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Articulo de referencia

Ola de viento

Un hombre de pie junto a grandes olas del océano en Porto Covo, Portugal Vídeo de las grandes olas provocadas por el huracán Marie a lo largo de la costa de Newport Beach , Cali...

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Un hombre de pie junto a grandes olas del océano en Porto Covo, Portugal
Vídeo de las grandes olas provocadas por el huracán Marie a lo largo de la costa de Newport Beach , California.

En dinámica de fluidos , una ola de viento , o ola de agua generada por el viento , es una ola superficial que se produce en la superficie libre de cuerpos de agua como resultado del viento que sopla sobre la superficie del agua. La distancia de contacto en la dirección del viento se conoce como fetch . Las olas en los océanos pueden viajar miles de kilómetros antes de llegar a tierra. Las olas de viento en la Tierra varían en tamaño desde pequeñas ondulaciones hasta olas de más de 30 m (100 pies) de altura, estando limitadas por la velocidad del viento, la duración, el fetch y la profundidad del agua. [ 1 ]  

Cuando se genera y afecta directamente por el viento local, un sistema de olas de viento se llama mar de viento . Las olas de viento viajan en una ruta de círculo máximo después de generarse  , curvándose ligeramente a la izquierda en el hemisferio sur y ligeramente a la derecha en el hemisferio norte. Después de salir del área de fetch y dejar de ser afectadas por el viento local, las olas de viento se llaman marejadas y pueden viajar miles de kilómetros. Un ejemplo notable de esto son las olas generadas al sur de Tasmania durante vientos fuertes que viajan a través del Pacífico hasta el sur de California, produciendo condiciones deseables para surfear. [ 2 ] Las olas de viento en el océano también se llaman olas superficiales del océano y son principalmente olas de gravedad , donde la gravedad es la principal fuerza de equilibrio.

Las olas generadas por el viento presentan cierto grado de aleatoriedad : las olas sucesivas difieren en altura, duración y forma, con una predictibilidad limitada. Pueden describirse como un proceso estocástico , en combinación con la física que rige su generación, crecimiento, propagación y disipación  , así como la interdependencia entre magnitudes del flujo como los movimientos de la superficie del agua , las velocidades del flujo y la presión del agua. Las estadísticas clave de las olas generadas por el viento (tanto mares como oleajes) en estados del mar cambiantes pueden predecirse con modelos de olas generadas por el viento .

Aunque las olas generalmente se consideran en los mares de agua de la Tierra, los mares de hidrocarburos de Titán también pueden tener olas impulsadas por el viento. [ 3 ] [ 4 ] [ 5 ] Las olas en cuerpos de agua también pueden ser generadas por otras causas, tanto en la superficie como bajo el agua (como embarcaciones , animales , cascadas , deslizamientos de tierra , terremotos , burbujas y eventos de impacto ).

Formación

Aspectos de una ola de agua
Formación de ondas
Movimiento de partículas de agua en una ola de aguas profundas
Las fases de una ola superficial oceánica: 1. Cresta, donde las masas de agua de la capa superficial se mueven horizontalmente en la misma dirección que el frente de onda que se propaga. 2. Onda descendente. 3. Valle, donde las masas de agua de la capa superficial se mueven horizontalmente en la dirección opuesta a la del frente de onda. 4. Onda ascendente.
El buque Delaware II de la NOAA en condiciones meteorológicas adversas en Georges Bank.

La gran mayoría de las grandes olas que se ven en una playa son resultado de vientos lejanos. Cinco factores influyen en la formación de las estructuras de flujo en las olas de viento: [ 6 ]

  1. Velocidad o fuerza del viento en relación con la velocidad de las olas  : el viento debe moverse más rápido que la cresta de la ola para que se produzca una transferencia de energía a la misma.
  2. La distancia ininterrumpida de agua abierta sobre la que sopla el viento sin cambios significativos de dirección (llamada fetch ).
  3. Ancho del área afectada por el alcance (en ángulo recto con respecto a la distancia)
  4. Duración del viento  : el tiempo durante el cual el viento ha soplado sobre el agua.
  5. Profundidad del agua

Todos estos factores actúan conjuntamente para determinar el tamaño de las olas y la estructura del flujo dentro de ellas.

Las principales dimensiones asociadas a la propagación de ondas son:

Un mar completamente desarrollado presenta el tamaño máximo de ola teóricamente posible para un viento de fuerza, duración y alcance específicos. Una mayor exposición a ese viento específico solo podría causar una disipación de energía debido a la ruptura de las crestas de las olas y la formación de crestas blancas. Las olas en un área determinada suelen tener un rango de alturas. Para los informes meteorológicos y el análisis científico de las estadísticas de oleaje, su altura característica durante un período de tiempo se suele expresar como altura significativa de ola . Esta cifra representa la altura promedio del tercio más alto de las olas en un período de tiempo determinado (generalmente elegido en el rango de 20 minutos a doce horas), o en un sistema de olas o tormenta específico. La altura significativa de ola es también el valor que un "observador entrenado" (por ejemplo, de la tripulación de un barco) estimaría a partir de la observación visual del estado del mar. Dada la variabilidad de la altura de las olas, es probable que las olas individuales más grandes sean algo menores que el doble de la altura significativa de ola reportada para un día o tormenta en particular. [ 7 ]

La formación de olas en una superficie de agua inicialmente plana por el viento se inicia mediante una distribución aleatoria de la presión normal del flujo de viento turbulento sobre el agua. Esta fluctuación de presión produce tensiones normales y tangenciales en la superficie del agua, lo que genera olas. Generalmente se asume para fines de análisis teórico que: [ 8 ]

  1. El agua está inicialmente en reposo.
  2. El agua no es viscosa.
  3. El agua es irrotacional .
  4. Existe una distribución aleatoria de la presión normal sobre la superficie del agua debido al viento turbulento.
  5. Se omiten las correlaciones entre los movimientos del aire y del agua.

El segundo mecanismo implica fuerzas de cizallamiento del viento sobre la superficie del agua. En 1957, John W. Miles propuso un mecanismo de generación de olas superficiales, iniciado por flujos turbulentos de cizallamiento del viento, basado en la ecuación de Orr-Sommerfeld para fluidos no viscosos . Descubrió que la transferencia de energía del viento a la superficie del agua es proporcional a la curvatura del perfil de velocidad del viento en el punto donde la velocidad media del viento es igual a la velocidad de la ola. Dado que el perfil de velocidad del viento es logarítmico con respecto a la superficie del agua, la curvatura tiene signo negativo en este punto. Esta relación muestra cómo el flujo de viento transfiere su energía cinética a la superficie del agua en su interfaz.

Supuestos:

  1. flujo de cizallamiento paralelo bidimensional
  2. agua y viento incompresibles e inviscosos
  3. agua irrotacional
  4. La pendiente del desplazamiento de la superficie del agua es pequeña [ 9 ].

En general, estos mecanismos de formación de olas ocurren simultáneamente en la superficie del agua y, finalmente, producen olas completamente desarrolladas.

Por ejemplo, [ 10 ] si asumimos una superficie marina plana (estado de Beaufort 0) y un flujo de viento repentino sopla de manera constante a través de la superficie marina, el proceso físico de generación de olas sigue la siguiente secuencia:

  1. El viento turbulento genera fluctuaciones de presión aleatorias en la superficie del mar. Estas fluctuaciones producen ondulaciones con longitudes de onda del orden de unos pocos centímetros. ( Mecanismo de Phillips [ 8 ] )
  2. Los vientos siguen actuando sobre la superficie del mar, inicialmente ondulada, provocando que las olas aumenten de tamaño. A medida que las olas crecen, las diferencias de presión se incrementan, lo que aumenta su tasa de crecimiento. Finalmente, la inestabilidad por cizallamiento acelera el crecimiento de las olas de forma exponencial. (Mecanismo de Miles [ 8 ] )
  3. Las interacciones entre las olas en la superficie generan olas más largas [ 11 ] y la interacción transferirá energía de las olas más cortas generadas por el mecanismo de Miles a las olas que tienen frecuencias ligeramente más bajas que la frecuencia en las magnitudes de ola máximas, entonces finalmente las olas serán más rápidas que la velocidad del viento cruzado (Pierson y Moskowitz [ 12 ] ).

Tipos

Surfea sobre un fondo rocoso irregular. Porto Covo , costa oeste de Portugal

Con el tiempo se desarrollan tres tipos diferentes de olas de viento:

  • Ondas capilares , u rizos, dominadas por efectos de tensión superficial.
  • Ondas gravitatorias , dominadas por fuerzas gravitatorias e inerciales.
    • Mares, generados localmente por el viento.
  • Oleaje que se ha desplazado desde el lugar donde fue generado por el viento y se ha dispersado en mayor o menor medida.

Las ondulaciones aparecen en el agua tranquila (es decir, cristalina [ 13 ] ) cuando sopla el viento, pero desaparecen rápidamente si el viento cesa. La fuerza restauradora que permite su propagación es la tensión superficial . Las olas marinas son movimientos a mayor escala, a menudo irregulares, que se forman bajo vientos sostenidos. Estas olas tienden a durar mucho más, incluso después de que el viento haya cesado, y la fuerza restauradora que permite su propagación es la gravedad. A medida que las olas se propagan desde su área de origen, se separan naturalmente en grupos de dirección y longitud de onda comunes. Los conjuntos de olas formados de esta manera se conocen como marejadas. El océano Pacífico tiene 19.800 km (12.300 millas) desde Indonesia hasta la costa de Colombia y, basándose en una longitud de onda promedio de 76,5 m (251 pies) , tendría ~258.824 marejadas en ese ancho.    

A veces se afirma que, de un conjunto de olas, la séptima ola es siempre la más grande; si bien esto no es cierto, las olas en el medio de un conjunto dado tienden a ser más grandes que las anteriores y posteriores. [ 14 ]

Pueden producirse olas gigantes ( también llamadas olas monstruosas, olas asesinas u olas gigantescas) mucho más altas que las demás olas del estado del mar . En el caso de la ola Draupner , su altura de 25 m (82 pies) fue 2,2 veces superior a la altura significativa de las olas . Estas olas se distinguen de las mareas , causadas por la atracción gravitatoria de la Luna y el Sol ; de los tsunamis , provocados por terremotos submarinos o deslizamientos de tierra ; y de las olas generadas por explosiones submarinas o la caída de meteoritos , todas ellas con longitudes de onda mucho mayores que las de las olas de viento.  

Las olas de viento más grandes jamás registradas no son olas gigantes, sino olas estándar en estados extremos del mar. Por ejemplo, se registraron olas de 29,1 m (95 pies) de altura a bordo del RRS Discovery , en un mar con una altura de ola significativa de 18,5 m (61 pies) , por lo que la ola más alta fue solo 1,6 veces la altura de ola significativa. [ 15 ] La más grande registrada por una boya (hasta 2011) fue de 32,3 m (106 pies) de altura durante el tifón Krosa de 2007 cerca de Taiwán. [ 16 ]      

Espectro

Clasificación del espectro de olas oceánicas según el período de la ola [ 17 ]

Las olas oceánicas se pueden clasificar según: la fuerza perturbadora que las crea; la medida en que dicha fuerza continúa influyéndolas después de su formación; la medida en que la fuerza restauradora las debilita o aplana; y su longitud de onda o período. Las olas sísmicas tienen un período de aproximadamente 20 minutos y velocidades de 760 km/h (470 mph) . Las olas de viento (olas de aguas profundas) tienen un período de hasta unos 20 segundos.  

La velocidad de todas las olas oceánicas está controlada por la gravedad, la longitud de onda y la profundidad del agua. La mayoría de las características de las olas oceánicas dependen de la relación entre su longitud de onda y la profundidad del agua. La longitud de onda determina el tamaño de las órbitas de las moléculas de agua dentro de una ola, pero la profundidad del agua determina la forma de las órbitas. Las trayectorias de las moléculas de agua en una ola de viento son circulares solo cuando la ola viaja en aguas profundas. Una ola no puede "sentir" el fondo cuando se mueve a través de agua a una profundidad mayor que la mitad de su longitud de onda, porque la energía de la ola contenida en el movimiento del agua por debajo de esa profundidad es muy baja. Las olas que se mueven a través de agua a una profundidad mayor que la mitad de su longitud de onda se conocen como olas de aguas profundas. Por otro lado, las órbitas de las moléculas de agua en las olas que se mueven a través de aguas poco profundas se aplanan por la proximidad de la superficie del fondo marino. Las olas en aguas con una profundidad menor a 1/20 de su longitud de onda original se conocen como olas de aguas poco profundas. Las olas de transición viajan a través de agua con una profundidad mayor a 1/20 de su longitud de onda original, pero menor a la mitad de su longitud de onda original.

En general, cuanto mayor sea la longitud de onda, más rápido se propagará la energía de la onda a través del agua. La relación entre la longitud de onda, el período y la velocidad de cualquier onda es:

do=L/T{\displaystyle C={L}/{T}}

donde C es la velocidad (celeridad), L es la longitud de onda y T es el período (en segundos). Por lo tanto, la velocidad de la onda se deriva de la dependencia funcional.L(T){\displaystyle L(T)}de la longitud de onda en el período (la relación de dispersión ).

La velocidad de una ola en aguas profundas también puede aproximarse mediante:

do=gramoL/2π{\displaystyle C={\sqrt {{gL}/{2\pi }}}}

donde g es la aceleración debida a la gravedad, 9,8 metros (32 pies) por segundo al cuadrado. Dado que g y π (3,14) son constantes, la ecuación se puede reducir a:

do=1.251L{\displaystyle C=1.251{\sqrt {L}}}

cuando C se mide en metros por segundo y L en metros. En ambas fórmulas, la velocidad de la onda es proporcional a la raíz cuadrada de la longitud de onda.

La velocidad de las olas en aguas poco profundas se describe mediante una ecuación diferente que puede escribirse como:

do=gramod=3.1d{\displaystyle C={\sqrt {gd}}=3.1{\sqrt {d}}}

donde C es la velocidad (en metros por segundo), g es la aceleración debida a la gravedad y d es la profundidad del agua (en metros). El período de una ola permanece invariable independientemente de la profundidad del agua por la que se propaga. Sin embargo, cuando las olas de aguas profundas entran en aguas poco profundas y tocan el fondo, su velocidad disminuye y sus crestas se agrupan, por lo que su longitud de onda se acorta.

Modelos espectrales

El estado del mar se puede describir mediante el espectro de olas del mar o simplemente el espectro de olas.S(ω,Θ){\displaystyle S(\omega ,\Theta )}Está compuesto por un espectro de altura de onda (WHS).S(ω){\displaystyle S(\omega )}y un espectro de dirección de onda (WDS)F(Θ){\displaystyle f(\Theta )}A partir de los espectros de las olas se pueden encontrar muchas propiedades interesantes sobre el estado del mar.

WHS describe la densidad espectral de la varianza de la altura de la ola ("potencia") en función de la frecuencia de la ola , con dimensión{S(ω)}={longitud2⋅tiempo}{\displaystyle \{S(\omega )\}=\{{\text{longitud}}^{2}\cdot {\text{tiempo}}\}}. La relación entre el espectroS(ωj){\displaystyle S(\omega _ {j})}y la amplitud de la ondaAj{\displaystyle A_{j}}para un componente de ondaj{\displaystyle j}es:

12Aj2=S(ωj)Δω{\displaystyle {\frac {1}{2}}A_{j}^{2}=S(\omega _{j})\,\Delta \omega }

A continuación se enumeran algunos modelos de WHS.

S(ω)H1/32T1=0,112π(ωT12π)−5miincógnitapag[−0,44(ωT12π)−4]{\displaystyle {\frac {S(\omega )}{H_{1/3}^{2}T_{1}}}={\frac {0.11}{2\pi }}\left({\frac {\omega T_{1}}{2\pi }}\right)^{-5}\mathrm {exp} \left[-0.44\left({\frac {\omega T_{1}}{2\pi }}\right)^{-4}\right]}
S(ω)=155H1/32T14ω5miincógnitapag(−944T14ω4)(3.3)Y,{\displaystyle S(\omega )=155{\frac {H_{1/3}^{2}}{T_{1}^{4}\omega ^{5}}}\mathrm {exp} \left({\frac {-944}{T_{1}^{4}\omega ^{4}}}\right)(3.3)^{Y},}
dónde
Y=exp⁡[−(0,191ωT1−121/2σ)2]{\displaystyle Y=\exp \left[-\left({\frac {0.191\omega T_{1}-1}{2^{1/2}\sigma }}\right)^{2}\right]}
σ={0,07si ω≤5.24/T1,0,09si ω>5.24/T1.{\displaystyle \sigma ={\begin{cases}0.07&{\text{si }}\omega \leq 5.24/T_{1},\\0.09&{\text{si }}\omega >5.24/T_{1}.\end{cases}}}
(Este último modelo, desde su creación, ha mejorado basándose en el trabajo de Phillips y Kitaigorodskii para modelar mejor el espectro de altura de onda para números de onda altos . [ 22 ] )

En cuanto a WDS, un modelo de ejemplo deF(Θ){\displaystyle f(\Theta )}podría ser:

F(Θ)=2πporque2⁡Θ,−π/2≤Θ≤π/2{\displaystyle f(\Theta )={\frac {2}{\pi }}\cos ^{2}\Theta ,\qquad -\pi /2\leq \Theta \leq \pi /2}

Por lo tanto, el estado del mar está completamente determinado y puede recrearse mediante la siguiente función dondeζ{\displaystyle \zeta }es la elevación de la ola,ϵj{\displaystyle \epsilon _{j}}se distribuye uniformemente entre 0 y2π{\displaystyle 2\pi }, yΘj{\displaystyle \Theta _{j}}se extrae aleatoriamente de la función de distribución direccionalF(Θ):{\displaystyle {\sqrt {f(\Theta )}}:}[ 23 ]

ζ=∑j=1norte2S(ωj)Δωjpecado⁡(ωjt−kjincógnitaporque⁡Θj−kjypecado⁡Θj+ϵj).{\displaystyle \zeta =\sum _{j=1}^{N}{\sqrt {2S(\omega _{j})\Delta \omega _{j}}}\;\sin(\omega _{j}t-k_{j}x\cos \Theta _{j}-k_{j}y\sin \Theta _{j}+\epsilon _{j}).}

Bajamar y refracción

Las olas crean marcas onduladas en las playas.

A medida que las olas viajan desde aguas profundas a aguas poco profundas, su forma cambia (la altura de la ola aumenta, la velocidad disminuye y la longitud disminuye a medida que las órbitas de las olas se vuelven asimétricas). Este proceso se denomina disminución de la profundidad .

La refracción de las olas es el proceso que ocurre cuando las olas interactúan con el lecho marino, disminuyendo su velocidad de propagación en función de la longitud de onda y el período. A medida que las olas disminuyen su velocidad en aguas poco profundas, las crestas tienden a realinearlas con un ángulo decreciente respecto a las isolíneas de profundidad. Las diferentes profundidades a lo largo de la cresta de una ola provocan que esta se desplace a distintas velocidades de fase , de modo que las partes de la ola en aguas más profundas se mueven más rápido que las de aguas menos profundas . Este proceso continúa mientras la profundidad disminuye y se invierte si vuelve a aumentar, pero la ola que abandona la zona de poca profundidad puede haber cambiado de dirección considerablemente. Los rayos —líneas perpendiculares a las crestas de las olas, entre las cuales se concentra un flujo de energía fijo— convergen en zonas de poca profundidad y bancos de arena. Por lo tanto, la energía de la ola entre los rayos se concentra al converger, lo que resulta en un aumento de la altura de la ola.

Debido a que estos efectos están relacionados con una variación espacial en la velocidad de fase, y dado que la velocidad de fase también cambia con la corriente ambiental —debido al efecto Doppler— , los mismos efectos de refracción y alteración de la altura de las olas también se producen debido a las variaciones de la corriente. En el caso de encontrarse con una corriente adversa, la ola se vuelve más pronunciada , es decir, su altura aumenta mientras que la longitud de onda disminuye, de forma similar al fenómeno de la disminución de la profundidad del agua. [ 24 ]

Rotura

Rotura de grandes olas
Ola oceánica gigante

Algunas olas experimentan un fenómeno llamado "rotura". [ 25 ] Una ola que rompe es aquella cuya base ya no puede sostener su cresta, lo que provoca su colapso. Una ola rompe cuando choca contra aguas poco profundas o cuando dos sistemas de olas se oponen y combinan sus fuerzas. Cuando la pendiente, o relación de inclinación, de una ola es demasiado grande, la rotura es inevitable.

Las olas individuales en aguas profundas rompen cuando la pendiente de la ola —la relación entre la altura de la ola H y la longitud de onda λ— supera aproximadamente 0,17, es decir, para H  >  0,17 λ . En aguas poco profundas, con la profundidad del agua pequeña en comparación con la longitud de onda, las olas individuales rompen cuando su altura de ola H es mayor que 0,8 veces la profundidad del agua h , es decir, H > 0,8 h . [ 26 ] Las olas también pueden romper si el viento se vuelve lo suficientemente fuerte como para arrancar la cresta de la base de la ola.    

En aguas poco profundas, la base de la ola se desacelera debido a la fricción con el lecho marino. Como resultado, las partes superiores se propagan a mayor velocidad que la base, y la cara frontal de la cresta se vuelve más pronunciada, mientras que la cara posterior se aplana. Este efecto puede acentuarse hasta el punto de que la cara frontal forma un perfil de barril, con la cresta cayendo hacia adelante y hacia abajo al extenderse sobre el aire delante de la ola.

Los surfistas o los socorristas identifican tres tipos principales de olas rompientes . Sus diferentes características las hacen más o menos aptas para el surf y presentan distintos peligros.

  1. Las olas que rompen en la orilla son las más seguras para surfear. Se encuentran en la mayoría de las zonas con costas relativamente planas y constituyen el tipo de rompiente más común. La desaceleración de la base de la ola es gradual y la velocidad de la parte superior no varía mucho con la altura. La ruptura se produce principalmente cuando la pendiente supera el límite de estabilidad.
  2. Olas de caída o derrumbe: rompen repentinamente y pueden arrojar a los nadadores al fondo con gran fuerza. Son las olas preferidas por los surfistas experimentados. Los fuertes vientos mar adentro y los largos periodos de oleaje pueden provocarlas. Suelen encontrarse en zonas con desniveles repentinos en el lecho marino, como arrecifes o bancos de arena. La desaceleración de la base de la ola es suficiente para causar una aceleración ascendente y un exceso significativo de velocidad hacia adelante en la parte superior de la cresta. El pico se eleva y supera a la cara frontal, formando un "tubo" o "barril" al colapsar.
  3. Olas de remolino: es posible que nunca rompan al acercarse a la orilla, ya que el agua debajo de ellas es muy profunda. Suelen formarse en costas escarpadas. Estas olas pueden derribar a los nadadores y arrastrarlos hacia aguas más profundas.

Cuando la línea de costa es casi vertical, las olas no rompen, sino que se reflejan. La mayor parte de la energía se conserva en la ola al regresar hacia el mar. Los patrones de interferencia se producen por la superposición de las olas incidentes y reflejadas, y esta superposición puede causar inestabilidad localizada cuando los picos se cruzan, pudiendo estos picos romperse debido a dicha inestabilidad. (Véase también olas clapóticas ).

Física de las ondas

Deriva de Stokes en olas de aguas poco profundas ( Animación )

Las olas de viento son ondas mecánicas que se propagan a lo largo de la interfaz entre el agua y el aire ; la fuerza restauradora la proporciona la gravedad, por lo que a menudo se las denomina ondas de gravedad superficiales . A medida que sopla el viento , la presión y la fricción perturban el equilibrio de la superficie del agua y transfieren energía del aire al agua, formando olas. La formación inicial de olas por el viento se describe en la teoría de Phillips de 1957, y el crecimiento posterior de las olas pequeñas ha sido modelado por Miles , también en 1957. [ 27 ] [ 28 ]

Deriva de Stokes en una ola de aguas más profundas ( Animación )
Fotografía de las órbitas de las partículas de agua bajo una onda de gravedad superficial —progresiva y periódica— en un canal de olas . Las condiciones de la ola son: profundidad media del agua d  = 2,50 pies (0,76 m) , altura de la ola H = 0,339 pies (0,103 m) , longitud de onda λ = 6,42 pies (1,96 m) , período T = 1,12 s. [ 29 ]              

En las ondas planas lineales de una longitud de onda en aguas profundas, las partículas cercanas a la superficie no se mueven simplemente hacia arriba y hacia abajo, sino en órbitas circulares: hacia adelante arriba y hacia atrás abajo (en comparación con la dirección de propagación de la onda). Como resultado, la superficie del agua no forma una onda sinusoidal exacta , sino más bien una trocoide con las curvas más pronunciadas hacia arriba, tal como se modela en la teoría de ondas trocoidales . Por lo tanto, las olas de viento son una combinación de ondas transversales y longitudinales .

Cuando las ondas se propagan en aguas poco profundas (donde la profundidad es menor que la mitad de la longitud de onda), las trayectorias de las partículas se comprimen en elipses . [ 30 ] [ 31 ]

En realidad, para valores finitos de la amplitud de la onda (altura), las trayectorias de las partículas no forman órbitas cerradas; más bien, después del paso de cada cresta, las partículas se desplazan ligeramente de sus posiciones anteriores, un fenómeno conocido como deriva de Stokes . [ 32 ] [ 33 ]

A medida que aumenta la profundidad por debajo de la superficie libre, el radio del movimiento circular disminuye. A una profundidad igual a la mitad de la longitud de onda λ, el movimiento orbital se ha reducido a menos del 5% de su valor en la superficie. La velocidad de fase (también llamada celeridad) de una onda de gravedad superficial se aproxima bien —para el movimiento ondulatorio periódico puro de ondas de pequeña amplitud— mediante

do=gramoλ2πtanh⁡(2πdλ){\displaystyle c={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}\tanh \left({\frac {2\pi d}{\lambda }}\right)}}}

dónde

c = velocidad de fase ;
λ = longitud de onda ;
d = profundidad del agua;
g = aceleración debida a la gravedad en la superficie terrestre .

En aguas profundas, donded≥12λ{\displaystyle d\geq {\frac {1}{2}}\lambda }, entonces2πdλ≥π{\displaystyle {\frac {2\pi d}{\lambda }}\geq \pi }y los enfoques de tangente hiperbólica1{\displaystyle 1}la velocidaddo{\displaystyle c}aproximaciones

doprofundo=gramoλ2π.{\displaystyle c_{\text{profundo}}={\sqrt {\frac {g\lambda }{2\pi }}}.}

En unidades del SI, condoprofundo{\displaystyle c_{\text{profundo}}}en m/s,doprofundo≈1,25λ{\displaystyle c_{\text{profundidad}}\approx 1.25{\sqrt {\lambda }}}, cuandoλ{\displaystyle \lambda }Se mide en metros. Esta expresión nos indica que las olas de diferentes longitudes de onda viajan a velocidades distintas. Las olas más rápidas en una tormenta son las de mayor longitud de onda. Por lo tanto, después de una tormenta, las primeras olas que llegan a la costa son las de mayor longitud de onda.

Para aguas intermedias y poco profundas, son aplicables las ecuaciones de Boussinesq , que combinan la dispersión de frecuencia y los efectos no lineales. En aguas muy poco profundas, se pueden utilizar las ecuaciones para aguas poco profundas .

Si la longitud de onda es muy larga en comparación con la profundidad del agua, la velocidad de fase (tomando el límite de c cuando la longitud de onda tiende a infinito) se puede aproximar mediante

dopoco profundo=límiteλ→∞do=gramod.{\displaystyle c_{\text{superficial}}=\lim _{\lambda \rightarrow \infty }c={\sqrt {gd}}.}

Por otro lado, para longitudes de onda muy cortas, la tensión superficial juega un papel importante y la velocidad de fase de estas ondas gravitatorias-capilares puede (en aguas profundas) aproximarse mediante

dogravedad-capilar=gramoλ2π+2πSρλ{\displaystyle c_{\text{gravedad-capilar}}={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}+{\frac {2\pi S}{\rho \lambda }}}}}

dónde

S = tensión superficial de la interfaz aire-agua;
ρ{\displaystyle \rho }= densidad del agua. [ 34 ]

Cuando se presentan varios trenes de olas, como ocurre siempre en la naturaleza, las olas forman grupos. En aguas profundas, los grupos viajan a una velocidad de grupo que es la mitad de la velocidad de fase . [ 35 ] Siguiendo una sola ola en un grupo, se puede observar cómo aparece en la parte posterior del grupo, crece y finalmente desaparece en la parte frontal.

A medida que la profundidad del aguad{\displaystyle d}A medida que la velocidad disminuye hacia la costa , esto tendrá un efecto: la altura de las olas cambia debido a la reducción de la profundidad y la refracción . A medida que aumenta la altura de las olas, estas pueden volverse inestables cuando la cresta se mueve más rápido que el valle . Esto provoca el oleaje , es decir, la ruptura de las olas.

El movimiento de las olas generadas por el viento puede ser capturado por dispositivos de energía undimotriz . La densidad de energía (por unidad de área) de las olas sinusoidales regulares depende de la densidad del agua.ρ{\displaystyle \rho }aceleración de la gravedadgramo{\displaystyle g}y la altura de las olasH{\displaystyle H}(que, para ondas regulares, es igual al doble de la amplitud ,a{\displaystyle a}):

mi=18ρgramoH2=12ρgramoa2.{\displaystyle E={\frac {1}{8}}\rho gH^{2}={\frac {1}{2}}\rho ga^{2}.}

La velocidad de propagación de esta energía es la velocidad de grupo .

Modelos

La imagen muestra la distribución global de la velocidad del viento y la altura de las olas, observadas por el altímetro radar de doble frecuencia TOPEX/Poseidon de la NASA entre el 3 y el 12 de octubre de 1992. Las observaciones simultáneas de la velocidad del viento y la altura de las olas ayudan a los científicos a predecir el oleaje oceánico. La velocidad del viento se determina por la intensidad de la señal de radar tras rebotar en la superficie del océano y regresar al satélite. Un mar en calma actúa como un buen reflector y devuelve una señal fuerte; un mar agitado tiende a dispersar las señales y devuelve un pulso débil. La altura de las olas se determina por la forma del pulso de radar de retorno. Un mar en calma con olas bajas devuelve un pulso condensado, mientras que un mar agitado con olas altas devuelve un pulso alargado. La comparación de las dos imágenes anteriores muestra una alta correlación entre la velocidad del viento y la altura de las olas. Los vientos más fuertes ( 54,1 km /h ) y las olas más altas se encuentran en el Océano Austral. Los vientos más débiles —representados como áreas de color magenta y azul oscuro— se encuentran generalmente en los océanos tropicales.  

Los surfistas están muy interesados ​​en los pronósticos de olas . Existen numerosos sitios web que ofrecen predicciones sobre la calidad del oleaje para los próximos días y semanas. Los modelos de oleaje basados ​​en el viento se fundamentan en modelos meteorológicos más generales que predicen los vientos y las presiones sobre los océanos, mares y lagos.

Los modelos de oleaje generado por el viento también son fundamentales para analizar el impacto de las propuestas de protección costera y regeneración de playas . En muchas zonas de playa, la información sobre el oleaje es fragmentaria; por lo tanto, estimar el efecto del oleaje generado por el viento es crucial para la gestión de los entornos litorales .

Una ola generada por el viento puede predecirse a partir de dos parámetros: la velocidad del viento a 10 m sobre el nivel del mar y la duración del viento, que debe soplar durante largos periodos de tiempo para considerarse completamente desarrollada. La altura significativa de la ola y la frecuencia pico pueden predecirse entonces para una determinada longitud de recorrido. [ 36 ]

Señales sísmicas

Las olas del océano generan ondas sísmicas que son visibles globalmente en los sismógrafos . [ 37 ] Hay dos componentes principales del microsismo sísmico generado por las olas del océano. [ 38 ] El más fuerte de estos es el microsismo secundario que se crea por las presiones del fondo oceánico generadas por las olas oceánicas interferentes y tiene un espectro que generalmente está entre aproximadamente 6-12 s períodos, o aproximadamente la mitad del período de las olas interferentes responsables. La teoría para la generación de microsismo por ondas estacionarias fue proporcionada por Michael Longuet-Higgins en 1950 después de que en 1941 Pierre Bernard sugiriera esta relación con las ondas estacionarias basándose en observaciones. [ 39 ] [ 40 ] El microsismo primario más débil, también visible globalmente, es generado por las presiones dinámicas del fondo marino de las olas que se propagan sobre regiones menos profundas (menos de varios cientos de metros de profundidad) del océano global. Los microsismos se reportaron por primera vez alrededor de 1900, y los registros sísmicos proporcionan mediciones indirectas a largo plazo de la intensidad de las olas a gran escala estacionales y relacionadas con el clima en los océanos de la Tierra [ 41 ] incluyendo aquellas asociadas con el calentamiento global antropogénico . [ 42 ] [ 43 ] [ 44 ]

Véase también

Referencias

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Representación artística de una ola de agua.

Científico

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Otro

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  • Mapa global actual de los períodos de máxima onda
  • Mapa global actual de alturas de ola significativas
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