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marea interna

Las mareas internas se generan cuando las mareas superficiales mueven el agua estratificada hacia arriba y hacia abajo en la topografía inclinada, lo que produce una ola en el i...

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Las mareas internas se generan cuando las mareas superficiales mueven el agua estratificada hacia arriba y hacia abajo en la topografía inclinada, lo que produce una ola en el interior del océano. Por lo tanto, las mareas internas son olas internas con una frecuencia mareal. La otra fuente principal de olas internas es el viento, que produce olas internas cerca de la frecuencia inercial. Cuando una pequeña masa de agua se desplaza de su posición de equilibrio, regresa hacia abajo debido a la gravedad o hacia arriba debido a la flotabilidad. La masa de agua sobrepasa su posición de equilibrio original y esta perturbación desencadena una ola de gravedad interna. Munk (1981) señala: "Las olas de gravedad en el interior del océano son tan comunes como las olas en la superficie del mar, quizás incluso más, ya que nadie ha informado jamás de una calma interior". [ 1 ]

Explicación sencilla

Figura 1: Las masas de agua en toda la columna de agua se mueven junto con la marea superficial (arriba), mientras que las aguas someras y profundas se mueven en direcciones opuestas en una marea interna (abajo). El desplazamiento superficial y el desplazamiento de la interfaz son iguales para una onda superficial (arriba), mientras que para una onda interna los desplazamientos superficiales son muy pequeños, mientras que los desplazamientos de la interfaz son grandes (abajo). Esta figura es una versión modificada de una que aparece en Gill (1982). [ 2 ]

La marea superficial se propaga como una onda en la que las partículas de agua en toda la columna de agua oscilan en la misma dirección en una fase determinada (es decir, en el valle o en la cresta, Fig. 1, arriba). Esto significa que, si bien la forma de la onda superficial en sí puede propagarse a través de la superficie del agua, las partículas de fluido se limitan a un entorno relativamente pequeño. El fluido se mueve hacia arriba cuando pasa la cresta de la onda 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 onda: 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 naturaleza, una onda interfacial, con procesos simétricos que ocurren a ambos lados de la interfaz entre dos fluidos: agua de mar y aire.

En su forma más simple, una onda interna puede considerarse como una onda interfacial (Fig. 1, abajo) en la interfaz de dos capas oceánicas 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 oceánicas es grande en comparación con el movimiento superficial porque, si bien, al igual que con las olas superficiales, la fuerza restauradora para las ondas internas y las mareas sigue siendo la gravedad, su efecto se reduce debido a que 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 periodos diurnos y semidiurnos . La principal componente semidiurna lunar se conoce como M2 y generalmente presenta las mayores amplitudes. (Consulte los enlaces externos para obtener más información).

Ubicación

Las mareas internas más grandes se generan en topografías oceánicas escarpadas, como la Dorsal de Hawái, Tahití, la Dorsal de Macquarie y las dorsales submarinas en el 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 similar a las olas superficiales. O bien, pueden propagarse alejándose de la topografía hacia el océano abierto. Para topografías oceánicas altas y escarpadas, como la Dorsal de Hawái, se estima que alrededor del 85 % de la energía de la marea interna se propaga hacia el océano profundo, y alrededor del 15 % de su energía se pierde dentro de 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 3 procesos posibles: 1) las mareas internas se dispersan y/o rompen en la topografía del medio océano distante, 2) las interacciones con otras ondas internas eliminan energía de la marea interna, o 3) las mareas internas se vuelven menos profundas y rompen en las plataformas continentales.

Propagación y disipación

Figura 2: La elevación de la superficie del mar debida a la marea interna, que está en fase con la marea superficial (es decir, las crestas se producen en un punto determinado a una hora determinada y son ambas iguales en relación con la marea superficial), puede detectarse mediante satélite (arriba). (La trayectoria del satélite se repite aproximadamente cada 10 días, por lo que las señales de marea M2 se desplazan a periodos más largos debido al aliasing ). Las longitudes de onda más largas de la marea interna son de unos 150 km cerca de Hawái, y las siguientes olas más largas tienen unos 75 km de longitud. Los desplazamientos de la superficie debidos a la marea interna se representan como líneas rojas onduladas con amplitudes perpendiculares a las trayectorias terrestres del satélite (líneas negras). La figura está adaptada de Johnston et al. (2003).

Briscoe (1975) señaló que “Todavía no podemos responder satisfactoriamente a las preguntas: '¿De dónde viene la energía de las ondas internas, adónde va y qué le sucede en el camino?'” [ 7 ] Aunque los avances tecnológicos en instrumentación y modelado han producido un mayor conocimiento de la generación de mareas internas y ondas 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 [ondas a menor escala] al encontrarse con islas [ 8 ] [ 9 ] o el fondo marino áspero [ 10 ] , o transferir su energía a ondas internas a 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 escarpada del medio océano se irradia como ondas internas a gran escala. Esta energía radiada de las mareas internas es una de las principales fuentes de energía en el océano profundo, aproximadamente la mitad de la energía eólica aportada. [ 14 ] El creciente interés en las mareas internas se debe a su impacto en la magnitud y la inhomogeneidad 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 mareomotriz interna en un período de marea que atraviesa un área perpendicular a la dirección de propagación se denomina flujo de energía y se mide en vatios/m².2{\displaystyle ^{2}}El flujo de energía en un punto se puede sumar a lo largo de la profundidad; este es el flujo de energía integrado en profundidad y se mide en vatios/m. La dorsal hawaiana produce flujos de energía integrados en profundidad de hasta 10  kW/m. Las olas de mayor longitud de onda 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 aproximadamente 150  km, mientras que la siguiente más larga es de aproximadamente 75  km. Estas olas se denominan modo 1 y modo 2, respectivamente. Aunque la figura 1 muestra que no hay una manifestación en la superficie del mar de la marea interna, en realidad hay un desplazamiento de unos pocos centímetros. Estas manifestaciones en la superficie del mar de la marea interna en diferentes longitudes de onda se pueden detectar con los satélites Topex/Poseidon o Jason-1 (figura 2). [ 9 ] Cerca de 15 N, 175 O en la Cordillera de las Islas Line, las mareas internas de modo 1 se dispersan por la topografía, posiblemente creando turbulencia y mezcla, y produciendo mareas internas de modo 2 de menor longitud de onda. [ 9 ]

La conclusión ineludible es que la energía se pierde de la marea superficial a la marea interna en la topografía oceánica y las plataformas continentales, pero la energía en la marea interna no necesariamente se pierde en el mismo lugar. Las mareas internas pueden propagarse miles de kilómetros o más antes de romperse y mezclar el océano abisal .

Mezcla abisal y circulación meridional de vuelco

La importancia de las mareas internas y las ondas 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 masa fría y estancada con una delgada 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 interna que es comparativamente mucho menor: alrededor de 2 TW. [ 14 ] Sandstrom (1908) demostró que un fluido que está calentado y enfriado 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 ahora comienzan a incluir la mezcla espacialmente variable relacionada con las mareas internas y la topografía accidentada donde se generan y la topografía distante donde pueden romperse. Wunsch y Ferrari (2004) [ 18 ] describen el impacto global de la mezcla espacialmente inhomogénea cerca de la topografía mediooceánica: “Varias líneas de evidencia, ninguna completa, sugieren que la circulación general oceánica, lejos de ser una máquina térmica, 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 se limita a áreas límite topográficamente complejas implica una circulación interna potencialmente radicalmente diferente a la posible con una mezcla uniforme. La cuestión es si los modelos de circulación oceánica... que no tienen en cuenta explícitamente el aporte de energía al sistema ni proporcionan variabilidad espacial en la mezcla, tienen alguna relevancia física bajo condiciones climáticas cambiantes”. Existe un conocimiento limitado sobre "las fuentes que controlan la energía de las ondas internas en el océano y la velocidad a la que se disipa", y solo ahora se están desarrollando algunas "parametrizaciones de la mezcla generada por la interacción de ondas internas, remolinos de mesoescala , fluctuaciones barotrópicas de alta frecuencia y otros movimientos sobre topografía inclinada".

Mareas internas en la playa

Figura 3: La marea interna produce grandes diferencias verticales de temperatura en el muelle de investigación de la Institución Scripps de Oceanografía . La línea negra muestra la elevación de la marea superficial en relación con el nivel medio de bajamar (MLLW). Figura proporcionada por Eric Terrill, de la Institución Scripps de Oceanografía, con financiación de la Oficina de Investigación Naval de los Estados Unidos.

Las mareas internas también pueden disiparse en 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 verticales de temperatura. Cuando las olas rompen en la superficie, el agua fría se mezcla hacia arriba, lo que hace que el agua esté fría para surfistas, nadadores y otros bañistas. Las aguas superficiales en la zona de rompientes pueden variar unos 10  °C en aproximadamente una hora.

Mareas internas, mezcla interna y mejora biológica

Las mareas internas generadas por corrientes semidiurnas de marea que impactan en crestas submarinas escarpadas en pasos de islas, p. ej., Paso de Mona , o cerca del borde de la plataforma, pueden aumentar 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 − ) hacia la zona fótica y pueden sostener nueva producción localmente. [ 19 ] [ 20 ] 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 . [ 21 ] Algunos paquetes de solitones internos son el resultado de la evolución no lineal de la marea interna.

Véase también

Referencias

  1. ↑ Munk, WH (1981). "9". En BA Warren; C. Wunsch (eds.). Ondas internas y procesos a pequeña escala . Cambridge, MA: MIT Press. pp. 264–291 . ISBN  978-0262231046. Consultado el 16 de febrero de 2026 .
  2. ↑ Gill , AE (1982). Dinámica atmósfera-océano . Academic. pp. 662. ISBN  978-0-12-283522-3.
  3. 1 2 Simmons, HL; BK Arbic y RW Hallberg (2004). "Generación de ondas internas en un modelo global de mareas baroclínicas". Deep-Sea Research Part II . 51 ( 25– 26): 3043– 3068. Bibcode : 2004DSRII..51.3043S . CiteSeerX 10.1.1.143.5083 . doi : 10.1016/j.dsr2.2004.09.015 . 
  4. ↑ Holloway, PE (2001). "Un modelo regional de la marea semidiurna en la plataforma noroccidental australiana" . J. Geophys. Res . 106 (C9): 19, 625– 19, 638. Bibcode : 2001JGR...10619625H . doi : 10.1029/2000jc000675 .
  5. ↑ Carter, GS; YL Firing; MA Merrifield; JM Becker; K. Katsumata; MC Gregg; DS Luther; MD Levine y TJ Boyd (2008). "Energética de la conversión de mareas barotrópicas a baroclínicas M2 en las islas hawaianas" . J. Phys. Oceanogr . 38 (10): 2205–2223 . Bibcode : 2008JPO....38.2205C . doi : 10.1175/2008JPO3860.1 .
  6. ↑ Klymak, JM; MC Gregg; JN Moum; JD Nash; E. Kunze; JB Girton; GS Carter; CM Lee y TB Sanford (2006). "Una estimación de la energía mareal perdida por turbulencia en la dorsal hawaiana" . J. Phys. Oceanogr . 36 (6): 1148– 1164. Bibcode : 2006JPO....36.1148K . doi : 10.1175/JPO2885.1 .
  7. ↑ Briscoe, M. (1975). "Introducción a una colección de artículos sobre ondas internas oceanográficas". J. Geophys. Res . 80 (3): 289– 290. Bibcode : 1975JGR....80..289B . doi : 10.1029/JC080i003p00289 .
  8. ↑ Johnston, TMS; MA Merrifield (2003). "Dispersión de mareas internas en montes submarinos, dorsales e islas" . J. Geophys. Res . 108. (C6) 3126 (C6): 3180. Bibcode : 2003JGRC..108.3180J . doi : 10.1029/2002JC001528 .
  9. 1 2 3 Johnston, TMS; PE Holloway y MA Merrifield (2003). "Dispersión de mareas internas en la cresta de las Islas Line" . J. Geophys. Res . 108. (C11) 3365 (C11): 3365. Bibcode : 2003JGRC..108.3365J . doi : 10.1029/2003JC001844 .
  10. ↑ St. Laurent; LC; C. Garrett (2002). "El papel de las mareas internas en la mezcla del océano profundo" . J. Phys. Oceanogr . 32 (10): 2882– 2899. Bibcode : 2002JPO....32.2882S . doi : 10.1175/1520-0485(2002)032 < 2882:TROITI > 2.0.CO ; 2. ISSN 1520-0485 . 
  11. ↑ MacKinnon, JA; KB Winters (2005). "Catástrofe subtropical: pérdida significativa de energía mareomotriz de modo bajo a 28,9 grados" . Geophys. Res. Lett . 32 (15): L15605. Bibcode : 2005GeoRL..3215605M . doi : 10.1029/2005GL023376 . S2CID 54573466 . 
  12. 1 2 Nash, JD; RW Schmitt; E. Kunze y JM Toole (2004). "Reflexión de marea interna y mezcla turbulenta en la pendiente continental" . J. Phys. Oceanogr . 34 (5): 1117– 1134. Bibcode : 2004JPO....34.1117N . doi : 10.1175/1520-0485(2004)034 < 1117:ITRATM > 2.0.CO ; 2. ISSN 1520-0485 . 
  13. ↑ Garrett, C.; E. Kunze (2007). "Generación de mareas internas en el océano profundo". Annu. Rev. Fluid Mech . 39 (1): 57– 87. Bibcode : 2007AnRFM..39...57G . doi : 10.1146/annurev.fluid.39.050905.110227 .
  14. 1 2 3 Wunsch, C.; R. Ferrari (2004). "Mezcla vertical, energía y circulación general del océano". Annu. Rev. Fluid Mech . 36 (1): 281– 314. Bibcode : 2004AnRFM..36..281W . CiteSeerX 10.1.1.394.8352 . doi : 10.1146/annurev.fluid.36.050802.122121 . 
  15. ↑ Munk, W.; Wunsch, C. (1998). "Recetas abisales II: Energética de la mezcla de mareas y viento". Deep-Sea Research . 45 (12): 1977– 2010. Bibcode : 1998DSRI...45.1977M . doi : 10.1016/S0967-0637(98)00070-3 .
  16. ↑ Munk, W. (1966). "Recetas abisales". Deep-Sea Research . 13 (4): 707– 730. Bibcode : 1966DSRA...13..707M . doi : 10.1016/0011-7471(66)90602-4 .
  17. ^ Sandstrom, JW (1908). "Dynamische Versuche mit Meerwasser". Ana. Hidrodina. Meteorología Marina : 6.
  18. ↑ Wunsch, Carl; Ferrari, Raffaele (2004). "Mezcla vertical, energía y circulación general de los océanos" . Annual Review of Fluid Mechanics . 36 : 281–314 . doi : 10.1146/annurev.fluid.36.050802.122121 .
  19. ↑ Alfonso-Sosa, E. (2002). Variabilidad temporal de la producción primaria fitoplanctonica en la estación CaTS (Caribbean Time-Series Station): Con énfasis en el impacto de la marea interna semidiurna sobre la producción ( PDF ) . Doctorado. Tesis. Departamento de Ciencias del Mar, Universidad de Puerto Rico, Mayagüez, Puerto Rico. Publicación UMI AAT 3042382. p. 407 . Consultado el 25 de agosto de 2014 . 
  20. ↑ Alfonso-Sosa, E.; J. Morell; JM Lopez; JE Capella y A. Dieppa (2002). "Variaciones inducidas por la marea interna en la productividad primaria y las propiedades ópticas en el Paso de la Mona, Puerto Rico" ( PDF ) . Consultado el 1 de enero de 2015 .
  21. ↑ Sharples, J.; V. Krivtsov; JF Tweddle; JAM Green; MR Palmer; Y. Kim; AE Hickman; PM Holligan; CM Moore; TP Rippeth y JH Simpson (2007). "Modulación de mareas vivas y muertas de la mezcla de mareas internas y flujos verticales de nitrato en el borde de una plataforma continental en verano" . Limnol. Oceanogr . 52 (5): 1735– 1747. Bibcode : 2007LimOc..52.1735S . doi : 10.4319/lo.2007.52.5.1735 .
  • Instituto Scripps de Oceanografía
  • Sistema de Observación Oceánica Costera del Sur de California
  • Mareas internas de los océanos, Harper Simmons, por Jenn Wagaman del Centro de Supercomputación de la Región Ártica
  • Principales componentes de las mareas en el libro de texto de oceanografía física, Bob Stewart de la Universidad de Texas A&M.
  • El trabajo de Eric Kunze sobre ondas internas, mareas internas, mezcla y más.