OCEANOGRAFÍA FÍSICA

Las ondas de fragilidad son ondas de gravedad de superficie con frecuencias más bajas que las ondas del viento , que se componen tanto de mar de viento como de oleaje , lo que corresponde con la parte del espectro de onda más baja que las frecuencias generadas directamente al forzar el viento.

Las ondas de infidelidad son las ondas de gravedad de la superficie del océano generadas por las ondas del océano de períodos más cortos. La amplitud de las ondas de infragravidad es más relevante en aguas poco profundas, en particular a lo largo de las costas afectadas por las olas de viento de gran amplitud y de larga duración y las olas del océano . Las olas de viento y las olas del océano son más cortas, con períodos dominantes típicos de 1 a 25 s. En contraste, el período dominante de las ondas de infragravidad es típicamente de 80 a 300 s, ^[1] que está cerca de los períodos típicos de tsunamis , con los que comparten propiedades de propagación similares, incluidas celeridades muy rápidas en aguas profundas. Esto distingue las ondas de infragravidad de las ondas de gravedad oceánicas normales., que son creados por el viento que actúa sobre la superficie del mar, y son más lentos que el viento que genera.

Independientemente de los detalles de su mecanismo de generación, que se analizan más adelante, las ondas de infragravidad son estas subarmónicas de las ondas de gravedad que inciden. ^[2]

Clasificación del espectro de las olas del océano según el período de onda . ^[3]

Técnicamente, las ondas de infragravidad son simplemente una subcategoría de las ondas de gravedad y se refieren a todas las ondas de gravedad con períodos superiores a 30 s. Esto podría incluir fenómenos como las mareas y las ondas de Rossby oceánicas , pero el uso científico común se limita a las ondas de gravedad generadas por grupos de ondas de viento.

El término "onda de infragravidad" parece haber sido acuñado por Walter Munk en 1950.

Generación [ editar ]

El surf se puede ver rompiendo mientras cruza la barra de arena en alta mar. Las barras de arena ayudan a generar ondas de infragravidad y, a su vez, son moldeadas por ellas.

Dos procesos principales pueden explicar la transferencia de energía de las ondas de viento cortas a las ondas de infragravidad largas, y ambos son importantes en aguas poco profundas y para ondas de viento pronunciadas. El proceso más común es la interacción subarmónica de trenes de ondas de viento que fue observada por primera vez por Munk y Tucker y explicada por Longuet-Higgins y Stewart. ^[5] Debido a que las ondas de viento no son monocromáticas , forman grupos. La deriva de Stokesinducido por estas ondas grupales transporta más agua donde las ondas son más altas. Las ondas también empujan el agua alrededor de una manera que puede interpretarse como una fuerza: la divergencia de las tensiones de radiación. Combinando la conservación de la masa y el impulso, Longuet-Higgins y Stewart dan, con tres métodos diferentes, el resultado ahora bien conocido. Es decir, el nivel medio del mar oscila con una longitud de onda que es igual a la longitud del grupo, con un nivel bajo donde las ondas de viento son más altas y un nivel alto donde estas ondas son más bajas. Esta oscilación de la superficie del mar es proporcional al cuadrado de la amplitud de onda corta y se vuelve muy grande cuando la velocidad del grupoSe acerca a la velocidad de las olas de aguas poco profundas. Los detalles de este proceso se modifican cuando el fondo está inclinado, que es generalmente el caso cerca de la costa, pero la teoría captura el importante efecto, observado en la mayoría de las condiciones, de que el agua alta de este 'ritmo de surf' llega con las olas de menor amplitud.

Otro proceso fue propuesto más tarde por Graham Symonds y sus colaboradores. ^[6] Para explicar algunos casos en los que esta fase de olas largas y cortas no se opusieron, propusieron que la posición de la línea del rompeolas en el oleaje, que se mueve hacia aguas profundas cuando las olas son más altas, podría actuar como un generador de olas. Parece que esta es probablemente una buena explicación para la generación de ondas de infragravidad en un arrecife.

En el caso de los arrecifes de coral, los períodos de infragravidad se establecen por resonancias con el arrecife en sí. ^[7] [8]

Procesos de la plataforma de hielo.

Impacto [ editar ]

Se ha observado que las ondas de inagraviedad generadas a lo largo de la costa del Pacífico de América del Norte se propagan de forma transoceánica a la Antártida y allí afectan a la plataforma de hielo de Ross . Sus frecuencias se juntan más estrechamente con las frecuencias naturales de la plataforma de hielo y producen un movimiento de la plataforma de hielo de mayor amplitud que el oleaje oceánico normal de las ondas de gravedad. Además, no están amortiguados por el hielo marino como lo es el oleaje oceánico normal. Como resultado, flexionan las plataformas de hielo flotantes, como la plataforma de hielo de Ross; esta flexión contribuye significativamente a la ruptura en la plataforma de hielo.

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Ondas internas (marcadas con flechas), causadas por el flujo de las mareas a través del Estrecho de Gibraltar y visibles por la rugosidad de la superficie del mar, realzan la luz solar en retrodispersión

Las ondas internas son ondas de gravedad que oscilan dentro de un medio fluido, en lugar de en su superficie. ^[1] Para que exista, el fluido debe estar estratificado : la densidad debe disminuir de forma continua o discontinua con la profundidad / altura debido a los cambios, por ejemplo, en la temperatura y / o la salinidad. Si la densidad cambia en una pequeña distancia vertical (como en el caso de la termoclina en lagos y océanos o una inversión atmosférica), las ondas se propagan horizontalmente como las ondas superficiales, pero lo hacen a velocidades más lentas según lo determinado por la diferencia de densidad del fluido por debajo y por encima de la interfaz. Si la densidad cambia continuamente, las ondas pueden propagarse vertical y horizontalmente a través del fluido.

Las ondas internas, también llamadas ondas de gravedad internas, tienen muchos otros nombres que dependen de la estratificación del fluido, el mecanismo de generación, la amplitud y la influencia de las fuerzas externas. Si se propagan horizontalmente a lo largo de una interfaz donde la densidad disminuye rápidamente con la altura, se denominan específicamente ondas interfaciales (internas). Si las ondas interfaciales son de gran amplitud, se llaman ondas solitarias internas o solitones internos . Si se mueven verticalmente a través de la atmósfera, donde los cambios sustanciales en la densidad del aire influyen en su dinámica, se denominan ondas anelásticas (internas). Si se generan por el flujo sobre la topografía, se llaman ondas de Lee u ondas de montaña. Si las olas de la montaña se rompen, pueden provocar fuertes vientos cálidos en el suelo, conocidos como vientos Chinook (en América del Norte) o vientos Foehn (en Europa). Si se generan en el océano por el flujo de las mareas sobre las crestas submarinas o la plataforma continental, se llaman mareas internas. Si evolucionan lentamente en comparación con la frecuencia de rotación de la Tierra, de modo que su dinámica se ve influenciada por el efecto Coriolis , se denominan ondas de inercia gravitatoria o, simplemente, ondas inerciales . Las ondas internas generalmente se distinguen de las ondas de Rossby , que están influenciadas por el cambio de la frecuencia de Coriolis con la latitud.

Visualización de ondas internas [ editar ]

Una onda interna puede observarse fácilmente en la cocina inclinando lentamente hacia atrás y hacia adelante una botella de aderezo para ensaladas: las ondas existen en la interfaz entre el aceite y el vinagre.

Ondas internas atmosféricas pueden ser visualizados por nubes de onda : en la ola crestas de aire se eleva y se enfría en la presión relativamente más baja, lo que puede causar condensación de vapor de agua cuando la humedad relativa es cercana al 100%. Las nubes que revelan las ondas internas lanzadas por el flujo sobre las colinas se llaman nubes lenticulares debido a su apariencia de lente. Menos dramáticamente, un tren de ondas internas se puede visualizar mediante patrones de nubes onduladas que se describen como cielo en espiga o cielo de caballa . La salida de aire frío de una tormenta eléctrica puede lanzar ondas solitarias internas de gran amplitud en una inversión atmosférica . En el norte de Australia, estos resultan en nubes de Morning Glory., utilizado por algunos temerarios para deslizarse como un surfista en una ola oceánica. Los satélites sobre Australia y otros lugares revelan que estas olas pueden abarcar muchos cientos de kilómetros.

Las ondulaciones de la termoclina oceánica se pueden visualizar por satélite porque las ondas aumentan la rugosidad de la superficie donde converge el flujo horizontal, y esto aumenta la dispersión de la luz solar (como en la imagen en la parte superior de esta página que muestra las ondas generadas por el flujo de marea a través del Estrecho de Gibraltar ).

Flotabilidad, gravedad reducida y frecuencia de flotabilidad [ editar ]

Según el principio de Arquímedes , el peso de un objeto sumergido se reduce por el peso del líquido que desplaza. Esto vale para una parcela fluida de densidad$${\ displaystyle \ rho} Rodeado por un fluido ambiental de densidad. $${\ displaystyle \ rho _ {0}}. Su peso por unidad de volumen es.$${\ displaystyle g (\ rho - \ rho _ {0})}, en el cual $${\ displaystyle g}Es la aceleración de la gravedad. Dividiendo por una densidad característica,$${\ displaystyle \ rho _ {00}}, da la definición de la gravedad reducida:

$${\ displaystyle g ^ {\ prime} \ equiv g {\ frac {\ rho - \ rho _ {0}} {\ rho _ {00}}}}

Si {\ displaystyle \ rho> \ rho _ {0}}, $${\ displaystyle g ^ {\ prime}} Es positivo, aunque en general es mucho más pequeño que $${\ displaystyle g}. Debido a que el agua es mucho más densa que el aire, el desplazamiento del agua por el aire desde una onda de gravedad superficial siente casi toda la fuerza de la gravedad$${\ displaystyle g ^ {\ prime} \ sim g}). El desplazamiento de la termoclina de un lago, que separa la superficie más cálida de las aguas más frías y profundas, siente la fuerza de flotación expresada a través de la gravedad reducida. Por ejemplo, la diferencia de densidad entre el agua con hielo y el agua a temperatura ambiente es 0.002 la densidad característica del agua. Entonces la gravedad reducida es 0.2% la de la gravedad. Es por esta razón que las ondas internas se mueven en cámara lenta en relación con las ondas de superficie.

Mientras que la gravedad reducida es la variable clave que describe la flotabilidad de las ondas internas interfaciales, se utiliza una cantidad diferente para describir la flotabilidad en un fluido continuamente estratificado cuya densidad varía con la altura como $${\ displaystyle \ rho _ {0} (z)}. Supongamos que una columna de agua está en equilibrio hidrostático y una pequeña porción de fluido con densidad$${\ displaystyle \ rho _ {0} (z_ {0})} Es desplazado verticalmente por una pequeña distancia. $${\ displaystyle \ Delta z}. La fuerza de recuperación flotante da como resultado una aceleración vertical, dada por ^[2] [3]

$${\ displaystyle {\ frac {d ^ {2} \ Delta z} {dt ^ {2}}} = - g ^ {\ prime} = - g (\ rho _ {0} (z_ {0}) - \ rho _ {0} (z_ {0} + \ Delta z)) / \ rho _ {0} (z_ {0}) \ simeq -g \ left (- {\ frac {d \ rho _ {0}} { dz}} \ Delta z \ right) / \ rho _ {0} (z_ {0})}

Esta es la ecuación de resorte cuya solución predice el desplazamiento vertical oscilatorio sobre $${\ displaystyle z_ {0}}a tiempo con frecuencia dada por la frecuencia de flotabilidad :

$${\ displaystyle N = \ left (- {\ frac {g} {\ rho _ {0}}} {\ frac {d \ rho _ {0}} {dz}} \ right) ^ {1/2}. }

El argumento anterior se puede generalizar para predecir la frecuencia, $${\ displaystyle \ omega}, de una parcela fluida que oscila a lo largo de una línea en ángulo $${\ displaystyle \ Theta} a la vertical:

$${\ displaystyle \ omega = N \ cos \ Theta}.

Esta es una forma de escribir la relación de dispersión para ondas internas cuyas líneas de fase constante se encuentran en un ángulo $${\ displaystyle \ Theta}a la vertical. En particular, esto muestra que la frecuencia de flotabilidad es un límite superior de las frecuencias de onda internas permitidas.

Modelado matemático de ondas internas [ editar ]

La teoría de las ondas internas difiere en la descripción de las ondas interfaciales y las ondas internas que se propagan verticalmente. Estos se tratan por separado a continuación.

Ondas interfaciales [ editar ]

En el caso más simple, uno considera un fluido de dos capas en el que una placa de fluido con densidad uniforme $${\ displaystyle \ rho _ {1}} Se superpone a una placa de fluido con densidad uniforme. $${\ displaystyle \ rho _ {2}}. Arbitrariamente, la interfaz entre las dos capas se considera que está situada en$${\ displaystyle z = 0.}Se supone que el fluido en las capas superior e inferior es irrotacional . Así que la velocidad en cada capa está dada por el gradiente de un potencial de velocidad ,$${\ displaystyle {{\ vec {u}} = \ nabla \ phi,}}y el potencial en sí mismo satisface la ecuación de Laplace :

$${\ displaystyle \ nabla ^ {2} \ phi = 0.}

Suponiendo que el dominio es ilimitado y bidimensional (en el $${\ displaystyle xz}plano), y asumiendo que la onda es periódica en$${\ displaystyle x}con wavenumber {\ displaystyle k> 0,} Las ecuaciones en cada capa se reducen a una ecuación diferencial ordinaria de segundo orden en $${\ displaystyle z}. Insistiendo en soluciones limitadas, el potencial de velocidad en cada capa es

$${\ displaystyle \ phi _ {1} (x, z, t) = Ae ^ {- kz} \ cos (kx- \ omega t)}

y

$${\ displaystyle \ phi _ {2} (x, z, t) = Ae ^ {kz} \ cos (kx- \ omega t),}

con $${\ displaystyle A}la amplitud de la onda y$${\ displaystyle \ omega}Su frecuencia angular . Al derivar esta estructura, se han utilizado condiciones de coincidencia en la interfaz que requieren continuidad de masa y presión. Estas condiciones también dan la relación de dispersión : ^[4]

$${\ displaystyle \ omega ^ {2} = g ^ {\ prime} k}

en el que la gravedad reducida $${\ displaystyle g ^ {\ prime}} se basa en la diferencia de densidad entre las capas superior e inferior:

$${\ displaystyle g ^ {\ prime} = {\ frac {\ rho _ {2} - \ rho _ {1}} {\ rho _ {2} + \ rho _ {1}}} \, g,}

con $${\ displaystyle g}La gravedad de la tierra . Tenga en cuenta que la relación de dispersión es la misma que la de las ondas superficiales de aguas profundas al establecer$${\ displaystyle g ^ {\ prime} = g.}

Ondas internas en fluido uniformemente estratificado [ editar ]

La estructura y la relación de dispersión de las ondas internas en un fluido uniformemente estratificado se encuentran a través de la solución de la conservación linealizada de las ecuaciones de masa, momento y energía interna, asumiendo que el fluido es incompresible y la densidad de fondo varía en una pequeña cantidad (la aproximación de Boussinesq ) . Suponiendo que las ondas son bidimensionales en el plano xz, las ecuaciones respectivas son

$${\ displaystyle \ parcial _ {x} u + \ parcial _ {z} w = 0}

$${\ displaystyle \ rho _ {00} \ partial _ {t} u = - \ partial _ {x} p}

$${\ displaystyle \ rho _ {00} \ partial _ {t} w = - \ partial _ {z} p- \ rho g}

$${\ displaystyle \ parcial _ {t} \ rho = -wd \ rho _ {0} / dz}

en el cual $${\ displaystyle \ rho} es la densidad de la perturbacion, $${\ displaystyle p} es la presion, y $${\ displaystyle (u, w)}es la velocidad La densidad ambiental cambia linealmente con la altura dada por$${\ displaystyle \ rho _ {0} (z)} y $${\ displaystyle \ rho _ {00}}, una constante, es la densidad ambiental característica.

Resolver las cuatro ecuaciones en cuatro incógnitas para una onda de la forma $${\ displaystyle \ exp [i (kx + mz- \ omega t)]} da la relacion de dispersion

$${\ displaystyle \ omega ^ {2} = N ^ {2} {\ frac {k ^ {2}} {k ^ {2} + m ^ {2}}} = N ^ {2} \ cos ^ {2 } \ Theta}

en el cual $${\ displaystyle N}es la frecuencia de flotabilidad y$${\ displaystyle \ Theta = \ tan ^ {- 1} (m / k)} es el ángulo del vector de número de onda con respecto a la horizontal, que también es el ángulo formado por líneas de fase constante con respecto a la vertical.

La velocidad de fase y la velocidad de grupo encontradas a partir de la relación de dispersión predicen la propiedad inusual de que son perpendiculares y que las componentes verticales de las velocidades de fase y grupo tienen un signo opuesto: si un paquete de ondas se mueve hacia la derecha, las crestas se mueven hacia abajo a la derecha .

Ondas internas en el océano [ editar ]

La onda interna entrena alrededor de Trinidad, como se ve desde el espacio.

La mayoría de la gente piensa que las olas son un fenómeno de la superficie, que actúa entre el agua (como en los lagos u océanos) y el aire. Donde el agua de baja densidad se superpone al agua de alta densidad en el océano , las ondas internas se propagan a lo largo del límite. Son especialmente comunes en las regiones de la plataforma continental de los océanos del mundo y donde el agua salobre se superpone al agua salada en la salida de los ríos grandes. Por lo general, hay poca expresión en la superficie de las ondas, aparte de las bandas resbaladizas que pueden formarse sobre el canal de las ondas.

Las ondas internas son la fuente de un fenómeno curioso llamado agua muerta , que fue reportado por primera vez en 1893 por el oceanógrafo noruego Fridtjof Nansen , en el cual un barco puede experimentar una fuerte resistencia al movimiento hacia adelante en condiciones aparentemente tranquilas. Esto ocurre cuando el barco navega en una capa de agua relativamente fresca cuya profundidad es comparable al calado del barco. Esto provoca una estela de ondas internas que disipa una gran cantidad de energía. ^[5]

Propiedades de las ondas internas [ editar ]

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Las ondas internas suelen tener frecuencias mucho más bajas y amplitudes más altas que las ondas de gravedad de la superficie porque las diferencias de densidad (y, por lo tanto, las fuerzas de restauración) dentro de un fluido suelen ser mucho más pequeñas. Las longitudes de onda varían de centímetros a kilómetros con períodos de segundos a horas respectivamente.

La atmósfera y el océano se estratifican continuamente: la densidad potencial generalmente aumenta constantemente hacia abajo. Las ondas internas en un medio continuamente estratificado pueden propagarse tanto vertical como horizontalmente. La relación de dispersión para tales ondas es curiosa: para un paquete deondas internas que se propaga libremente , la dirección de propagación de la energía ( velocidad de grupo ) es perpendicular a la dirección de propagación de las crestas de las olas y los canales ( velocidad de fase ). Una onda interna también puede limitarse a una región finita de altitud o profundidad, como resultado de una estratificación o viento variable . Aquí, la ola se dice que es canalizada oatrapada , y se puede formar una ondavertical vertical , donde el componente vertical de la velocidad de grupo se acerca a cero. Un modo de onda interna canalizada puede propagarse horizontalmente, con vectores de velocidad de fase y de grupo paralelos , análogos a la propagación dentro de una guía de onda .

A grandes escalas, las ondas internas están influenciadas tanto por la rotación de la Tierra como por la estratificación del medio. Las frecuencias de estos movimientos de ondas geofísicas varían desde un límite inferior de la frecuencia de Coriolis ( movimientos inerciales ) hasta la frecuencia de Brunt-Väisälä , o la frecuencia de flotabilidad (oscilaciones de flotabilidad). Por encima de la frecuencia Brunt-Väisälä , puede haber movimientos de ondas internas evanescentes , por ejemplo, los que resultan de la reflexión parcial . Las ondas internas en las frecuencias de marea se producen por el flujo de marea sobre topografía / batimetría, y se conocen como mareas internas . Del mismo modo, las mareas atmosféricas.provienen, por ejemplo, de un calentamiento solar no uniforme asociado con el movimiento diurno .

Transporte terrestre de larvas planctónicas [ editar ]

El transporte de plataforma cruzada, el intercambio de agua entre ambientes costeros y marinos, es de particular interés por su papel en la entrega de larvas meroplanctónicas a poblaciones adultas a menudo dispares de piscinas de larvas compartidas en el mar. ^[6] Se han propuesto varios mecanismos para el estante cruzado de larvas planctónicas por ondas internas. La prevalencia de cada tipo de evento depende de una variedad de factores que incluyen la topografía del fondo, la estratificación del cuerpo de agua y las influencias de las mareas.

Mareas agujeros internos [ editar ]

Al igual que las ondas superficiales, las ondas internas cambian a medida que se acercan a la costa. A medida que la relación entre la amplitud de la onda y la profundidad del agua se vuelve tal que la onda "siente el fondo", el agua en la base de la onda se ralentiza debido a la fricción con el fondo marino. Esto hace que la onda se vuelva asimétrica y la cara de la onda se incline, y finalmente la onda se romperá, propagándose hacia adelante como un agujero interno. ^[7] [8] Las ondas internas a menudo se forman a medida que las mareas pasan sobre un estante. ^[9] La mayor de estas ondas se genera durante las mareas de primavera y las de magnitud suficiente se rompen y avanzan a través de la plataforma como taladros. ^[10] [11]Estos orificios se evidencian por cambios rápidos, escalonados, de temperatura y salinidad con la profundidad, el inicio abrupto de la pendiente ascendente fluye cerca del fondo y los paquetes de ondas internas de alta frecuencia que siguen los frentes de los orificios. ^[12]

La llegada de aguas frías, anteriormente profundas, asociadas con perforaciones internas a aguas cálidas y poco profundas, se corresponde con aumentos drásticos en las concentraciones de fitoplancton y zooplancton y cambios en la abundancia de especies de plankter. ^[13] Además, mientras que tanto las aguas superficiales como las profundas tienden a tener una productividad primaria relativamente baja, las termoclinas a menudo se asocian con una capa máxima de clorofila . Estas capas, a su vez, atraen grandes agregaciones de zooplancton móvil ^[14] que las perforaciones internas posteriormente empujan hacia la costa. Muchos taxones pueden estar casi ausentes en las aguas cálidas de la superficie, pero abundan en estas perforaciones internas. ^[13]

Slicks de superficie [ editar ]

Mientras que las ondas internas de magnitudes más altas a menudo se romperán después de cruzar la plataforma, los trenes más pequeños avanzarán a través de la plataforma sin interrupciones. ^[11] [15] A bajas velocidades del viento, estas ondas internas se evidencian por la formación de grandes manchas superficiales, orientadas paralelas a la topografía inferior, que avanzan hacia la costa con las ondas internas. ^{[16] [17] Las} aguas sobre una onda interna convergen y se hunden en su canal y afloran sobre su cresta. ^[16] Las zonas de convergencia asociadas con las depresiones internas de las olas a menudo acumulan aceites y restos flotantesque ocasionalmente avanzan hacia la costa con los slicks. ^[18] [19]Estas balsas de restos flotantes también pueden albergar altas concentraciones de larvas de invertebrados y pescar un orden de magnitud más alto que las aguas circundantes. ^[19]

Descensos predecibles [ editar ]

Las termoclinas a menudo se asocian con las capas máximas de clorofila. ^[14] Las ondas internas representan oscilaciones de estas termoclinas y, por lo tanto, tienen el potencial de transferir estas aguas ricas en fitoplancton hacia abajo, acoplando sistemas bentónicos y pelágicos . ^[20] [21] Las áreas afectadas por estos eventos muestran mayores tasas de crecimiento de ascidianos y briozoos que se alimentan con suspensión , probablemente debido a la afluencia periódica de altas concentraciones de fitoplancton. ^[22] La depresión periódica de la termoclina y el declive asociado también pueden desempeñar un papel importante en el transporte vertical de las larvas planctónicas.

Núcleos atrapados [ editar ]

Las grandes olas internas empinadas que contienen núcleos atrapados que oscilan hacia atrás también pueden transportar paquetes de agua hacia la costa. ^[23] Estas ondas no lineales con núcleos atrapados se habían observado previamente en el laboratorio ^[24] y se habían predicho teóricamente. ^[25] Estas ondas se propagan en ambientes caracterizados por alto cizallamiento y turbulencia y probablemente derivan su energía de ondas de depresión que interactúan con un fondo de bajada de aguas más arriba. ^[23] Las condiciones favorables para la generación de estas ondas también es probable que suspendan los sedimentos a lo largo del fondo, así como el plancton y los nutrientes que se encuentran a lo largo de los bentos en aguas más profundas.