de Chicago y unos 110 m (360 pies). ft) más alto que el antiguo World Trade Center de Nueva York. [13]
El viento genera olas en la superficie del océano, que tienen un gran impacto en las estructuras marinas , los barcos , la erosión costera y la sedimentación , así como en los puertos . Después de ser generadas por el viento, las olas de la superficie del océano pueden viajar (como oleaje ) a largas distancias.
{{cite book}}: Mantenimiento CS1: varios nombres: lista de autores ( enlace )[categoría; físico de la luna