oceanografía física

La temperatura del agua del océano varía significativamente según la región y la profundidad. Como se mencionó, la gran mayoría del agua del océano (alrededor del 75 %) se encuentra entre 0 °C y 5 °C, principalmente en las profundidades, donde no llega la luz solar. Sin embargo, las capas superficiales experimentan una variabilidad mucho mayor. En las regiones polares, las temperaturas superficiales pueden descender por debajo del punto de congelación, mientras que en las regiones tropicales y subtropicales pueden alcanzar hasta 35 °C. Esta estratificación térmica genera un gradiente de temperatura vertical que divide el océano en distintas capas.

1. Capa superficial mixta : Esta capa superior se encuentra bien mezclada debido a la acción del viento y las olas, lo que resulta en una mínima variación de temperatura con la profundidad. El espesor de esta capa varía según la ubicación y la estación del año, pero puede extenderse de 50 a 200 metros.
2. Termoclina : Debajo de la capa de mezcla se encuentra la termoclina, una zona donde la temperatura disminuye rápidamente con la profundidad. La termoclina es especialmente pronunciada en las regiones tropicales y templadas, pero está ausente en las aguas polares, donde las temperaturas superficiales ya rondan el punto de congelación. La profundidad y la nitidez de la termoclina pueden variar con los cambios estacionales y las corrientes oceánicas, desempeñando un papel fundamental en la regulación del intercambio de calor entre el océano y la atmósfera.
3. Zona abisal : Debajo de la termoclina se encuentra el océano profundo o zona abisal, donde las temperaturas se mantienen relativamente uniformes, justo por encima del punto de congelación (0°-3°C). Esta agua fría y densa proviene de las regiones polares, donde el agua superficial se enfría, se hunde y se extiende hacia el ecuador a lo largo del lecho marino, formando así el sistema de circulación oceánica profunda.

La salinidad, que mide la concentración de sales disueltas en el agua de mar, suele oscilar entre 34 y 35 partes por mil (ppt) en la mayoría de los océanos del mundo. Sin embargo, factores locales como la evaporación, las precipitaciones, la escorrentía fluvial y la formación o el deshielo provocan variaciones significativas en la salinidad. Estas variaciones suelen ser más evidentes en las zonas costeras y los mares marginales.

1. Salinidad superficial : En mar abierto, la salinidad suele ser más alta en las regiones subtropicales, donde predominan las altas tasas de evaporación, y más baja en las regiones con alta precipitación o aporte de agua dulce de los ríos, como las desembocaduras de los ríos Amazonas y Congo. Los mares tropicales y subtropicales, como el Mar Rojo y el Mediterráneo, pueden experimentar salinidades de hasta 40-41 ppt debido a la intensa evaporación y al limitado intercambio de agua con el océano abierto.
2. Haloclina : La haloclina es una capa oceánica donde la salinidad varía rápidamente con la profundidad. Esta estratificación puede verse influenciada por procesos superficiales como la evaporación (que aumenta la salinidad) y el aporte de agua dulce (que la disminuye). La haloclina suele coincidir con la termoclina, especialmente en regiones tropicales y subtropicales, contribuyendo a la estabilidad general de la columna de agua.
3. Regiones polares : En las zonas polares, la salinidad superficial suele ser menor debido al aporte de agua dulce procedente del deshielo. Sin embargo, durante la formación del hielo marino, el rechazo de la salmuera aumenta la salinidad de las aguas circundantes, lo que contribuye al hundimiento de masas de agua densas y a la formación de corrientes oceánicas profundas que impulsan los patrones de circulación global.

La sal en los océanos proviene de la escorrentía de fuentes terrestres, así como de fuentes hidrotermales. ^{[ 6 ]} Se ha estimado que la salinidad de los océanos era mayor en el pasado remoto que en la actualidad. ^{[ 7 ]}

La combinación de variaciones de temperatura y salinidad provoca cambios en la densidad del agua de mar. La densidad del agua de mar está influenciada principalmente por estos dos factores: el agua más fría y salada es más densa que el agua más cálida y menos salina. Esta variación de densidad crea estratificación en el océano y es fundamental para comprender los patrones de circulación oceánica.

1. Picnoclina : La picnoclina es una capa oceánica cuya densidad aumenta rápidamente con la profundidad. Generalmente coincide con la termoclina y la haloclina en aguas tropicales y subtropicales, formando un límite bien definido entre las aguas superficiales, menos densas, y las aguas profundas, más densas. Esta estratificación de densidad actúa como una barrera para la mezcla vertical, limitando el intercambio de calor, gases y nutrientes entre las capas superficiales y profundas del océano.
2. Circulación termohalina : Las diferencias de densidad impulsan la circulación termohalina, también conocida como la "cinta transportadora" global, que desempeña un papel crucial en la regulación del clima terrestre. El agua fría y densa que se forma en las regiones polares se hunde y se desplaza a lo largo del fondo oceánico hacia el ecuador, mientras que las aguas superficiales más cálidas fluyen hacia los polos para reemplazarla. Esta circulación global ayuda a redistribuir el calor y mantiene el equilibrio dinámico del océano.
3. Variaciones regionales : En zonas de surgencia o hundimiento, la estructura de densidad de la columna de agua puede verse alterada. La surgencia trae a la superficie agua más fría y rica en nutrientes, mientras que el hundimiento empuja las aguas superficiales a mayores profundidades, impactando los ecosistemas locales y el clima global.

Comprender las complejas interacciones entre temperatura, salinidad y densidad es fundamental para predecir los patrones de circulación oceánica, los efectos del cambio climático y la salud de los ecosistemas marinos. Estos factores también influyen en la vida marina, ya que muchas especies son sensibles a los rangos específicos de temperatura y salinidad de sus hábitats.

El efecto Coriolis produce una desviación de los flujos de fluidos (hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur). Esto tiene profundas repercusiones en el flujo de los océanos. En particular, significa que el flujo rodea los sistemas de alta y baja presión, lo que permite que persistan durante largos períodos de tiempo. Como resultado, pequeñas variaciones de presión pueden producir corrientes medibles. 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 menor en el ecuador produce corrientes de frontera occidentales pronunciadas y relativamente constantes, que están ausentes en las fronteras orientales. Véase también efectos de circulación secundaria .

El transporte de Ekman produce un desplazamiento neto del agua superficial de 90 grados a la derecha del viento en el hemisferio norte y de 90 grados a la izquierda en el hemisferio sur. A medida que el viento sopla sobre la superficie del océano, se adhiere a una fina capa de agua superficial. A su vez, esta fina capa transfiere energía cinética a la capa inferior, y así sucesivamente. Sin embargo, debido al efecto Coriolis, la dirección de desplazamiento de las capas de agua se desplaza gradualmente 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 afectada por el viento se encuentra a una profundidad de entre 100 y 150 metros y se desplaza aproximadamente 180 grados, en dirección opuesta a la del viento. En general, el desplazamiento neto del agua sería de 90 grados con respecto a la dirección original del viento.

La circulación de Langmuir produce finas franjas visibles, llamadas crestas de viento , en la superficie del océano, paralelas a la dirección del viento. Si el viento sopla a más de 3  m ^/  s , puede crear crestas paralelas con surgencia y hundimiento alternados, separadas entre 5 y 300 m. Estas crestas se forman por la rotación alternada de celdas de agua ovaladas adyacentes (que alcanzan unos 6 m de profundidad ) en sentido horario y antihorario. En las zonas de convergencia se acumulan detritos, espuma y algas, mientras que en las zonas de divergencia el plancton es arrastrado a la superficie. Si hay mucho plancton en la zona de divergencia, los peces suelen alimentarse de él.   

En la interfaz océano-atmósfera, el océano y la atmósfera intercambian flujos de calor, humedad y momento.

Calor

Los principales factores que influyen en el calor en la superficie son el flujo de calor sensible , el flujo de calor latente, la radiación solar incidente y el balance de radiación de onda larga ( infrarroja ) . En general, los océanos tropicales tienden a presentar una ganancia neta de calor, mientras que los océanos polares muestran una pérdida neta, como resultado de una transferencia neta de energía hacia los polos.

La gran capacidad calorífica de los océanos modera el clima de las zonas adyacentes, dando lugar a un clima marítimo en dichas regiones. Esto puede deberse al almacenamiento de calor en verano y su liberación en invierno, o al transporte de calor desde lugares más cálidos. Un ejemplo particularmente notable es Europa Occidental , que se calienta, al menos en parte, por la corriente del Atlántico Norte .

Impulso

Los vientos superficiales suelen ser del orden de metros por segundo; las corrientes oceánicas, del orden de centímetros por segundo. Por lo tanto, desde el punto de vista de la atmósfera, el océano puede considerarse prácticamente estacionario; desde el punto de vista del océano, la atmósfera ejerce una importante presión eólica sobre su superficie, lo que genera corrientes a gran escala en el océano.

Mediante la tensión del viento, este genera olas en la superficie del océano ; las olas más largas tienen una velocidad de fase que tiende a la velocidad del viento . El momento de los vientos superficiales se transfiere al flujo de energía a través de las olas. La mayor rugosidad de la superficie del océano, debido a la presencia de las olas, modifica el viento cerca de la superficie.

Humedad

El océano puede absorber humedad de las precipitaciones o perderla por evaporación . La pérdida por evaporación hace que el océano sea más salado; el Mediterráneo y el Golfo Pérsico, por ejemplo, presentan una fuerte evaporación. La columna resultante de agua salada y densa puede rastrearse a través del Estrecho de Gibraltar hasta el Océano Atlántico . Antiguamente se creía que la evaporación / precipitación era un factor determinante de las corrientes oceánicas; ahora se sabe que es solo un factor secundario.

Ondas 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 costa o el ecuador ). Existen dos tipos: costeras y ecuatoriales. Las ondas de Kelvin son impulsadas por la gravedad y no dispersivas . Esto significa que pueden conservar su forma y dirección durante largos periodos de tiempo. Suelen generarse por un cambio repentino en el viento, como el cambio de los vientos alisios al comienzo de la Oscilación del Sur de El Niño .

Las ondas Kelvin costeras siguen las líneas de costa y siempre se propagarán en sentido contrario a las agujas del reloj en el hemisferio norte (con la línea de costa a la derecha de la dirección de desplazamiento) y en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio sur .

Las ondas de Kelvin ecuatoriales se propagan hacia el este tanto en el hemisferio norte como en el hemisferio sur , utilizando el ecuador como guía .

Se sabe que las ondas Kelvin tienen velocidades muy altas, generalmente de entre 2 y 3 metros por segundo. Sus longitudes de onda alcanzan miles de kilómetros y sus amplitudes , decenas de metros.

Rossby ondea

Las ondas de Rossby , u ondas planetarias, son ondas lentas y de gran magnitud generadas en la troposfera por las diferencias de temperatura entre el océano y los continentes . Su principal fuerza restauradora es la variación de la fuerza de Coriolis con la latitud . Su amplitud suele ser de decenas de metros y su longitud de onda muy grande . Generalmente se encuentran en latitudes bajas o medias.

Existen dos tipos de ondas de Rossby: barotrópicas y baroclínicas . Las ondas de Rossby barotrópicas alcanzan las velocidades más altas y no varían verticalmente. Las ondas de Rossby baroclínicas son mucho más lentas.

La característica distintiva de las ondas de Rossby es que la velocidad de fase de cada onda individual siempre tiene una componente hacia el oeste, mientras que la velocidad de grupo puede tener cualquier dirección. Generalmente, las ondas de Rossby más cortas tienen una velocidad de grupo hacia el este y las más largas, hacia el oeste.

La interacción entre la circulación oceánica, que actúa como una especie de bomba de calor , y los efectos biológicos, como la concentración de dióxido de carbono, puede provocar cambios climáticos globales en una escala temporal de décadas. Entre las oscilaciones climáticas conocidas resultantes de estas interacciones se encuentran la oscilación decadal del Pacífico , la oscilación del Atlántico Norte y la oscilación ártica . El proceso oceánico de circulación termohalina es un componente importante de la redistribución del calor a nivel global, y los cambios en esta circulación pueden tener un gran impacto en el clima.

Entre las corrientes oceánicas más importantes se encuentran:

• Corriente circumpolar antártica
• Océano profundo (impulsado por la densidad)
• corrientes de frontera occidental
  • Corriente del Golfo
  • Corriente de Kuroshio
  • Corriente de Labrador
  • Corriente de Oyashio
  • Corriente de Agulhas
  • Brasil Actual
  • Corriente de Australia Oriental
• Corrientes de frontera oriental
  • Corriente de California
  • Corriente de Canarias
  • Perú Actual
  • Corriente de Benguela

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 la unidad de o petavatios . ^{[ 9 ]} 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 menores de la transferencia de calor en procesos como evaporación, radiación, difusión o absorción en el fondo marino. La mayor parte del flujo de calor oceánico 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 agua cálida en el Atlántico Sur se originó en el Océano Índico. ^{[ 10 ]} Otro ejemplo de advección es el calentamiento del Pacífico no ecuatorial que resulta de procesos subsuperficiales relacionados con anticlinales atmosféricos. ^{[ 11 ]} Las recientes observaciones de calentamiento del agua del fondo antártico en el Océano Austral son motivo de preocupación para los oceanógrafos porque los cambios en el agua del fondo afectarán las corrientes, los nutrientes y la biota en otras partes. ^{[ 12 ]} La conciencia internacional sobre el calentamiento global ha centrado la investigación científica en este tema desde la creación del Panel Intergubernamental sobre el Cambio Climático en 1988. La mejora de la observación oceánica, la instrumentación, la teoría y la financiación ha incrementado la presentación de informes científicos sobre cuestiones regionales y globales relacionadas con el calor. ^{[ 13 ]}

Los mareógrafos y la altimetría satelital 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. ^{[ 14 ]}

El ascenso y descenso de los océanos debido a las mareas influye decisivamente en las zonas costeras. Las mareas oceánicas en la Tierra se originan por la influencia gravitacional del Sol y la Luna . Si bien la magnitud de las mareas producidas por estos dos cuerpos celestes es similar, el movimiento orbital de la Luna genera patrones de marea que varían a lo largo del mes.

El flujo y reflujo de las mareas genera una corriente cíclica a lo largo de la costa, cuya intensidad puede ser considerable en estuarios estrechos. Las mareas entrantes también pueden producir una ola de marea en ríos o bahías angostas, ya que el agua que fluye en contra de la corriente genera una ola en la superficie.

Mareas y corrientes (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 de peces costeros. Aia ke ola ka hana significa... La vida está en 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 desembocadura de la bahía hasta el extremo opuesto, reflejarse y regresar a la desembocadura, coincide con el ritmo de las mareas que produce las mareas más altas del mundo.

A medida que la marea superficial oscila sobre la topografía, como por ejemplo los montes submarinos o las crestas sumergidas, genera ondas internas a la frecuencia de la marea, que se conocen como mareas internas .

Una serie de olas superficiales pueden generarse debido a desplazamientos a gran escala del agua del océano. Estos pueden ser causados ​​por deslizamientos submarinos , deformaciones del lecho marino debidas a terremotos o el impacto de un gran meteorito .

Las olas pueden viajar a una velocidad de hasta varios cientos de kilómetros por hora sobre la superficie del océano, pero en alta mar son apenas 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 olas de aguas poco profundas , es decir, olas en aguas con una profundidad menor a 1/20 de su longitud de onda. Los tsunamis tienen periodos muy largos, altas velocidades y grandes alturas de ola.

El principal impacto de estas olas se produce a lo largo del litoral, ya que grandes cantidades de agua oceánica son impulsadas cíclicamente hacia el interior y luego arrastradas mar adentro. Esto puede provocar modificaciones significativas en las zonas costeras donde las olas impactan con suficiente energía.

El tsunami que ocurrió en la bahía de Lituya , Alaska, el 9 de julio de 1958, alcanzó una altura de 520 m (1710 pies) 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 pies) más alto que el antiguo World Trade Center en Nueva York. ^{[ 15 ]}      

El viento genera olas en la superficie del océano, las cuales tienen un gran impacto en las estructuras marinas , los barcos , la erosión costera y la sedimentación , así como en los puertos . Tras su generación por el viento, las olas pueden viajar (como marejada ) a lo largo de grandes distancias.