Oceanografía física
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 movimiento fluido tanto en la atmósfera como en el océano que actúa para redistribuir el calor del ecuador hacia los polos, reduciendo así los gradientes de temperatura que existirían en ausencia de movimiento de fluido. Tal vez 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, 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 el estrés del viento superficial; 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 a lo largo de la mayor parte de una cuenca oceánica subtropical (el equilibrio de Sverdrup). El flujo de retorno se produce en una corriente de frontera occidental intensa, estrecha y hacia los polos. 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 oceánico continuo, y por lo tanto los vientos del oeste de latitud media fuerzan la fuerte Corriente Circumpolar Antártica. En el hemisferio norte, las masas de tierra lo impiden y la circulación oceánica se rompe en giros más pequeños en las cuencas del Atlántico y el Pacífico.
Coriolis effectEdit
El efecto de Coriolis resultados en una desviación de los flujos de fluidos (a la derecha en el Hemisferio Norte y a la izquierda en el Hemisferio Sur). Esto tiene efectos profundos en el flujo de los océanos. En particular, significa que el flujo circula alrededor de los sistemas de alta y baja presión, lo que les permite persistir durante largos períodos de tiempo. Como resultado, pequeñas variaciones en la presión pueden producir corrientes medibles. Una pendiente de una parte en un millón de altura de la superficie del mar, por ejemplo, dará lugar a una corriente de 10 cm/s en latitudes medias. El hecho de que el efecto Coriolis es mayor en los polos y débil en el ecuador da como resultado corrientes de frontera occidental agudas y relativamente estables que están ausentes en los límites orientales. Véase también efectos secundarios de la circulación.
Ekman Transporteditar
Ekman transport 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. A medida que el viento sopla a través de la superficie del océano, se «agarra» a una fina capa de agua superficial. A su vez, esa delgada lámina de agua transfiere energía de movimiento a la fina capa de agua debajo de ella, y así sucesivamente. Sin embargo, debido al Efecto Coriolis, la dirección de desplazamiento de las capas de agua se mueve lentamente cada vez más 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 m – 150 m y 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.
Circulacióneditar
La circulación de Langmuir da lugar a la aparición de rayas finas y visibles, llamadas hileras en la superficie del océano paralelas a la dirección en que sopla el viento. Si el viento sopla con más de 3 m s−1, puede crear hileras paralelas que alternan afloramiento y afloramiento a unos 5-300 m de distancia. Estas hileras son creadas por celdas de agua ovulares adyacentes (que se extienden hasta aproximadamente 6 m (20 pies) de profundidad) que alternan y giran en sentido horario y antihorario. En las zonas de convergencia se acumulan desechos, espuma y algas marinas, mientras que en las zonas de divergencia se captura plancton y se lleva a la superficie. Si hay muchos plancton en la zona de divergencia, los peces a menudo se sienten atraídos a alimentarse de ellos.
Interfaz océano–atmósferaeditar
En la interfaz océano-atmósfera, el océano y la flujos de intercambio atmosférico de calor, humedad e impulso.
Calor
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, el resultado de una transferencia neta de energía hacia los polos en los océanos.
La gran capacidad térmica de los océanos modera el clima de las áreas adyacentes a los océanos, lo que conduce a un clima marítimo en tales 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.
Momento
Los vientos superficiales tienden a ser de orden metros por segundo; las corrientes oceánicas de orden centímetros por segundo. Por lo 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 un estrés de viento significativo 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 olas más largas tienen una velocidad de fase que tiende hacia la velocidad del viento. El impulso de los vientos de la superficie se transfiere al flujo de energía por las olas de la superficie del océano. El aumento de la rugosidad de la superficie del océano, por la presencia de las olas, cambia el viento cerca de la superficie.
Humedad
El océano puede ganar humedad de la lluvia, o perderla a través de la evaporación. La pérdida por evaporación deja el océano más salado; el Mediterráneo y el Golfo Pérsico, por ejemplo, tienen una fuerte pérdida por evaporación; el penacho resultante de agua salada densa puede rastrearse a través del Estrecho de Gibraltar hasta el Océano Atlántico. En un tiempo, se creía que la evaporación/precipitación era un factor importante de las corrientes oceánicas; ahora se sabe que es solo un factor muy menor.
Ondas planetariaseditar
Ondas Kelvin
Una onda Kelvin es cualquier onda progresiva que se canaliza entre dos límites o fuerzas opuestas (generalmente entre la fuerza de Coriolis y una línea costera o el ecuador). Hay dos tipos, costero y ecuatorial. Las ondas Kelvin son impulsadas por gravedad y no 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 Austral.
Las olas Kelvin costeras siguen las costas y siempre se propagan en sentido antihorario en el hemisferio Norte (con la costa a la derecha de la dirección de desplazamiento) y en sentido horario 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 2-3 metros por segundo. Tienen longitudes de onda de miles de kilómetros y amplitudes de decenas de metros.
Ondas de Rossby
Las ondas de Rossby, u ondas planetarias, son olas 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 estar en decenas de metros y longitudes de onda muy grandes. Por lo general, se encuentran en latitudes bajas o medias.
Hay dos tipos de ondas Rossby, barotrópica y baroclínica. Las ondas Rossby barotrópicas tienen las velocidades más altas y no varían verticalmente. Las ondas baroclínicas de Rossby son mucho más lentas.
La característica especial de identificación 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 Rossby más cortas tienen una velocidad de grupo hacia el este y las más largas tienen una velocidad de grupo hacia el oeste.
Variabilidad climáticaedItar
La interacción de la circulación oceánica, que sirve de la bomba de calor y los 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 resultantes de estas interacciones incluyen la oscilación decenal del Pacífico, la oscilación del Atlántico Norte y la oscilación ártica. 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 un impacto importante en el clima.
La Niña-El niñoeditar
y
Onda circumpolar Antárticaeditar
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 oceánicaseditar
Entre las corrientes oceánicas más importantes se encuentran:
- Corriente Circumpolar Antártica
- Océano profundo (impulsado por la densidad)
- Corrientes de límite occidental
- Corriente del Golfo
- Corriente de Kuroshio
- Corriente de Labrador
- Corriente de Oyashio
- Corriente de Agulhas
- Corriente de Brasil
- Corriente de Australia Oriental
- Límite Oriental corrientes
- Corriente de California
- Corriente canaria
- Corriente de Perú
- Corriente de Benguela
Circumpolar antárticoedItar
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 las amplitudes de las olas. Se acepta generalmente que estos vientos dominantes son los principales responsables del transporte de corrientes circumpolares. Ahora se cree que esta corriente varía con el tiempo, posiblemente de manera oscilatoria.
Océano profundoeditar
En el Mar noruego, 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 travesaños submarinos que conectan Groenlandia, Islandia y Gran Bretaña. Luego fluye a lo largo del límite occidental del Atlántico con una parte del flujo que se mueve hacia el este a lo largo del ecuador y luego hacia los polos en las cuencas oceánicas. El NADW está atrapado en la Corriente Circumpolar, y se puede rastrear en las cuencas de la India y el Pacífico. El flujo desde la cuenca del Océano Ártico hacia el Pacífico, sin embargo, está bloqueado por las estrechas aguas poco profundas del Estrecho de Bering.
También vea geología marina que explora la geología del fondo oceánico, incluida la tectónica de placas que crea zanjas oceánicas profundas.
Límite occidentaleditar
Una cuenca oceánica subtropical idealizada forzada por vientos que giran alrededor de sistemas de alta presión (anticiclónicos), como el alto de las Azores y las Bermudas, desarrolla una circulación de giro con flujos lentos y constantes hacia el ecuador en el interior. Como lo discutió Henry Stommel, estos flujos se equilibran en la región del límite occidental, donde se desarrolla un flujo delgado y rápido hacia los polos llamado corriente del límite occidental. El flujo en el océano real es más complejo, pero la corriente del Golfo, las Agulhas y el Kuroshio son ejemplos de tales corrientes. Son estrechos (aproximadamente 100 km de ancho) y rápidos (aproximadamente 1,5 m/s).
Las corrientes de frontera occidental hacia el Ecuador ocurren en lugares tropicales y polares, por ejemplo, las corrientes de Groenlandia Oriental y Labrador, en el Atlántico y el Oyashio. Son forzados por la circulación de 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 corriente poderosa, cálida y rápida del Océano Atlántico que se origina en el Golfo de México, sale a través del Estrecho de Florida y sigue las costas orientales de los Estados Unidos y Terranova hacia el 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 que fluye hacia el noreste más allá de Japón, donde se funde con la deriva oriental de la Corriente del Pacífico Norte. Es análoga a la Corriente del Golfo en el Océano Atlántico, transportando agua tropical cálida hacia el norte hacia la región polar.