Oceanografía física - Physical oceanography
La oceanografía física es el estudio de las condiciones físicas y los procesos físicos dentro del océano , especialmente los movimientos y las propiedades físicas de las aguas del océano.
La oceanografía física es uno de los varios subdominios en los que se divide la oceanografía . Otros incluyen la oceanografía biológica , química y geológica .
La oceanografía física puede subdividirse en oceanografía física descriptiva y dinámica .
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 son parte del gran campo de la dinámica de fluidos geofísica (GFD) que se comparte junto con la meteorología . GFD es un subcampo de la dinámica de fluidos que describe los flujos que ocurren en escalas espaciales y temporales que están muy influenciados por la fuerza de Coriolis .
Entorno físico
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 Escalas espaciales y temporales de los procesos oceanográficos físicos.
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Aproximadamente el 97% del agua del planeta está en sus océanos, y los océanos son la fuente de la gran mayoría del vapor de agua que se condensa en la atmósfera y cae como lluvia o nieve en los continentes. La tremenda capacidad calorífica de los océanos modera el clima del planeta y su absorción de varios gases afecta la composición de la atmósfera . 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 y magmas volcánicos creados en las zonas de subducción .
Desde el nivel del mar, los océanos son mucho más profundos que altos 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 solo 840 metros (2.760 pies), mientras que la profundidad promedio del océano es de 3.800 metros (12.500 pies). Aunque esta aparente discrepancia es grande, tanto por tierra como por mar, los extremos respectivos, como montañas y trincheras, son raros.
| Cuerpo | Superficie (10 6 km 2 ) | Volumen (10 6 km³) | Profundidad media (m) | Máximo (m) |
| océano Pacífico | 165,2 | 707,6 | 4282 | -11033 |
| océano Atlántico | 82,4 | 323,6 | 3926 | -8605 |
| océano Indio | 73,4 | 291.0 | 3963 | -8047 |
| Oceano del Sur | 20,3 | -7235 | ||
| océano Ártico | 14,1 | 1038 | ||
| Mar Caribe | 2.8 | -7686 |
Temperatura, salinidad y densidad
Debido a que 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%).
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 generalmente se encuentra cerca de la superficie, donde la evaporación aumenta la salinidad en los trópicos, o el agua de deshielo la diluye en las regiones polares. Estas variaciones de salinidad y temperatura con la profundidad cambian la densidad del agua de mar, creando la picnoclina .
Circulación
La energía para la circulación oceánica (y para la circulación atmosférica) proviene de la radiación solar y la energía gravitacional del sol y la luna. 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 genera un movimiento fluido tanto en la atmósfera como en el océano que actúa para redistribuir el calor del ecuador hacia los polos, reduciendo así la temperatura. gradientes que existirían en ausencia de movimiento fluido. Quizás tres cuartas partes de este calor se transporta 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, el agua profunda del océano se forma en regiones polares donde las aguas saladas frías se hunden en áreas bastante restringidas. Este es el comienzo de la circulación termohalina .
Las corrientes oceánicas son impulsadas en gran medida por la tensión del viento en la superficie; por lo tanto, la circulación atmosférica a gran escala es importante para comprender la circulación oceánica. La circulación de Hadley conduce a 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 ocurre 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 lo 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 de latitudes medias fuerzan la fuerte Corriente Circumpolar Antártica . En el hemisferio norte, las masas de tierra lo impiden y la circulación oceánica se divide en giros más pequeños en las cuencas del Atlántico y el Pacífico.
efecto Coriolis
El efecto Coriolis da como resultado una desviación de los flujos de fluido (hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur). Esto tiene efectos profundos en el flujo de los océanos. En particular esto significa que el flujo va en torno a los 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 en los límites occidentales agudas y relativamente constantes que están ausentes en los límites orientales. Vea también los efectos secundarios de la circulación .
Transporte Ekman
El transporte de Ekman da como resultado 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. A medida que el viento sopla a través de la superficie del océano, "agarra" una fina capa de agua superficial. A su vez, esa fina lámina de agua transfiere la energía del movimiento a la fina capa de agua que se encuentra debajo, y así sucesivamente. Sin embargo, debido al efecto Coriolis, la dirección de desplazamiento de las capas de agua se mueve lentamente más y más hacia la derecha a medida que se profundiza 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 m - 150 my viaja unos 180 grados, completamente opuesta a la dirección en la que sopla el viento. En general, el transporte neto de agua sería de 90 grados desde la dirección original del viento.
Circulación de Langmuir
La circulación de Langmuir da como resultado la aparición de rayas 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 alternando surgencia y surgencia con una separación de 5 a 300 m. Estas hileras son creadas por células de agua ovular adyacentes (que se extienden hasta aproximadamente 6 m (20 pies) de profundidad) que alternan rotando en sentido horario y antihorario. En las zonas de convergencia se acumulan escombros, espuma y algas, mientras que en las zonas de divergencia el plancton es capturado y transportado a la superficie. Si hay mucho plancton en la zona de divergencia, los peces a menudo se sienten atraídos para alimentarse de ellos.
Interfaz océano-atmósfera
En la interfaz océano-atmósfera, el océano y la atmósfera intercambian flujos de calor, humedad e impulso.
- Calor
Los importantes de calor términos en la superficie son el calor sensible de flujo , el flujo de calor latente, el entrante de la radiación solar y el equilibrio de longitud de onda larga ( infrarrojo ) radiación . En general, los océanos tropicales tenderán a mostrar una ganancia neta de calor y los océanos polares una pérdida neta, el 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 áreas adyacentes a los océanos, lo que genera un clima marítimo en esos lugares. Esto puede ser el resultado del almacenamiento de calor en verano y la 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 .
- Impulso
Los vientos superficiales 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 tensión de viento significativa en su superficie, y esto fuerza corrientes a gran escala en el océano.
A través del estrés del viento, el viento genera olas en la superficie del océano ; las ondas 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 por las olas de la superficie del océano. La mayor rugosidad de la superficie del océano, por la presencia de las olas, cambia el viento cerca de la superficie.
- Humedad
El océano puede obtener humedad de la lluvia o perderla por evaporación . La pérdida por evaporación deja el océano más salado; el Mediterráneo y el Golfo Pérsico, por ejemplo, tienen fuertes pérdidas por evaporación; la columna resultante de agua salada densa 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 uno de los principales impulsores de las corrientes oceánicas; ahora se sabe que es sólo un factor muy secundario.
Ondas planetarias
- Ondas de kelvin
Una onda de Kelvin es cualquier onda progresiva que se canaliza entre dos límites o fuerzas opuestas (generalmente entre la fuerza de Coriolis y una línea de costa o el ecuador ). Hay dos tipos, costeros y ecuatoriales. Las ondas Kelvin son impulsadas por la gravedad y no son dispersivas . Esto significa que las ondas de 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 de Kelvin costeras siguen las costas y siempre se propagarán en sentido antihorario en el hemisferio norte (con la línea costera 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, típicamente alrededor de 2 a 3 metros por segundo. Tienen longitudes de onda de miles de kilómetros y amplitudes de decenas de metros.
- Rossby Waves
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 en 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 medias o bajas.
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 de identificación especial de las ondas de Rossby es que la velocidad de fase de cada onda individual siempre tiene un componente hacia el oeste, pero la velocidad del grupo puede estar 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.
Variabilidad climática
La interacción de la circulación oceánica, que sirve como un tipo de bomba de calor , y los efectos biológicos, como la concentración de dióxido de carbono, pueden provocar cambios climáticos globales en una escala temporal 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 la 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 sobre el clima.
La Niña – El Niño
y
Onda circumpolar antártica
Esta es una onda acoplada océano / atmósfera que rodea el Océano Austral aproximadamente cada ocho años. Dado que es un fenómeno de onda 2 (hay dos picos y dos valles en un círculo de latitud ) en cada punto fijo en el espacio se ve una señal con un período de cuatro años. La ola se mueve hacia el este en la dirección de la Corriente Circumpolar Antártica .
corrientes oceánicas
Entre las corrientes oceánicas más importantes se encuentran:
- Corriente Circumpolar Antártica
- Océano profundo (impulsado por la densidad)
- Corrientes fronterizas occidentales
- Corrientes del límite oriental
Circumpolar antártico
El cuerpo oceánico que rodea la Antártida es actualmente el único cuerpo de agua continuo donde hay una amplia banda de latitud de aguas abiertas. 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. En general, se acepta que estos vientos dominantes son los principales responsables del transporte de corriente circumpolar. Ahora se cree que esta corriente varía con el tiempo, posiblemente de manera oscilatoria.
Océano profundo
En el mar de Noruega predomina el enfriamiento por evaporación 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 con una parte del flujo moviéndose hacia el este a lo largo del ecuador y luego hacia los polos hacia las cuencas oceánicas. El NADW está arrastrado a la Corriente Circumpolar y puede rastrearse hasta las cuencas de la India y el 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 .
También vea la geología marina que explora la geología del fondo del océano, incluida la tectónica de placas que crean fosas oceánicas profundas.
Límite occidental
Una cuenca oceánica subtropical idealizada forzada por los vientos que giran alrededor de un sistema de alta presión (anticiclónico) como el alto de Azores-Bermuda desarrolla una circulación de giros con flujos lentos y constantes hacia el ecuador en el interior. Como discutió Henry Stommel , estos flujos están equilibrados en la región del límite occidental, donde se desarrolla un flujo delgado y rápido hacia los polos llamado corriente límite occidental . El flujo en el océano real es más complejo, pero la corriente del Golfo , Agulhas y Kuroshio son ejemplos de tales corrientes. Son estrechos (aproximadamente 100 km de ancho) y rápidos (aproximadamente 1,5 m / s).
Las corrientes fronterizas occidentales hacia el ecuador ocurren en lugares tropicales y polares, por ejemplo, las corrientes del este de Groenlandia y Labrador, en el Atlántico y el Oyashio . Son forzados por la circulación de los vientos alrededor de baja presión (ciclónica).
- Corriente del golfo
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 los Estados Unidos y Terranova al noreste antes de cruzar el Océano Atlántico.
- Kuroshio
La corriente de Kuroshio es una corriente oceánica que se encuentra en el Océano Pacífico occidental frente a la costa este de Taiwán y fluye hacia el noreste más allá de 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.
Flujo de calor
Almacenamiento de calor
El flujo de calor oceánico 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 o petavatios . 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 con fracciones más pequeñas de la transferencia de calor en procesos como la evaporación, radiación, difusión o absorción en el fondo del mar. La mayor parte del flujo de calor oceánico se debe a la advección o al 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. Otro ejemplo de advección es el calentamiento del Pacífico no ecuatorial que resulta de los procesos subsuperficiales relacionados con los anticlinales atmosféricos. Las observaciones recientes sobre el calentamiento del agua del fondo de la Antártida 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. La conciencia internacional sobre el calentamiento global ha centrado la investigación científica en este tema desde la creación en 1988 del Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático . La mejora de la observación, la instrumentación, la teoría y la financiación de los océanos ha aumentado los informes científicos sobre cuestiones regionales y mundiales relacionadas con el calor.
Cambio del nivel del mar
Los mareógrafos y la altimetría por satélite sugieren un aumento del nivel del mar de 1,5 a 3 mm / año durante los últimos 100 años.
El IPCC predice que para 2081-2100, el calentamiento global conducirá a un aumento del nivel del mar de 260 a 820 mm.
Variaciones rápidas
Mareas
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 reflujo y el flujo 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 perforación 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 las mareas se produce en la bahía de Fundy, ya que el tiempo que tarda una gran ola 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 la marea que produce la más alta del mundo. mareas.
A medida que la marea de la superficie oscila sobre la topografía, como los montes submarinos sumergidos o las crestas, genera ondas internas a la frecuencia de las mareas, que se conocen como mareas internas .
Tsunamis
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 con una velocidad de hasta varios cientos de kilómetros por hora a través de la superficie del océano, pero en el 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 costera, ya que grandes cantidades de agua del océano son impulsadas cíclicamente hacia el interior y luego arrastradas hacia el mar. Esto puede resultar en modificaciones significativas en las regiones costeras donde las olas golpean con suficiente energía.
El tsunami que ocurrió en la bahía de Lituya , Alaska el 9 de julio de 1958 tenía 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 en Chicago y unos 110 m (360 m). ft) más alto que el antiguo World Trade Center de Nueva York.
Ondas superficiales
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 su generación por el viento, las olas de la superficie del océano pueden viajar (en forma de oleaje ) a grandes distancias.
Ver también
- Cambio climático (concepto general)
- Conjunto de datos de CORA conjunto de datos oceanográficos de temperatura y salinidad
- Downwelling
- Dinámica de fluidos geofísica
- Sistema global de observación del nivel del mar
- Calentamiento global
- Circulación hidrotermal
- Lista de modelos de circulación oceánica
- Lista de accidentes geográficos oceánicos
- Mar marginal
- mar Mediterráneo
- Oceano
- Oceanografía
- Circulación termohalina
- Surgencia
- Atlas mundial de los océanos
- Experimento de circulación oceánica mundial
Referencias
Otras lecturas
- Gill, Adrian E. (1982). Dinámica Atmósfera-Océano . San Diego: Prensa académica. ISBN 0-12-283520-4.
- Samelson, RM (2011) La teoría de la circulación oceánica a gran escala . Cambridge: Cambridge University Press. doi: 10.1017 / CBO9780511736605.
- Maury, Matthew F. (1855). La geografía física de los mares y su meteorología .
- Stewart, Robert H. (2007). Introducción a la oceanografía física (PDF) . College Station: Universidad de Texas A&M. OCLC 169907785 .
- Wyban, Carol Araki (1992). Marea y corriente: estanques de peces de Hawaiʻi . Honolulu: University of Hawaiʻi Press. ISBN 0-8248-1396-0.
enlaces externos
- Camino, John H. "Curva hipsográfica" . Archivado desde el original el 30 de marzo de 2007 . Consultado el 10 de enero de 2006 .
- Oceanografía de la NASA
- Movimiento oceánico y corrientes superficiales
- Ocean World (libro digital)
- Administración Nacional Oceanográfica y Atmosférica
- Sistema de Laboratorio Oceanográfico Universidad-Nacional
- Centro de desastres del Pacífico
- Museo del Tsunami del Pacífico Hilo, Hawái
- Science of Tsunami Hazards (revista)
- Software académico NEMO para oceanografía
- [1] Historia de la determinación de la salinidad