Capa Limite Oceanica

CAPA LÍMITE OCEÁNICA

INTRODUCCIÓN:

La siguiente investigación engloba conceptos de cómo y por qué se forma la capa limite oceánica (C.L.O), el primero que notó la desviación de las corrientes superficiales fue el oceanógrafo noruego FRIDTJOF NANSEN durante una expedición al océano ártico, abordo del fram, donde observó que el desplazamiento de los icebergs no seguía la dirección del viento.En efecto, los icebergs se desplazaban 45º a la derecha. Al regreso de la expedición en 1886, compartió sus conocimientos y observaciones con el oceanógrafo sueco VAGN WALFRID EKMAN quien diez años más tarde publicaría este modelo de circulación llamado espiral de ekman. El espiral de ekman es un modelo teórico que explica el movimiento de las capas de un fluido por la acción del efecto decoriolis.Estas desviaciones las provoca la (C.L.O) en la cuales los efectos de fricción sumados a la acción de los vientos producen esta desviación de los rumbos originales asi mismo veremos la importancia de la (C.L.O) en los afloramientos costeros, en el clima, etc.…

CONCEPTOS TEORICOS:

CAPA LIMITE DE EKMAN

En esta sección consideramos vientos constantes soplando sobre el océano. Eneste caso los vientos crean un capa límite oceánica relativamente angosta donde el océano se comporta en forma diferente del resto de la columna de agua. Para estudiar este comportamiento es necesario incluir la fricción. La capa de Ekman fue propuesta por Walfrid Ekman en su tesis doctoral de 1902.

En el análisis de escala de las ecuaciones de movimiento se definió el número de
Ekmanque comprara la disipación turbulenta vertical con respecto a la aceleración de
Coriolis.

En el océano el número de Ekman tiene valores muy pequeños, del orden de 10-4, indicando que la fricción vertical juega un papel muy limitado en la dinámica oceánica y por lo tanto puede despreciarse. Esto es perfectamente válido lejos de las fronteras y da lugar al balance geostrófico en elinterior del océano. No obstante, cerca de las fronteras no es posible despreciar la disipación vertical. Entonces, es posible considerar que existen dos regímenes en el fluido: lejos de las fronteras, en el interior del océano se puede despreciar la disipación, mientras que cerca de los bordes, en las capas límites, es necesario considerar la fricción de tal forma queésta asegura que la velocidad del fluido es nula contra

un continente o fondo (o proporcional al esfuerzo de los vientos en superficie).

El espesor de la capa límite de Ekman es tal que el numero de Ekman es de orden 1 en esa distancia. O sea

Usando νE=10-2 m2/s y Ω=10-4 1/s, que son valores típicos del océano.

En ausencia de rotación la fricción crea una capalimite sin escala vertical asociada (considerar Ω=0 en la ecuación anterior). Por lo tanto la existencia de la rotación limita el efecto de la frontera sobre el comportamiento del fluido a una capa muy angosta comparada con la altura de la columna. Veremos a continuación que la rotación cambia además la dirección de las corrientes en la dirección vertical.

Capa límite deEkman en la superficie oceánica

Consideremos el caso de la figura 6.5 donde el esfuerzo de los vientos
(Constante) genera una capa limite oceánica superficial.

El océano se considera homogéneo, en condiciones estacionarias y con flujo geostrófico en el interior (lejos de la frontera).

FIGURA 1. – Esquema de corrientes forzadas por el esfuerzo de los vientoEn ausencia de gradientes horizontales (flujo uniforme en el interior) y estacionario como es el caso ya que consideramos flujo geostrófico en el interior, por la ecuación de continuidad vale que  w0 , o sea que w=0 cerca de la
 z
Frontera.

Entonces, las ecuaciones de movimiento son:

Las condiciones de borde son

Debido a la ecuación de momento en la...