Introducción

Introducción

Pese a que los océanos cubren más del 70 % de la superficie terrestre, hay muchos detalles de su funcionamiento que aún no comprendemos cabalmente. Las observaciones oceánicas son escasas y distantes entre si, y solo en contadas ocasiones alcanzan profundidades superiores a unos pocos metros de la superficie. Para comprender y pronosticar mejor el estado de los océanos dependemos de los modelos numéricos. Como los modelos de predicción numérica del tiempo (PNT), con los cuales estamos más familiarizados, los modelos oceánicos combinan las observaciones y la física para pronosticar el estado del océano en cualquier momento y en cualquier lugar de las cuencas oceánicas.

Esta lección ofrece una introducción al modelado oceánico. Dado que esta lección va dirigida principalmente a un público acostumbrado a trabajar con pronósticos meteorológicos, nos referiremos a los modelos de predicción numérica del tiempo (PNT) con frecuencia. Observaremos las similitudes y las diferencias entre los océanos y la atmósfera y los modelos correspondientes. Si usted no está familiarizado con los modelos de PNT, es posible que le resulte útil estudiar estas dos lecciones de COMET antes de comenzar:

Fundamentos de los modelos (https://www.meted.ucar.edu/nwp/model_fundamentals_es/)
Funcionamiento de los modelos de mesoescala (https://www.meted.ucar.edu/mesoprim/models_es/)

Objetivos

1. Explicar las similitudes y diferencias entre modelar los océanos y la atmósfera.
2. Explicar las leyes y los procesos físicos que se deben considerar al desarrollar un modelo oceánico.
3. Explicar cómo las propiedades físicas de los océanos difieren de las de la atmósfera.
4. Explicar los procesos incorporados en los modelos numéricos oceánicos.
5. Explicar la importancia de la resolución y la escala para los modelos oceánicos globales, regionales y locales.
6. Describir un modelo numérico y cómo se puede usar como herramienta de predicción.
7. Explicar las contribuciones de las observaciones en tiempo real y la climatología a los modelos oceánicos.

¿Qué es un modelo?

Para producir un pronóstico exacto de los procesos oceánicos es preciso considerar con cuidado muchas fuentes de datos, incluidos los que generan los modelos oceánicos. Este diagrama de flujo muestra el papel que desempeñan los distintos componentes de un modelo oceánico en el proceso de pronóstico.

Estas descripciones del rol de los distintos componentes en el modelado oceánico y el proceso de pronóstico siguen la secuencia del diagrama de flujo desde abajo hacia arriba.

Datos: Se recopilan datos para describir el estado inicial del océano. Los datos provienen de observaciones satelitales, estaciones costeras, boyas fijas y de deriva, buques y planeadores oceánicos. Los datos incluyen temperatura, salinidad, elevación de superficie, corrientes, altura y dirección de las olas, color del océano, etc.

Control de calidad y análisis: Se emplea una serie de verificaciones y pruebas para asegurar la viabilidad de la información introducida en el modelo de pronóstico.

Recursos de cómputo: La capacidad y velocidad de los recursos de cómputo disponibles para ejecutar un modelo de pronóstico determinan la complejidad y la resolución de los componentes del modelo. Esto significa que los recursos de cómputo pueden representar un factor limitante considerable para los modelos oceánicos.

Valores numéricos: De forma similar a lo que ocurre con los modelos atmosféricos, los modelos oceánicos emplean una formulación matemática específica para resolver un conjunto de ecuaciones empleadas para generar un pronóstico. Los valores numéricos del modelo incluyen la forma de representar los datos, la resolución del modelo, los dominios computacionales, el sistema de coordenadas elegido y las técnicas de solución.

Asimilación: Un sistema de asimilación es un procedimiento complejo en el cual las observaciones se someten a un análisis estadístico y se fusionan con pronósticos a corto plazo del ciclo de ejecución anterior de un modelo para producir las condiciones iniciales necesarias para comenzar el próximo ciclo de ejecución.

Dinámica: En el modelado oceánico, los procesos dinámicos implican el movimiento del agua o las corrientes. Estos procesos se describen por medio de un conjunto de ecuaciones de momento horizontal y vertical, conservación de masa y termodinámica en el modelo de pronóstico que suelen denominarse ecuaciones primitivas.

Física: En el modelado oceánico, los procesos físicos comprenden:

1. Los procesos que implican intercambios de energía, masa y momento entre el océano y fuentes externas (por ejemplo: radiación, precipitación, evaporación, escorrentía fluvial, energía cinética que crea olas y corrientes, etc.)
2. El movimiento o dinámica de los océanos incluye los procesos de advección horizontal, convección vertical y mezcla tridimensional a escalas que van desde molecular hasta cuenca oceánica.
3. Ciertos procesos que operan a escalas más pequeñas que la resolución del modelo, pero que ejercen un efecto acumulativo percibido en las escalas resolubles. Tratamos sus efectos mediante la parametrización, que se describe más adelante.

Postprocesamiento: La salida en formato «nativo» del modelo se transforma en formatos y productos que se pueden usar para generar un pronóstico. Las variables del modelo se pueden volver a interpolar horizontal y verticalmente para que coincidan con las mallas de salida o los contornos trazados para indicar los niveles estándar.

Observaciones: Se necesitan observaciones de todo tipo (1) para realizar la asimilación con el fin de proporcionar condiciones iniciales precisas y (2) evaluar la precisión del análisis o pronóstico del modelo.

Comprensión de los principios oceanográficos: Es necesario comprender cabalmente los principios básicos de la oceanografía física para poder usar de forma inteligente la guía del modelo, por ejemplo, para poder identificar cuándo la salida del modelo no es acertada o coherente desde el punto de vista oceanográfico.

Proceso de pronóstico: En el proceso de pronóstico combinamos la salida del modelo y las observaciones en tiempo real con nuestra comprensión de la oceanografía física para generar un pronóstico para nuestra área de responsabilidad.

Verificación: Utilizamos los datos de verificación del modelo para identificar la habilidad y las incertidumbres del modelo. Esto contribuye a identificar las deficiencias, con el fin de mejorar los componentes del modelo de pronóstico.

Pronóstico: Es el producto final para generar el cual se han desarrollado los modelos oceánicos. El formato, las variables oceanográficas, el período de pronóstico y su frecuencia dependen de las necesidades de los clientes.

Comparación del océano y la atmósfera

Introducción

Tanto el agua como el aire son fluidos. Como en la naturaleza están sujetos a los mismos tipos de fuerzas y procesos físicos, a menudo actúan de formas similares. Esta animación del desarrollo de una nube lenticular (arriba) revela que pueden formarse ondas estacionarias en la atmósfera, de forma parecida a las ondas estacionarias que se forman en los ríos (abajo).

Cabe preguntarse, entonces, por qué los modelos oceánicos deben ser diferentes de los modelos atmosféricos. Muchas de las diferencias son producto de las propiedades del agua de mar y del aire. Otras se deben a las estructuras horizontales y verticales del océano y de la atmósfera. En esta sección examinaremos algunas de las diferencias que causan las variaciones entre los modelos atmosféricos y oceánicos.

Diferencia entre líquido y gas

La diferencia fundamental entre el aire y agua de mar es que el aire es un gas comprimible mientras que el agua de mar es un líquido que prácticamente no se puede comprimir.

Como muestra la animación, si doblamos la presión a la que está sometida una parcela de aire, su volumen se reduce a la mitad a la vez que su densidad aumenta al doble. Sin embargo, al someter una parcela de agua de mar al doble de presión, el volumen y la densidad permanecen casi sin cambiar. Debido a esta relación, es necesario aplicar una ecuación de estado fundamentalmente distinta para describir el comportamiento del agua de mar. No podemos aplicar la conocida ley del gas ideal, porque los cambios de densidad en el océano son el producto de relaciones complejas y no lineales entre la temperatura, la salinidad y la presión.

Para algunas aplicaciones, damos por sentado que el océano no se puede comprimir, pero esto no es siempre posible. Por ejemplo, la velocidad del sonido, un factor importante en la guerra antisubmarina, aumenta con la profundidad en el océano y la presión.

Salinidad y humedad

De forma análoga a la existencia de la «impureza» del vapor de agua o humedad en el aire, el agua de mar contiene agentes químicos disueltos que se conocen colectivamente como salinidad y se miden en unidades prácticas de salinidad, o UPS.

A diferencia del aire, cuya densidad disminuye a medida que aumenta la humedad, la densidad del agua de mar aumenta a medida que aumenta la salinidad. Esto significa que los modelos oceánicos deben tener en cuenta los efectos de la salinidad sobre la densidad, al igual que los modelos atmosféricos deben tener en cuenta la humedad. Sin embargo, a diferencia de la humedad, que afecta los procesos atmosféricos tales como convección, evaporación y condensación, la salinidad no juega ningún papel en los procesos de transferencia de calor.

Estructura vertical

Hay semejanzas y diferencias en la estructura vertical del océano y de la atmósfera. Ambos «fluidos» se caracterizan por una capa muy bien mezclada cerca de la superficie, donde se produce la mayor parte del calentamiento y enfriamiento. Sin embargo, a diferencia de lo que ocurre en la atmósfera, donde se produce cierto grado de mezcla en todos los niveles, incluso arriba de la capa límite donde la acción de mezcla es muy fuerte, el océano es mucho más estratificado debajo de su delgada capa de mezcla.

En la superficie, el Sol calienta la capa de mezcla del océano, que es muy poco profunda, del orden de unos 100 m (330 pies). Más allá de los 1000 m (3300 pies) de profundidad se halla una espesa región casi isotérmica. Entre la capa de mezcla y las aguas abisales encontramos una termoclina en la que la temperatura baja rápidamente con la profundidad. En la termoclina, que es muy estratificada, hay poco movimiento vertical, salvo en las zonas donde los procesos de afloramiento y hundimiento se imponen sobre la estratificación.

Debido a la naturaleza fuertemente estratificada del océano, los modelos oceánicos pueden hacer ciertas suposiciones sobre la dominancia de los procesos horizontales sobre los procesos verticales. En los modelos podemos usar los sistemas de coordenadas verticales para aprovechar el hecho de que la mayor parte de la acción ocurre en la capa de mezcla, cerca de la superficie.

A fondo: afloramiento y hundimiento

Cuando el viento sopla de forma persistente sobre la superficie del océano, la fuerza de Coriolis empuja el agua en la superficie a un ángulo respecto de la dirección del viento: hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. A lo largo de la costa, a medida que los vientos empujan el agua mar adentro, sube agua más fría desde mayores profundidades para ocupar su lugar. Este afloramiento reduce considerablemente las temperaturas de la superficie del mar.

El afloramiento ecuatorial ocurre en respuesta a los vientos que soplan del este a lo largo del ecuador. Al norte del ecuador, el agua superficial se desplaza hacia el norte mientras que al sur del ecuador el agua superficial se desplaza hacia el sur. Esta divergencia produce el afloramiento de aguas más profundas y más frías que remplazan las aguas de la superficie.

Un ejemplo de hundimiento ocurre en las latitudes altas. A medida que se forma el hielo marino, se excluye o rechaza una salmuera que produce un agua de mar debajo del hielo que es más densa que las aguas circundantes. La salmuera cae, y produce un efecto de hundimiento.

Estructura horizontal

La estructura horizontal del océano difiere considerablemente de la de la atmósfera. La atmósfera cubre la Tierra en una capa continua en sentido lateral, con solo un poco de interferencia de unas cordilleras relativamente pequeñas.

Esta animación permite ver que las perturbaciones atmosféricas se desplazan de igual manera sobre tierra firme y sobre el agua. Sin embargo, los océanos se hallan distribuidos en una serie de cuencas separadas por unas masas continentales bordeadas por plataformas continentales relativamente poco anchas. La batimetría de estas cuencas determina las corrientes oceánicas. Además, hay agua dulce que escurre constantemente de los continentes y vierte en los océanos, alterando la densidad y las corrientes a lo largo del litoral. La necesidad de resolver los procesos horizontales y verticales a lo largo de los márgenes del océano limita aún más los modelos oceánicos y juega un papel crítico en la selección de los sistemas de coordenadas horizontales y verticales.

Similitudes entre el océano y la atmósfera

Pese a sus diferencias, existen varias similitudes entre los océanos y la atmósfera: en ambos casos se trata de capas delgadas de fluido sobre una esfera en rotación y las estructuras importantes tanto del océano como de la atmósfera pueden medir miles de kilómetros. Por consiguiente, la física que impulsa su circulación es similar. En ambos casos, el calentamiento solar es la fuente principal de energía, y los vientos y las corrientes son los mecanismos de distribución del calor solar.

Preguntas

¿Por qué usamos los modelos?

Utilizamos los modelos oceánicos para simular el estado del océano y predecir los cambios que ocurrirán. Las propiedades básicas que predicen son la temperatura, la salinidad y la presión entre la superficie y el fondo marino. Para hacerlo, los modelos deben también predecir las corrientes y los cambios en la altura de la superficie. De forma análoga, los modelos oceánicos pueden también predecir olas y oleaje, que también con impulsados por el viento. Esta animación muestra una serie de campos de pronóstico para el Mar Arábigo generados con el modelo oceánico costero global NCOM (Navy Coastal Ocean Model) de la Armada de EE. UU.

Una vez determinado el estado del océano, podemos usar esta información para inicializar otros modelos especializados que derivan propiedades tales como la velocidad del sonido y deriva de objetos.

Física de los modelos

Fuerzas

Los modelos oceánicos determinan el estado del océano en base a tres relaciones físicas básicas que se denominan ecuaciones primitivas.

La primera ecuación primitiva se deriva de la Segunda Ley de Newton:

ΣF = ma

donde

ΣF = la suma de las varias fuerzas aplicadas al océano,
m = la masa, y
a = la aceleración.

Entre otras, las parcelas de agua de mar están sometidas a las fuerzas siguientes:

• gravedad
• fuerza del gradiente de presión debida a diferencias de altura y densidad horizontal
• fuerza de Coriolis causada por la rotación de la Tierra
• fricción: entre el viento y la superficie del mar, entre las corrientes y el fondo marino y entre masas de agua de distintas velocidades

Por lo tanto, podemos reescribir la Segunda Ley de Newton en estos términos:

ΣF = gravedad + fuerza del gradiente de presión + fuerza de Coriolis + fricción

Esta ecuación se conoce como la ecuación de Navier-Stokes, en honor a los dos científicos que descubrieron esta relación.

Conservación

La segunda relación física que rige los modelos oceánicos es la conservación de propiedades, que es un elaborado esquema de contabilidad diseñado para asegurar que lo que entre en el sistema eventualmente salga, de modo que (a) no se produzca una ganancia o pérdida neta en el sistema, o que (b) cualquier cambio que ocurra se pueda determinar debido a desequilibrios. Por ejemplo, el agua dulce que entra en el océano del modelo a través de la escorrentía de tierra firme y la precipitación se equilibra con agua que sale del océano del modelo a través de la evaporación o cambios en la salinidad del océano. De forma análoga, la energía solar que penetra el océano se libera o el océano se calienta. La conservación se aplica a varias propiedades oceánicas, como la masa del agua, el contenido de sal y el calor. El principio de conservación se expresa por medio de un conjunto de ecuaciones de continuidad.

Ecuación de estado

La fuerza del gradiente de presión antes mencionada puede ser el producto de una inclinación de la superficie del océano o de diferencias horizontales de densidad. En la atmósfera, la densidad es una función de la temperatura, la presión y la humedad. Es relativamente fácil determinar la densidad del aire por medio de la ley del gas ideal (pV = nRT). En el océano, la densidad es una función de la temperatura, la presión y la salinidad, pero se trata de una relación muy compleja que requiere resolver una serie de ecuaciones no lineales que se conocen colectivamente como la ecuación de estado.

Preguntas

Mallas

Introducción

Para aplicar las ecuaciones primitivas al océano del modelo es preciso convertirlas en una serie de algoritmos que se puedan aplicar en forma numérica a un océano digitalizado o sobre malla. Como esencialmente nuestros sistemas informáticos deben trabajar con series de ceros y unos, el continuo del océano se debe separar en un conjunto tridimensional de puntos y es preciso contar con un método que permita trasladar los datos de un punto a otro.

Esta figura muestra una simple malla tridimensional aplicada a un océano costero. Los distintos modelos emplean mallas diferentes. Por ejemplo, en la actualidad el modelo oceánico costero global NCOM (Navy Coastal Ocean Model) de la Armada de EE. UU. usa una malla horizontal de 1/8 de grado con 40 niveles verticales. A la hora de elegir un sistema de coordenadas, buscamos uno que sea eficiente desde el punto de vista de cómputo y que permita obtener el mayor grado de resolución o detalle donde realmente lo necesitamos, es decir, cerca de la superficie y de la costa.

Coordenadas horizontales: mallas regulares

Hay dos tipos de mallas horizontales: regulares e irregulares. Las mallas regulares constan de una serie de líneas separadas por intervalos iguales, motivo por el cual también se conocen como mallas uniformes. Debido a que la Tierra es un esferoide, no es posible aplicar a su superficie una malla con un espaciado verdaderamente uniforme y mantener las líneas rectas. Por lo tanto, las líneas tienden a ser curvas y la distancia entre ellas tiende a variar. Las mallas regulares nos permiten mantener una distancia bastante uniforme entre una celda y otra de la malla, manteniendo a la vez límites bastante cuadrados entre las celdas. La mayoría de los modelos atmosféricos usan mallas regulares. El modelo oceánico en capas NLOM (Navy Layered Ocean Model) y el modelo oceánico costero NCOM (Navy Coastal Ocean Model), ambos de la Armada de EE. UU., emplean mallas regulares.

Las mallas regulares tienen la ventaja de ser eficientes en términos computacionales, ya que emplean algoritmos bastante simples. Las desventaja principal que presentan en los modelos oceánicos es que para aumentar la resolución cerca del margen de una cuenca oceánica es preciso aumentarla en todos lados, incluso en el medio del océano, donde el uso de una malla cerrada es mucho menos importante. Esto significa que cualquier aumento en la resolución normal implica un alto costo en términos de cómputo.

A fondo: ¿Qué hacer en el Polo Norte?

Las mallas regulares de latitud-longitud tienen un problema a medida que se aproximan a los polos: las líneas de la malla tienden a converger, produciendo celdas de malla cada vez más pequeñas hasta que las líneas se unen en un único punto que es difícil tratar computacionalmente en un modelo. Una forma hacer frente a este problema en los modelos oceánicos consiste en trazar una malla circular sobre la región polar ártica, eliminando el polo norte. Si bien esta malla circular ártica tiene dos puntos de convergencia en lugar de uno, estos se pueden colocar sobre tierra firme. La malla resultante se denomina malla tripolar, con los polos ubicados sobre Canadá, Rusia y Antártica. El modelo NCOM global usa una malla tripolar.

Coordenadas horizontales: mallas irregulares

Un esquema de malla irregular muy utilizado se compone de una serie de triángulos que denominamos elementos finitos. Podemos añadir fácilmente triángulos, cuyo tamaño puede variar. Esto nos permite aumentar la resolución cerca de la costa, donde los procesos de pequeña escala son importantes, y mantener una resolución relativamente gruesa en el medio del océano. Esta imagen muestra una malla de elementos finitos centrada en Long Island, Nueva York, EE. UU.

Coordenadas verticales: coordenadas z

Podemos elegir entre varios sistemas de coordenadas verticales. Todos nos permiten aumentar el detalle cerca de la superficie, donde se producen la mayoría de los efectos que nos interesan. En los apartados siguientes presentaremos tres sistemas de coordenadas verticales de uso común basados en profundidad absoluta (z), profundidad normalizada (σ) y densidad (ρ), así como sistemas híbridos que combinan uno o más de ellos.

El sistema más simple se basa en una serie de superficies de profundidad y se conoce como sistema de coordenadas z. Con este sistema, que es fácil de configurar y es eficiente en materia de cómputo, podemos aumentar la resolución cerca de la superficie reduciendo el espaciado entre los niveles. Desgraciadamente, cuando nos encontramos con un límite lateral como una pendiente continental y necesitamos aumentar la resolución vertical, no existe una forma sencilla de agregar celdas de malla sin agregarlas en toda la cuenca oceánica. Varios modelos desarrollados por la NOAA emplean las coordenadas z, incluido el modelo oceánico modular (Modular Ocean Model, o MOM).

Las coordenadas sigma (σ) brindan una forma de manejar las fronteras laterales y la batimetría compleja. Estas coordenadas se basan en la profundidad fraccional sobre una escala de 0 a 1. El nivel 0,01σ representa el 1 % de la profundidad del océano, cerca de la superficie, el nivel 0,5σ es exactamente la mitad de la profundidad oceánica y el nivel 0,99σ se encuentra en el 99 % de la profundidad del océano, muy cerca del fondo marino. En un lugar en la plataforma continental donde la profundidad es de 100 m, el nivel 0,99σ estaría a 1 m arriba del fondo, mientras que en alta mar donde la profundidad del océano alcanza 5000 m, se hallaría a 50 m sobre el fondo del mar. Las coordenadas sigma son bastante horizontales cerca de la superficie del océano e imitan la batimetría cerca del fondo marino, lo cual nos permite aumentar la resolución cerca del fondo marino, independientemente de la profundidad del agua o de la distancia a tierra firme.

Entre los modelos que emplean las coordenadas sigma podemos mencionar el Princeton Ocean Model (POM), de uso común en entorno académicos, el cual forma la base del modelo de análisis y pronóstico en aguas someras (Shallow Water Analysis and Forecast System, SWAFS) y el modelo oceánico costero NCOM (Navy Coastal Ocean Model), ambos de la Armada de EE. UU.

Coordenadas verticales: coordenadas de densidad (isopícnicas)

La naturaleza estratificada del océano debajo de la capa de mezcla y el hecho de que el flujo de las corrientes oceánicas suele seguir superficies de densidad igual permite emplear en varios modelos oceánicos un sistema de coordenadas verticales basado en la densidad. Estos modelos se conocen como modelos de capas o isopícnicos (una isopicna es una superficie de densidad constante). La ventaja principal de este tipo de modelo es que nos permite ignorar en gran medida la mezcla entre una capa y otra, lo cual simplifica ciertos cómputos. La mayor desventaja es que estos modelos no dan buenos resultados en aguas someras, donde el océano es menos estratificado. El modelo oceánico en capas (Navy Layered Ocean Model, o NLOM) de la Armada de EE. UU. emplea un sistema de coordenadas isopícnicas. Observe que el dominio del modelo NLOM está limitado a las áreas donde la profundidad es mayor de 200 metros, lo cual imposibilita su aplicación en las plataformas continentales.

Coordenadas verticales: coordenadas híbridas

Los sistemas de coordenadas híbridas se proponen optimizar el funcionamiento del modelo combinando los mejores sistemas de coordenadas en diferentes regiones según los procesos que allí predominan. Por ejemplo, esta gráfica muestra un sistema de coordenadas híbrido sigma-z. Las coordenadas verticales sigma se utilizan arriba de una determinada profundidad, que se suele establecer cerca del borde de la plataforma continental. Más allá de dicha profundidad, se utilizan las coordenadas z. El modelo NCOM global usa coordenadas híbridas sigma-z.

El modelo oceánico de coordenadas híbridas Hybrid Coordinate Ocean Model (HYCOM), todavía experimental, emplea un sistema de coordenadas verticales con coordenadas z o sigma desde la superficie hasta toda las capa de mezcla, y después cambia a coordenadas de densidad (isopícnicas) en el océano estratificado más abajo. El sistema HYCOM admite la evolución de las coordenadas verticales en tiempo y espacio con los cambios en la profundidad de la capa de mezcla. Por tanto, el sistema de coordenadas verticales varía de un lugar a otro y de un paso de tiempo a otro. Este enfoque promete brindar mejores resultados, pero implica un alto costo de cómputo.

Resolución del modelo

Los principios generales de resolución son los mismos para los modelos atmosféricos y oceánicos. En ambos casos, se necesitan cinco puntos de malla para definir con exactitud una estructura sin distorsionarla. Por tanto, un modelo como el NCOM global de 1/8 de grado, cuyas celdas de malla en promedio miden 14 km, solo puede pronosticar con precisión estructuras mayores de 56 km (30 millas náuticas).

Recuerde que los modelos oceánicos de elementos finitos tienen mallas horizontales irregulares cuyo espaciado de malla es variable, de modo que la resolución no es uniforme. Para generar un pronóstico útil los modelos operativos deben terminar sus ciclos de ejecución rápidamente, de modo que el obstáculo principal para obtener una mejor resolución en estos modelos es la velocidad de cómputo. A medida que reducimos el espaciado de la malla horizontal, necesitamos agregar niveles verticales y reducir el incremento temporal. Como regla general, cada vez que se reduce a la mitad el espaciado de malla, se requieren aproximadamente diez veces tantos cálculos.

Preguntas

Parametrización

¿Por qué es necesario parametrizar?

Al igual que los modelos atmosféricos, los modelos oceánicos no pueden simular las estructuras o procesos que se hallan dentro de los límites de una sola caja de malla. Esto significa que incluso los modelos de alta resolución no son capaces de pronosticar adecuadamente las corrientes o los remolinos locales, ni el flujo alrededor de obstáculos de escala inferior a la malla.

Esta imagen satelital muestra la mezcla de las intrincadas plumas de aguas turbias del río Misisipí con el agua de mar del Golfo de México. En términos realistas, no cabe esperar que un modelo oceánico resuelva este tipo de estructura a esta escala, sea cuál sea el grado de resolución, aunque los efectos acumulativos pueden cambiar el océano local. Por lo tanto, un modelo debe tener en cuenta el efecto total sobre el flujo con un único número que represente la fricción dentro de la caja de malla. El método de tener tales efectos en cuenta sin calcularlos directamente de llama parametrización. Otra manera de concebir la parametrización es en términos de estimar numéricamente los efectos de un proceso (emulación) en lugar de modelar el proceso en sí (simulación).

¿Qué procesos parametrizamos?

Esta imagen representa algunos de los muchos procesos físicos que suelen parametrizarse. Pase el cursor sobre la imagen para ver una descripción de los distintos procesos. Los efectos de dichos procesos se deben parameterizar en los modelos por dos motivos principales:

1. aún no contamos con sistemas informáticos lo suficientemente potentes como para tratar dichos procesos directamente, ya sea porque los fenómenos son demasiado pequeños (de escala inferior a la malla) o porque son demasiado complejos para simularlos matemáticamente;
2. no comprendemos ciertos procesos lo suficientemente bien como para representarlos por medio de una ecuación.

Procesos de microescala

Incluso en los nidos más internos de muy alta resolución de los modelos oceánicos hay fenómenos importantes que pueden tener un fuerte impacto en los pronósticos del modelo y por consiguiente se deben parametrizar. Este ejemplo muestra el proceso de rechazo de salmuera que ocurre durante la formación del hielo marino. El rechazo de salmuera produce aguas muy frías y saladas que eventualmente caen y forman las aguas oceánicas de fondo. Este proceso ocurre a una escala microscópica a medida que se forma el hielo, de modo que tenemos que parametrizarlo.

Los problemas asociados con el uso de la parametrización pueden ser el producto de la mayor complejidad del modelo así como de las interacciones no lineales entre los esquemas de parametrización. Desgraciadamente, los errores de pronóstico provocados por la interacción entre los esquemas de parametrización son más difíciles de identificar que los errores que resultan de un esquema individual.

Inicialización y condiciones de frontera

Inicialización: arranque en frío

Cada ciclo de ejecución de un modelo, ya sea oceánico o atmosférico, comienza con un conjunto de condiciones iniciales, un estado que denominamos inicialización del modelo. En el caso de los modelos oceánicos, estas condiciones incluyen temperatura, salinidad, densidad, circulación y condiciones meteorológicas en la superficie. Existen dos maneras fundamentalmente distintas de inicializar un modelo oceánico: el arranque en frío (mediante la climatología) y el arranque en caliente (usando un pronóstico anterior). Examinemos ambos métodos.

Para arrancar un modelo en frío, comenzamos desde cero, con el océano en estado de reposo, en otras palabras, sin circulación alguna. Las condiciones iniciales de temperatura y salinidad provienen de la climatología, es decir, de algún conjunto de condiciones promedio de temperatura y salinidad para ese día del año. Dichas condiciones se pueden interpolar a partir de la estructura tridimensional de temperatura y salinidad de promedios mensuales. A continuación se agrega el forzamiento meteorológico (los vientos y las transferencias del calor), ya sea a partir de la climatología o del análisis de un modelo meteorológico, y se permite el desarrollo de la circulación. Este proceso se denomina inicialización. El proceso de inicialización requiere un período considerable de tiempo del modelo, en el orden de semanas a meses, dependiendo de la complejidad del modelo. Esto significa que para obtener un pronóstico para el día de mañana habría que inicializar el modelo para un día varias semanas antes, suponiendo que haya alcanzado el estado estacionario para el momento del análisis (el pronóstico de hora 0).

Inicialización: arranque en caliente

En el arranque en caliente, el modelo se inicializa con el análisis (pronóstico de hora 0) del ciclo anterior de ejecución del modelo. Esto significa que el océano se halla en movimiento y la circulación ya se ha desarrollado. A continuación se agrega un pronóstico del tiempo generado por un modelo de PNT y el océano del modelo se ajusta en respuesta a las nuevas condiciones.

Esta gráfica muestra dos ciclos de ejecución del modelo. El análisis del primer ciclo genera las condiciones iniciales del segundo. Note que las observaciones del viento asimiladas en el segundo ciclo de ejecución del modelo difieren de los vientos del pronóstico usados en el primer ciclo de ejecución del modelo para el mismo momento. Esto parece conducir a elevaciones del agua mayores en el análisis del segundo ciclo de ejecución del modelo, lo cual coincide con el nivel de agua observado.

El arranque en caliente tiene la ventaja de que no requiere inicialización. La desventaja es que los sesgos y errores del pronóstico anterior pueden propagarse en el próximo pronóstico del modelo. Detectar y reducir estos problemas acumulativos es parte del proceso de modelado.

Asimilación de las observaciones

Independientemente de que iniciemos el ciclo de ejecución del modelo en frío o en caliente, podemos mejorar el análisis asimilando las observaciones del estado del océano. El proceso de asimilación de datos en los modelos oceánicos es similar al que se emplea en los modelos de PNT: en ambos casos introducimos pequeñas correcciones para empujar el modelo hacia el estado observado, en lugar de forzar el modelo a imitar el estado observado. Procedemos de esta manera porque forzar el modelo a adoptar el estado observado cuando ya se halla en ejecución puede desequilibrar la fuerzas dinámicas, y esto puede producir resultados poco realistas e incluso imposibles.

Asimilación y retroanálisis

Podemos asimilar las observaciones en el arranque en caliente o en frío. En el arranque en frío, comenzamos a asimilar las observaciones previas al agregar las condiciones del tiempo y ponemos el modelo en movimiento. En el arranque en caliente, inicializamos el ciclo de ejecución con un análisis del modelo de 3 o más días antes y volvemos a ejecutar el modelo con las observaciones asimiladas y los vientos analizados hasta el análisis actual del modelo. Este período entre el análisis previo del modelo y el análisis actual del modelo constituye el retroanálisis, que representa los resultados del ciclo de ejecución del modelo desde la inicialización hasta el análisis. Muchos resultados de los modelos, especialmente las series temporales para el pronóstico de mareas, muestran el retroanálisis.

Condiciones iniciales en dominios anidados del modelo

Algunos modelos oceánicos regionales de alta resolución comienzan con condiciones iniciales derivadas de un modelo global. En este mapa, la malla externa de 4 km (roja) recibe sus condiciones iniciales del modelo NCOM global. A continuación, la malla anidada de 1 km (azul) deriva sus condiciones iniciales de la malla externa de 4 km.

Esta cascada del modelo de escala mayor al de escala menor es similar a la forma en que los modelos de PNT de mesoescala obtienen sus condiciones iniciales.

Preguntas

Ejecución del modelo

Forzamiento dinámico

¿Qué ocurre cuando iniciamos un modelo oceánico?

Todo el forzamiento dinámico de los modelos oceánicos ocurre en la superficie. Esto incluye los procesos siguientes:

• El momento de la tensión provocada por los vientos que inicia, cambia o mantiene las corrientes y olas de superficie.
• La radiación de onda corta solar entrante.
• Los intercambios de calor de onda larga o infrarrojo con la atmósfera. Los flujos se producen hacia abajo o hacia arriba, según el océano esté más cálido o frío que el aire.
• Los flujos de calor latente generados por la evaporación (enfrían el océano) o la precipitación.
• Los intercambios de masa de agua dulce que entra y sale del sistema por evaporación, precipitación y escorrentía fluvial.
• El intercambio de salinidad, principalmente de los mares salobres marginales, como el Mediterráneo y el Mar Rojo (si no forman parte del dominio del modelo). Los cambios de salinidad local suelen ser mínimos y normalmente se deben a la evaporación o a la formación de hielo.
• Los forzamientos de mareas a través de las interacciones gravitacionales entre la Tierra, la Luna y el Sol.

Estos son los procesos que impulsan nuestro modelo a través de las ecuaciones primitivas. Observe que, con la excepción de contados lugares, los intercambios de calor y de sal a través del fondo marino son insignificantes.

Modelos acoplados

En la mayoría de los casos, datos meteorológicos de los modelos de PNT proporcionan el forzamiento dinámico para los modelos oceánicos. Sin embargo, es posible que la malla y los intervalos de tiempo del modelo oceánico no coincidan con los del modelo de PNT. En estos casos, es preciso volver a interpolar los datos meteorológicos en tiempo y espacio para que coincidan con el modelo oceánico. Surgen problemas si como resultado de la reinterpolación se utiliza el tiempo basado en tierra firme para forzar los procesos oceánicos, ya que esto puede provocar importantes desajustes en los flujos de calor.

El intercambio entre la atmósfera y el océano es bidireccional. En muchas áreas, el océano y la atmósfera se afectan mutuamente de forma muy profunda. Por ejemplo, el afloramiento costero de agua fría puede enfriar y estabilizar la atmósfera inferior. A su vez, esto apoya la formación de un chorro costero de bajo nivel que intensifica el afloramiento posterior.

Esta interacción entre el océano y la atmósfera nos ha llevado a crear modelos acoplados en los cuales el océano y la atmósfera funcionan juntos. En estos modelos, los flujos de calor, humedad y momento de superficie atraviesan la zona de contacto entre el aire y el mar en pasos de tiempo rutinarios. Los procesos que dependen de estos intercambios se simulan con un mayor grado de precisión, y producen mejores pronósticos tanto del tiempo como del estado del océano. Por supuesto que el aire y el mar son tan solo dos partes del ambiente o ecosistema terrestre y que un sistema plenamente acoplado tendría que incluir procesos geoquímicos, biológicos y de formación de olas y hielo.

En la actualidad, la Armada de EE. UU. está desarrollando un sistema que acopla el componente atmosférico del modelo sistema acoplado atmósfera-océano de predicción de mesoescala (Coupled Ocean/Atmosphere Mesoscale Prediction System, COAMPS) con el modelo oceánico costero global (Navy Coastal Ocean Model, NCOM).

Batimetría y fricción

Una vez configuradas las condiciones iniciales y de frontera, junto con el forzamiento dinámico, es preciso considerar un factor adicional antes de que las ecuaciones primitivas puedan impulsar el estado del océano: el fondo marino, su batimetría y la rugosidad de su superficie. A diferencia de la atmósfera, que puede fluir sobre cualquier parte de la superficie terrestre, la batimetría, o forma de las cuencas, limita las corrientes. Desde las cuencas oceánicas hasta los estuarios, la batimetría es uno de los controles principales de las corrientes oceánicas.

Rugosidad del fondo marino

La rugosidad de la superficie del fondo marino se utiliza para determinar la fuerza de fricción, uno de los componentes de las ecuaciones primitivas. Todos los modelos requieren fricción, ya que de otro modo la velocidad de las corrientes aumentaría continuamente. La fricción elimina energía de las mareas y de la circulación en forma de calor y modula las corrientes y la mezcla cerca de los litorales y del fondo marino.

Para los modelos oceánicos globales podemos usar el mismo valor de rugosidad de superficie en todos lados. Sin embargo, cerca del litoral es preciso proceder con más cuidado con las diferencias espaciales de rugosidad de superficie. Desgraciadamente, en la mayoría de los casos sabemos muy poco acerca de las características del fondo marino y, por tanto, a menudo parametrizamos la rugosidad del fondo del mar, con resultados de baja calidad.

Preguntas

Papel de las observaciones

¿Qué tipos de observaciones?

En comparación con la atmósfera, tomamos muy pocas observaciones del océano. Dos veces al día lanzamos globos meteorológicos en todas partes del mundo con el fin de obtener un perfil vertical de la atmósfera. En el suelo, prácticamente todos los aeropuertos recopilan datos meteorológicos sistemáticamente. La Organización Meteorológica Mundial (OMM) recopila y distribuye toda esta información casi en tiempo real. A excepción de algunos sistemas de boyas costeras, como el Centro Nacional de Datos de Boyas (National Data Buoy Center, NDBC) de EE. UU., el muestreo rutinario de las aguas submarinas simplemente no se lleva a cabo.

A pesar de estas limitaciones, sí existen observaciones regulares del estado del océano, simplemente no son tan frecuentes como las observaciones atmosféricas. A grandes rasgos, podemos clasificar las fuentes de observaciones oceánicas en dos grupos: mediciones in situ y mediciones satelitales.

Las mediciones in situ provienen de varias fuentes: estaciones costeras, correntómetros fijos, boyas fijas, boyas de deriva, buques y planeadores submarinos. La mayoría de estos sistemas solo proporcionan mediciones de superficie, aunque los planeadores y algunas boyas de deriva se sumergen y luego vuelven a la superficie, registrando perfiles verticales de temperatura y salinidad.

ARGO es un reciente esfuerzo internacional de muestrear los 1000 m (3300 pies) superiores del océano. El plan consiste en desplegar 3000 perfiladores flotantes ARGO para que midan la temperatura y salinidad a nivel mundial a intervalos de 10 días.

Mediciones satelitales

Las mediciones satelitales empleadas en el modelado oceánico incluyen la altura de la superficie del mar de la altimetría de radar, temperatura (TSM) de la radiación infrarroja y, en tiempos recientes, vientos y altura de las olas de mediciones de microondas.

Asimilación

¿Qué hacemos con los datos que recopilamos? Como ya mencionamos en nuestra descripción de la inicialización de los modelos, a veces asimilamos los datos al análisis el modelo. Si bien normalmente este proceso acerca el análisis a la realidad, también puede introducir problemas.

Por ejemplo, considere el caso de un frente oceánico al norte de la corriente del Golfo, donde un fuerte gradiente separa las aguas calientes de las frías. Si se realiza una observación de temperatura cálida en el lado frío del frente, la rutina de asimilación tratará de calentar el agua fría en lugar de desplazar el frente. De esta forma, la asimilación de las observaciones en regiones de fuertes gradientes tiende a suavizar el gradiente, debilitando el forzamiento dinámico de la estructura.

Otros errores producto de la asimilación de las observaciones pueden surgir como estructuras extrañas como dianas o focos de intensidad en los productos del modelo. Esto significa que al trabajar con un pronóstico oceánico debemos siempre tratar de verificar la existencia de estructuras aparentemente anómalas mediante observaciones independientes.

Evaluación

Las observaciones se usan también para verificar los ciclos de ejecución del modelo o, en términos más generales, para evaluar la habilidad del modelo. Al comparar los pronósticos con las observaciones podemos evaluar los sesgos y la incertidumbre de cualquier predicción particular. Por ejemplo, podemos determinar que en determinado lugar las observaciones indican que la predicción del modelo subestima la intensidad de una corriente. O bien es posible que lleguemos a la conclusión de que la intensidad de la corriente es exacta dentro de un margen de 2 nudos, pero no es confiable más allá de dicho margen.

Esta gráfica muestra 3 cortes verticales de la temperatura a través de la corriente de Kuroshio, cerca del Japón. El corte de arriba muestra las temperaturas observadas, el del medio las temperaturas del modelo y el de abajo la diferencia entre los dos. Observe que los errores más grandes ocurren cerca de los frentes entre las masas de agua.

La capacidad de evaluar la exactitud de los modelos es uno de los aspectos que separa los usuarios expertos de los novatos a la hora de usar los productos generados por los modelos. Esto es así tanto para los pronósticos oceánicos como para los pronósticos atmosféricos.

Preguntas

Fuentes de errores

Errores de truncamiento y de redondeo

Aunque normalmente los modelos oceánicos pueden generar la mejor estimación disponible de las condiciones oceánicas, siguen siendo tan solo estimaciones. Los errores producidos por los modelos oceánicos tienen diversos orígenes. Los errores matemáticos son el producto del truncamiento y del redondeo de los números de un paso de tiempo al siguiente. Aunque estos errores pueden parecer insignificantes, un ciclo de ejecución del modelo puede abarcar varios cientos de miles de pasos de tiempo, y con ese grado de iteración es inevitable que se produzca la acumulación de los errores. Además, la simplificación de las ecuaciones del modelo realizada para agilizar los cálculos, y esto produce soluciones inexactas que provocan otros errores en el modelo. Obviamente, los expertos que desarrollan los modelos están al tanto de estos problemas y diseñan esquemas para limitar sus efectos.

Errores de las predicciones del tiempo

Como el océano está sometido al forzamiento atmosférico de los vientos y de la transferencia de calor, los errores que ocurren en los modelos de pronóstico del tiempo causan errores en los modelos oceánicos asociados. Por ejemplo, si el pronóstico subestima los vientos, el modelo no producirá olas suficientemente grandes o un grado de mezcla adecuado en la parte superior del océano. Si se pronostican vientos de la dirección equivocada, las olas generadas localmente en el modelo propagarán su energía como oleaje en la dirección incorrecta. Un pronóstico exagerado de precipitación puede crear una capa de agua excesivamente dulce en la superficie y no representar las condiciones de densidad necesarias para producir suficiente mezcla vertical.

Errores de parametrización

Como ya mencionamos antes, las aproximaciones que requieren los esquemas de parametrización provocan otros errores de cómputo, y a veces dichos errores son exacerbados por la interacción entre diferentes procesos indefinidos. Por varios motivos, estos esquemas no representan el océano real e introducen errores.

Asimilación de las observaciones

Una manera de reducir los errores del modelo consiste en «corregir» los campos asimilando las observaciones, pero hay que recordar que los errores de observación también pueden afectar el modelado oceánico. Algunos errores son el resultado de la escasez de datos provenientes del océano. En comparación con la red de observación atmosférica, que es mucho más densa, se dedican pocos recursos a la observación del océano en tiempo real, especialmente debajo de la superficie. Los instrumentos también pueden producir errores que luego se propagan a través del proceso de modelado.

Surgen errores temporales cuando los esquemas de asimilación suponen que todas las observaciones corresponden al momento de análisis (como 00UTC), aunque pueden haberse recopilado en cualquier momento desde el último análisis. De forma análoga, pueden surgir errores espaciales cuando asimilamos las observaciones a las mallas del modelo en lugar del sitio de observación.

Finalmente, como ya mencionamos en un apartado anterior, los esquemas de asimilación tienden a corregir el análisis para acercarlo ligeramente al estado observado, en lugar de forzarlo a adoptar el estado observado. En el diagrama denominamos esta discrepancia «residual de la asimilación».

Conclusión

En términos generales, al pronosticar las condiciones oceánicas debemos tener en cuenta los errores del modelo y tener cuidado de no redactar pronósticos demasiado exactos o que implican demasiada precisión. Por ejemplo, al igual que un pronóstico del tiempo nunca incluiría una predicción de vientos de 23,19 km/h a las 1100 UTC, un pronóstico oceánico no debería predecir una corriente de marea de 1,24 m/s a las 1300 UTC. De forma análoga a los pronósticos del tiempo, que pueden predecir rangos de intensidad de los vientos, como 20 a 25 km/h, un pronóstico oceánico puede predecir corrientes de 1 a 2 m/s. De forma análoga, predecir el espesor exacto de la capa límite planetaria es tan difícil como determinar la profundidad de la capa de mezcla del océano.

Resumen

Para comprender y pronosticar mejor el estado de los océanos dependemos de la guía de los modelos numéricos. Los modelos oceánicos y los modelos atmosféricos se asemejan, ya que ambos simulan una capa delgada de fluido sobre una esfera en rotación calentada por el Sol.

Las diferencias entre los modelos oceánicos y de PNT se deben a las propiedades del agua de mar y del aire:

• A diferencia del aire, que es un gas y puede comprimirse, el agua prácticamente no se puede comprimir.
• El agua es mucho más densa que el aire.
• El calor específico del agua es mucho mayor que el del aire.
• La densidad del agua de mar está relacionada con su salinidad, mientras que la del aire depende de la humedad. El agua de mar se vuelve más densa cuando aumenta su salinidad, mientras que el aire se vuelve menos denso cuando aumenta la humedad.

Otras diferencias son el producto de las estructuras horizontales y verticales del océano y de la atmósfera:

• Tanto los océanos como atmósfera tienen una capa muy mezclada cerca de la superficie.
• Los océanos son muy estratificados debajo de la capa de mezcla, a diferencia de la atmósfera, que está relativamente bien mezclada arriba de la capa límite.
• La atmósfera cubre la Tierra en una capa continua en sentido lateral, mientras el océano está dividido en cuencas por las masas continentales.

Pese a estas diferencias, los océanos y la atmósfera tiene varios aspectos en común:

• ambos son capas delgadas de fluido sobre una esfera en rotación;
• en ambos, la circulación es impulsada por el calentamiento solar; y
• la física que impulsa la circulación oceánica es similar a la que impulsa la circulación atmosférica.

Los modelos oceánicos determinan el estado del océano en base a tres relaciones físicas básicas que se denominan ecuaciones primitivas.

1. Ecuación de Navier-Stokes: las parcelas de agua de mar están sometidas a las fuerzas siguientes:
   • gravedad
   • fuerza del gradiente de presión
   • fuerza de Coriolis
   • fricción
2. Ecuación de continuidad: la entradas del modelo equivalen a las salidas del modelo, de modo que no se produzcan ganancias o pérdidas netas de agua, sal o calor en el sistema
3. Ecuación de estado: la densidad es una función compleja de la temperatura, la presión y la salinidad

Para aplicar las ecuaciones primitivas al océano del modelo es preciso convertirlas en una serie de algoritmos que se puedan aplicar al océano sobre una malla.

• Existen dos tipos de mallas horizontales: regulares (uniformes) e irregulares (de elementos finitos). Las mallas regulares son fáciles de configurar. Las mallas irregulares nos permiten aumentar la resolución cerca de la costa y mantener una resolución relativamente gruesa en el medio del océano.
• El sistema de coordenadas verticales puede basarse en profundidad absoluta (z), profundidad normalizada (σ), capas de densidad o sistemas híbridos que combinan varios sistemas de coordenadas.
• La resolución del modelo se basa en el espaciado de la malla: se necesitan cinco puntos de malla para resolver con exactitud una estructura. El obstáculo principal que impide obtener una mayor resolución en los modelos oceánicos operativos es la velocidad de cómputo: cada vez que se reduce a la mitad el espaciado de malla, se requieren aproximadamente diez veces tantos cálculos.

Los modelos oceánicos no pueden simular las estructuras o procesos que ocurren dentro de los límites de una sola caja de malla. La parametrización es el método que utilizamos para tener en cuenta tales efectos. Necesitamos parametrizar los procesos en los modelos por tres motivos principales:

1. No contamos con sistemas informáticos lo suficientemente potentes como para tratar dichos procesos directamente, ya sea porque los fenómenos son demasiado pequeños o porque son demasiado complejos para simularlos.
2. No comprendemos ciertos procesos lo suficientemente bien como para representarlos por medio de una ecuación.
3. Los efectos afectan profundamente los campos del modelo y son esenciales para generar pronósticos realistas.

Pese a que típicamente los modelos oceánicos representan la mejor estimación disponible de las condiciones oceánicas, siguen siendo tan solo estimaciones. Los errores producidos por los modelos oceánicos tienen diversos orígenes:

• errores matemáticos (truncamiento y redondeo de los números)
• aproximaciones que requieren los esquemas de parametrización
• interacción entre las distintas parametrizaciones
• errores de observación

Cada ciclo de ejecución de un modelo comienza con un conjunto de condiciones iniciales, un estado que denominamos inicialización del modelo. En el caso de los modelos oceánicos, estas condiciones iniciales incluyen temperatura, salinidad, densidad y circulación.

• Existen dos maneras fundamentalmente distintas de inicializar un modelo oceánico: el arranque en frío y el arranque en caliente.
  • El arranque en frío comienza con el océano en estado de reposo. Las condiciones iniciales de temperatura y salinidad provienen de la climatología.
  • En el arranque en caliente, el modelo se inicializa con el pronóstico del ciclo anterior de ejecución del modelo, que incluye las corrientes.
• Independientemente de que iniciemos el ciclo de ejecución del modelo en frío o en caliente, podemos mejorar el análisis asimilando las observaciones del estado del océano a la condiciones iniciales.
• Los modelos oceánicos regionales de alta resolución comienzan con condiciones iniciales derivadas de un modelo global. En el caso de mallas anidadas, la malla externa proporciona las condiciones iniciales de la malla interna.

Cuando inicializamos un modelo oceánico, todo el forzamiento dinámico ocurre en la superficie. La información meteorológica de los modelos de PNT impulsa la mayor parte del forzamiento dinámico en los modelos oceánicos. El resto proviene de las mareas.

Debido a la interacción entre el océano y la atmósfera, algunos modelos han sido acoplados. En los modelos acoplados, se produce un intercambio de información entre el modelo de PNT y el modelo oceánico en cada paso de tiempo.

Las observaciones oceánicas provienen de varias fuentes distintas. En términos generales, podemos clasificarlas en dos grupos:

1. Mediciones in situ:
   • Observaciones de temperatura, salinidad, corrientes, tiempo
   • Datos de estaciones costeras, boyas, correntómetros fijos, buques, boyas de deriva, planeadores
   • La mayoría generan mediciones de superficie
   • Los planeadores y boyas de deriva registran perfiles verticales
2. Mediciones satelitales
   • Altura de la superficie del mar
   • Temperatura de la superficie del mar
   • Vientos

Utilizamos estas observaciones de dos maneras:

1. Para asimilarlas a los análisis del modelo.
2. Para evaluar la habilidad de un ciclo de ejecución del modelo.

Referencias

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A. Militello y A. K. Zundel, 2002: Coupling of Regional and Local Circulation Models ADCIRC and M2D. U.S. Army Corps of Engineers Coastal and Hydraulics Engineering Technical Note ERDC/CHL CHETN-IV-42, 13 págs. [Obtenido el 28 de enero de 2007 en
http://cirp.wes.army.mil/cirp/cetns/chetn-iv42.pdf]

Murray, R. J., 1996: Explicit Generation of Orthogonal Grids for Ocean Models.
J. Comp. Phys., 126, 251-273.

R. C. Rhodes, H. E. Hurlburt, A. J. Wallcraft, E. J. Metzger, J. F. Shriver O. M. Smedstad,
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P. S. Schopf, 2005: Notes on Implementing the Murray Tripole Grid, 9 págs.
[Obtenido el 28 de enero de 2007 en http://climate.gmu.edu/poseidon/papers/Tripole.pdf]

Enlaces

Navy Operational Ocean Circulation and Tide Models,
Department of Oceanography, Naval Postgraduate School
http://www.oc.nps.navy.mil/nom/main.html

Naval Research laboratory, Ocean Dynamics and Prediction Branch (Code 7320)
https://www7320.nrlssc.navy.mil/

Naval Oceanographic Office (NAVOCEANO)
https://www.navo.navy.mil/NAVO

UNESCO Ocean Teacher Earth System Modeling
http://ioc.unesco.org/oceanteacher/oceanteacher2/06_OcDtaMgtProc/06_EarthSysMod/EarthSysModl.htm

National Oceanographic Data Center
http://www.nodc.noaa.gov/

Interactive Data Access and Retrieval System (IDARS)
https://www.nodc.noaa.gov/dsdt/

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