dinámica oceánica

La dinámica oceánica define y describe el flujo del agua dentro de los océanos. Los campos de temperatura y movimiento del océano se pueden separar en tres capas distintas: la capa mixta (superficial), la capa superior del océano (por encima de la termoclina ) y la capa profunda del océano.

La dinámica oceánica se ha investigado tradicionalmente mediante el muestreo con instrumentos in situ. ^{[ 1 ]}

La capa mixta es la más cercana a la superficie y su espesor puede variar entre 10 y 500 metros. Esta capa presenta propiedades como temperatura, salinidad y oxígeno disuelto que son uniformes con la profundidad, lo que refleja una historia de turbulencia activa (la atmósfera posee una capa límite planetaria análoga ). La turbulencia es alta en la capa mixta; sin embargo, se anula en su base. Por debajo de la base, la turbulencia vuelve a aumentar debido a inestabilidades de cizallamiento. En latitudes extratropicales, esta capa es más profunda a finales del invierno como resultado del enfriamiento de la superficie y las tormentas invernales, y bastante superficial en verano. Su dinámica está regida por la mezcla turbulenta, así como por el transporte de Ekman , los intercambios con la atmósfera suprayacente y la advección horizontal . ^{[ 2 ]}

La capa superior del océano, caracterizada por temperaturas cálidas y movimiento activo, varía en profundidad desde 100  m o menos en los trópicos y océanos orientales hasta más de 800 metros en los océanos subtropicales occidentales. Esta capa intercambia propiedades como calor y agua dulce con la atmósfera en escalas de tiempo de unos pocos años. Debajo de la capa mixta, la capa superior del océano se rige generalmente por las relaciones  hidrostáticas y geostróficas . ^{[ 2 ]} Las excepciones incluyen los trópicos profundos y las regiones costeras.

El océano profundo es frío y oscuro, con velocidades generalmente bajas (aunque se sabe que en áreas limitadas existen recirculaciones significativas). El agua que llega al océano profundo proviene de la superficie solo en unas pocas regiones geográficas: el Atlántico Norte subpolar y varias zonas de hundimiento alrededor de la Antártida . Debido a este escaso aporte de agua, el tiempo medio de residencia del agua en el océano profundo se mide en cientos de años. En esta capa, las relaciones hidrostáticas y geostróficas suelen ser válidas y la mezcla es generalmente muy débil.

La dinámica oceánica se rige por las ecuaciones de movimiento de Newton, expresadas como las ecuaciones de Navier-Stokes para un elemento fluido situado en ( x , y , z ) en la superficie de nuestro planeta en rotación y que se mueve a una velocidad (u, v, w) relativa a dicha superficie:

• la ecuación del momento zonal:$${\displaystyle {\frac {Du}{Dt}}=-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial p}{\partial x}}+fv+{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{x}}{\partial z}}}$$
• La ecuación del momento meridional:$${\displaystyle {\frac {Dv}{Dt}}=-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial p}{\partial y}}-fu+{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{y}}{\partial z}}}$$
• la ecuación del momento vertical (supone que el océano está en equilibrio hidrostático ):$${\displaystyle {\frac {\partial p}{\partial z}}=-\rho g}$$
• La ecuación de continuidad (supone que el océano es incompresible):$${\displaystyle {\frac {\partial u}{\partial x}}+{\frac {\partial v}{\partial y}}+{\frac {\partial w}{\partial z}}=0}$$
• la ecuación de temperatura : ^{[ 2 ]}$${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}+u{\frac {\partial T}{\partial x}}+v{\frac {\partial T}{\partial y}}+w{\frac {\partial T}{\partial z}}=Q.}$$
• la ecuación de salinidad : ^{[ 2 ]}$${\displaystyle {\frac {\partial S}{\partial t}}+u{\frac {\partial S}{\partial x}}+v{\frac {\partial S}{\partial y}}+w{\frac {\partial S}{\partial z}}=(EP)S(z=0).}$$

Aquí, "u" es la velocidad zonal, "v" es la velocidad meridional, "w" es la velocidad vertical, "p" es la presión, "ρ" es la densidad, "T" es la temperatura, "S" es la salinidad, "g" es la aceleración debida a la gravedad, "τ" es la tensión del viento y "f" es el parámetro de Coriolis. "Q" es el aporte de calor al océano, mientras que "PE" es el aporte de agua dulce al océano.

La dinámica de la capa mixta es bastante compleja; sin embargo, en algunas regiones es posible realizar ciertas simplificaciones. El transporte horizontal impulsado por el viento en la capa mixta se describe aproximadamente mediante la dinámica de la capa de Ekman, en la que la difusión vertical del momento compensa el efecto Coriolis y la tensión del viento. ^{[ 3 ]} Este transporte de Ekman se superpone al flujo geostrófico asociado con gradientes horizontales de densidad.

Las convergencias y divergencias horizontales dentro de la capa mixta, debidas, por ejemplo, a la convergencia del transporte de Ekman, imponen el requisito de que el océano por debajo de la capa mixta debe mover las partículas de fluido verticalmente. Pero una de las implicaciones de la relación geostrófica es que la magnitud del movimiento horizontal debe superar ampliamente la magnitud del movimiento vertical. Así, las débiles velocidades verticales asociadas con la convergencia del transporte de Ekman (medidas en metros por día) causan un movimiento horizontal con velocidades de 10 centímetros por segundo o más. La relación matemática entre las velocidades verticales y horizontales se puede derivar expresando la idea de conservación del momento angular para un fluido en una esfera giratoria. Esta relación (con un par de aproximaciones adicionales) es conocida por los oceanógrafos como la relación de Sverdrup . ^{[ 3 ]} Entre sus implicaciones está el resultado de que la convergencia horizontal del transporte de Ekman observada en el Atlántico Norte subtropical y el Pacífico fuerza un flujo hacia el sur en todo el interior de estos dos océanos. Las corrientes de frontera occidentales (la Corriente del Golfo y la Kuroshio ) existen para devolver el agua a latitudes más altas.