Circulación oceánica - Unidad de Ciencias de la Atmósfera

Transcripción

Oceanografía Dinámica
2. Movimiento de los océanos
2.1 Forzantes
La circulacion oceánica está forzada por el esfuerzo de los vientos y gradientes de
presión impuestos por la atmósfera, por los flujos de calor y agua en la superficie y por la
atracción gravitacional de otros cuerpos celestes. Los vientos y las mareas inyectan
cantidades cercanas a 1 y 3.5 TW, repectivamente de energía cinética al océano. No obstante,
estas grandes cantidades de energía mecánica son pequeñas cuando se las compara con el
intercambio estacional de calor en superficie. Por ejemplo, mientras que se inyecta cerca de
0.1 W/m2 de energía mecánica en la zona de la plataforma, en latitudes medias las razones de
calentamiento o enfriamiento son del orden de los 100 W/m2.
El principal efecto del intercambio de calor es modificar la densidad del agua
haciéndola mas o menos liviana, lo cual cambia la estratificación de la columna. Además, un
calentamiento diferencial en las diferentes áreas generará gradientes horizontales de densidad
que tendran asociados gradientes de presión que inducirán corrientes. Estos movimientos se
pueden pensar como formas de liberar parte de la energía potencial del campo de densidad
creado por el calentamiento/enfriamiento.
2.1.1 Esfuerzo de los vientos
La magnitud y dirección del esfuerzo cortante que es ejercido por los vientos sobre la
superficie de los océanos depende de su velocidad. Si u=(u,v) indica la velocidad de los
vientos horizontales a una altura de 10 m, entonces el esfuerzo de los vientos está dado por la
siguiente relacion semi-empírica
τ =C D ρa∣u∣u
(2.1)
donde ρa=1.2 kg/m3 es la densidad del aire y CD = 10-3 es un coeficiente de fricción que
depende de u.
La figura 2.1 muestra el esfuerzo medio anual de los vientos observados, separado en los dos
componentes. Los valores máximos del esfuerzo ocurren para la componente zonal en el
hemisferio sur y son del orden de 0.15 Pa, mientras que 0.05 Pa es un valor típico. La
estructura espacial del esfuerzo es similar durante todo el año: vientos del este en los tropicos,
fuertes vientos del oeste en latitudes medias, y vientos débiles del este en latitudes polares. El
esfuerzo meridional es mas débil que el zonal y los mayores valores ocurren en los trópicos y
en el océano Austral.
La atmósfera también fuerza el océano a través de la acción de la presión atmosférica sobre la
superficie oceánica. Los gradientes de presión atmosférica, que generan los vientos, también
actúan sobre el océano y pueden inducir flujos debido al ajuste oceánico a los campos de
presión atmosférica. No obstante, la acción de la presión es generalmente un orden de
magnitud menor que la acción directa del escfuerzo de los vientos.
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
1
Figura 2.1 – Media anual del esfuerzo zonal (panel superior) y meridional (panel inferior) de
los vientos (Pa).
2.1.2 Flujos de calor
Los componentes del intercambio de calor en superficie se muestran en la figura 2.2. El
principal forzante es la radiación de onda corta solar Q s (λ≈0.5 μm), la mayoría de la cual es
absorbida y sólo una parte menor es reflejada (8%, A=0.08). Esta energía calienta el océano y
es devuelta en forma de radiación de onda larga (Q b) o como combinación de flujos de calor
debido a la evaporación (Qe) y transferencia de calor sensible por conducción (Qc).
2
Figura 2.2- Componentes de flujo de calor en superficie.
El flujo de calor neto Qi (W/m2), positivo hacia abajo, es la suma de varios componentes
Qi=Q S (1− A)−Q b−Qe −Qc
(2.2)
La figura 2.3 muestra la media anual del flujo neto de calor en superficie y su variación
anual.
Como se puede observar en el primer panel de la figura 2.3, en la media anual hay un flujo
neto de calor de la atmósfera al oceano en la zona ecuatorial y un flujo desde el océano hacia
la atmósfera en latitudes medias. En el verano del hemisferio sur (norte) hay un flujo neto de
calor hacia el océano en el hemisferio sur (norte). Los valores maximos de Q i son cercanos a
200 W/m2 y ocurren en enero en la región de la corriente del Golfo en el Atlántico norte y en
la corriente de Kuroshio en el Pacífico norte. Esto induce una gran asímetria zonal en el flujo
neto de calor a traves de la superficie oceanica.
3
Figura 2.3- Flujo de calor neto en superficie: media anual, DEF y JJA.
La energía solar promedio recibida en el tope de la atmósfera es cercana a 340 W/m 2 y tiene
una distribución espectral de energía similar a la ley de radiación de Planck de un cuerpo
4
negro
C1
I ( λ)=
5
λ (e
C2
λ TK
(2.3)
−1)
donde TK es la temperatura del Sol (6000 K), C 1=3.74x10-16 W/m2, C2=1.44x10-2 m/K. En su
pasaje a través de la atmósfera esta distribución es modificada por el scattering y la absorción
de gases como O2, O3, H2O y CO2 cuyas bandas de absorción se observan claramente en la
Figura 2.4.
Figura 2.4- Espectro de radiación solar.
El albedo promedio del océano es 0.08, lo cual implica que el 92% de la radiación solar que
llega a la superficie es absorbida. La mayor parte de esta radiación se convierte en calor,
excepto una componente importante en la banda visible entre 400 y 700 nm, denominada
Radiación Fotosintéticamente Activa (RFA), que está disponible para la fotosíntesis.
La figura 2.5 muestra la distribución espacial de la radiación solar media anual en superficie.
Si bien, como es esperable, la radiación recibida es mayor cerca del ecuador y menor en los
polos, se observa la existencia de variaciones espaciales debido a la presencia
fundamentalmente de nubosidad.
La absorción de energía con la profundidad depende de la longitud de onda y sigue una ley de
la forma
5
dEd (λ)
=K d E d (λ )
dz
(2.4)
donde Kd es el coeficiente de atenuación. Si K d fuera constante el flujo de energía decae
exponencialmente, o sea
Ed ( z)=E 0 e
Kd z
(2.5)
donde E0 es el flujo de energía en superficie (z=0 en superficie y decrece con la profundidad).
Las componentes infraroja y ultravioleta se atenúan rápidamente en los primeros mm.
Solamente las regiones verde y azul del espectro, incluídas en PAR, penetran algunos metros
en la columna de agua. En aguas claras la mayor penetración es para λ=0.45 μm
cumpliendose que el 5% del flujo de energía en esta longitud de onda alcanza los 100 m. En
la plataforma continental, debido a su gran turbidez, la atenuación de energía es mucho
mayor de tal forma que menos del 5% de la radiación en el azul-verde penetra mas de 20 m.
Figura 2.5- Promedio anual de radiación solar neta en superficie.
La superficie oceánica actúa como un emisor de radiación que se aproxima a un cuerpo negro
con temperatura entre 270-310 K. La energía total emitida por la superficie oceánica está
dada por la ley de Stefan Boltzman
4
Qb0=ϵs σ s T K
(2.6)
donde ϵ s=0.985 es la emisividad y σ s la constante de Stefan-Boltzman. Debido a la
potencia a la cuarta de TK la energía emitida por el océano es mucho menor que la solar.
Además, cuando el cielo está cubierto la mayor parte de Qb0 es interceptado por las nubes y
emitido de nuevo hacia la superficie por lo que la pérdida de radiación de onda larga Q b es
6
menor que Qb0. La figura 2.6 muestra el promedio anual de radiación de onda larga en
superficie.
Figura 2.6- Promedio anual de radiación de onda larga en superficie. Negativo hacia arriba.
El océano también pierde calor por evaporación. En este proceso moléculas con velocidad
alta escapan de la superficie a la atmósfera llevando con ellas energía cinética mayor a la del
promedio lo cual constituye una pérdida de calor latente del océano. Para una razón de
evaporación Ev (kg/m2/s) la pérdida de calor es Qe=LHEv, donde LH es el calor latente de
evaporación.
Al contrario de los términos radiativos que pueden ser medidos con radiometros, la
evaporación debe ser estimada por métodos semi-empíricos que relaciona Ev con otros
parámetros
−3
Qe =E v LH =1.5x10 ρa W (q s−q a )L H
(2.7)
donde qa y qs son la humedad específica del aire y su valor de saturación a la temperatura de
superficie del mar y W es la velocidad del viento en 10 m. La figura 2.7 muestra la media
anual de calor latente en superficie.
7
Figura 2.7- Promedio anual de calor latente en superficie. Negativo hacia arriba.
El otro mecanismo de transferencia de calor no radiativo es la transferencia directa de calor
por conducción Qc debido a una diferencia de temperatura entre el aire y el agua y se
denomina calor sensible. La pérdida de calor por conducción es mucho menor que el calor
latente y también debe ser estimado a través de una fórmula empírica
Qc =1.45x10−3 c a ρa W (T s−T a )
(2.8)
donde Ts y Ta es la temperatura de superficie del mar y del aire, respectivamente, c a=1000
J/kg/K es la capacidad calorífica del aire y ρa=1.3 kg/m3 la densidad del aire. La figura 2.8
muestra un mapa de la media anual de calor sensible.
Figura 2.8 – Promedio anual de calor sensible en superficie. Negativo hacia arriba.
Los flujos de calor varían con la época del año y por lo tanto el flujo neto también. La figura
2.9 ilustra el patrón típico de variabilidad estacional para cada uno de los flujos de calor en
latitudes medias. Notar que la radiación solar Q s es positiva todo el año con máximos y
mínimos en los solsticios de verano e invierno, respectivamente. La emisión de onda larga
tiene poca variación estacional pues la temperatura de la superficie del mar no cambia mucho
durante el año. El flujo neto Qi es positivo durante primavera y verano y negativo durante
otoño e invierno (ver figura 2.3).
Además de Qb, el otro término de pérdida de calor importante es la evaporación Q e. El calor
sensible es una contribución pequeña y, de acuerdo al ejemplo de la figura 2.9, puede cambiar
de signo durante el verano cuando la temperatura del aire es mayor que la del océano. Q e y Qc
tienden a seguir el ismo patrón estacional con valores grandes en invierno cuando los vientos
son fuertes. Qb por el contrario tiene un máximo en verano cuando la TSM es alta y hay
8
menor nubosidad.
Figura 2.9 – Evolución anual de los flujos de calor en latitudes medias del H.N.
Tanto para Qb, como Qb y Qc los procesos de transferencia de calor ocurren en una microcapa de espesor cercano a 1mm, o sea que la pérdida de calor oceánica ocurre en esta capa.
Para la energía solar Qs, por otro lado, si bien es absorbida principalmente en los primeros
metros, tiene componentes en la banda visible que penetra decenas de metros debajo de la
superficie.
Los procesos que controlan el balance de calor en la columna de agua se muestran
esquemáticamente en la figura 2.10. El calor total contenido en la columna HT (J/m2) se
define como
sfc
H T =c p ρ∫fondo T K (z ) dz
(2.9)
La razón de cambio de HT está determinado por el intercambio de calor en la superficie y por
el transporte de calor lateral neto Qv. El intercambio de calor con los sedimentos es pequeño y
despreciable debido a la poca conductividad térmica de los mismos. Así, el balance de calor
en la columna está dado por
∂ HT
=Q S (1− A)−Q u+Q v
∂t
Qu =Qb+ Qe +Q c
(2.10)
En la plataforma continental Qv es generalmente mas chica que los términos de superficie por
lo que Qi domina el ciclo de HT.
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Figura 2.10 – Flujos de calor que afectan la columna de agua.
De la figura 2.9 se desprende que es posible aproximar la evolución de la transferencia de
calor en superficie en forma sinusoidal, o sea
Qi= A0 sin (ωa t+δ)
(2.11)
donde A0 es la amplitud del ciclo estacional, ωa la frecuencia angular y δ el ángulo de fase.
Por lo tanto la variación correspondiente en contenido de calor en la columna es
A
H T = H̄T + H T0 cos (ω a t +δ)= H̄T + ω0a cos(ωa t +δ)
(2.12)
donde H̄T es el contenido de calor medio. Ajustando el ciclo de contenido de calor en la
columna a un coseno se pueden determina HT0 y A0 siempre y cuando Qi domine sobre Qv.
Los efectos estacionales son mayores entre latitudes medias y las regiones polares. En altas
latitudes la cobertura de hielos contínua inhibe el intercambio estacional. En regiones
ecuatoriales no existe casi cambios en el contenido de calor océanico durante el año.
La figura 2.11 muestra la amplitud del ciclo estacional de TSM ajustando una sinusoide a la
evolución de la temperatura. Se observan máximos en 35-45° N/S y un mínimo en los
trópicos.
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Figura 2.11 – Ampitud ciclo anual de TSM.
Recordemos que un input de calor en superficie de ΔQ aumenta la temperatura en ΔT=
ΔQ/cpρ. Este aumento de temperatura, a su vez, reduce la densidad lo cual impone un empuje
b (N/m3) dado por
b=−g  =g  0  T =g 
Q
cp
(2.13)
Como este calentamiento está concentrado en la superficie, se desarrollan gradientes de
densidad con aguas menos densas en superficie. Para redistribuir, o mezclar, esta agua menos
densa es necesario entregar energía. Por lo tanto, un input de calor en superficie vuelve mas
estable a la columna, mientras que la pérdida de calor la vuelve mas inestable. Gradientes
horizontales de densidad daran lugar a corrientes.
En latitudes medias el océano muestra una termoclina permanente y otra estacional
consecuencia de variaciones anuales en la insolación y condiciones atmosféricas. Por el
contrario en los trópicos sólo existe la termoclina permanente (Figura 2.12).
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Figura 2.12 - Termoclina en diferentes regiones océanicas.
La profundidad de la termoclina estacional puede ser explicada cualitativamente
considerando la profundidad de penetración de la radiación incidente y los procesos de
mezcla vertical que son fundamentalmente debido a la acción de los vientos. En primavera la
termoclina es más profunda que en verano pues los vientos son generalmente mas intensos y
porque el océano se vuelve mas estable a medida que la termoclina es mas intensa. Así, a
medida que avanza el verano la termoclina es mas somera y mas marcada. En el otoño la
termoclina se debilita debido a la pérdida neta de calor en la superficie. La combinación de
menor estabilidad, vientos mas intensos y convección vertical genera una termoclina mas
profunda. En invierno la termoclina estacional desaparece y el proceso comienza nuevamente
(figura 2.13).
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Figura 2.13 – Crecimiento y decaimiento típico de la termoclina estacional en un sitio de
latitudes medias en el H.N.
Notar que en este proceso el calentamiento del océano tiene un desfasaje con la radiación
solar de 2-3 meses: mientras que la insolación es máxima en junio, el máximo calentamiento
es en agosto-setiembre. Además, se ve que el océano tiende a almacenar calor durante el
verano que luego se devuelve a la atmósfera en invierno. Es bueno mencionar que excepto en
áreas de convección profunda los cambios estacionales por debajo de los 200 m son muy
pequeños en el resto de los océanos.
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2.1.3 Flujo de agua dulce
El océano recibe agua dulce a través de las lluvias y de la descarga de ríos, y pierde a través
de la evaporación. Al igual que la transferencia de calor, el input de agua dulce cambia la
estabilidad de la columna a través del empuje.
Por ejemplo, como la diferencia de densidad entre agua dulce y agua de mar es cerca a Δρ=26
kg/m3, una descarga de Rd=22000 m3/s debido al río de la Plata representa una razón de
aumento de empuje de
5
Rd b=−Rd g  =22000 x 9.81 x26 =56.1 x 10 N /s
lo cual es comparable al input de empuje por flujos de calor sobre grandes áreas. La descarga
de ríos es fuertemente dependiente de la ubicación geográfica y tiene gran variabilidad
estacional y anual. La figura 2.14 muestra la descarga media anual de los ríos.
Figura 2.14 – Descarga de agua dulce por los ríos en kilómetros cúbicos por año ( 1
km3/yr=31.7 m3/s).
La figura 2.15 muestra la media anual del campo de evaporación menos precipitación. La
estructura general tiende a ser zonalmente uniforme. Las zonas de grandes precipitaciones,
con máximos cercanos a 10 mm/dia, se corresponden a la Zona de Convergencia
Intertropical, y a la Zona de Convergencia del Pacífico Sur. Las regiones subtropicales,
dominadas por anticiclones en superficie, son áreas donde la evaporación domina sobre la
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precipitación y de poca variación estacional en el flujo de agua. En latitudes mas altas la
precipitación domina sobre la evaporación resultando en un flujo neto de agua hacia el
océano.
Figura 2.15 – Evaporación menos precipitación (mm/dia) para DEF (panel superior) y JJA
(panel inferior).
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2.2 Circulación oceánica
Existen varias metodologias para medir corrientes, directas e indirectas. La forma indirecta
usa medidas hidrográficas de temperatura y salinidad para calcular corrientes, y que veremos
mas adelante. Medidas directas de corrientes pueden realizarse con un correntómetro sujeto a
una cuerda en la columna de agua o con un perfilador de corriente Doppler (ADCP), lo cual
mide la velocidad euleriana. La otra forma directa de medir corrientes es a través de la
velocidad de un objeto que se mueve con la corriente usando, por ejemplo, un sistema de
monitoreo satelital para saber la ubicación del objeto con el tiempo. Las boyas ARGO son un
ejemplo de estos instrumentos lagrangianos, que pueden inclusive posicionarse en un nivel
dado de densidad.
En un primer acercamiento es conveniente dividir la circulación oceánica en dos
componentes: la circulación forzada por el viento y la circulación termohalina. La primera es
directamente forzada por el esfuerzo de los vientos en superficie, mientras que para la
segunda las variaciones de densidad (que generan empuje) debido a la distribución de T y S
juegan un rol dominante.
La figura 2.16 muestra un esquema de las corrientes superficiales y los vientos en superficie.
Lo primero a notar es que las corrientes en superficie siguen los patrones de vientos medios;
en particular hay corrientes hacia el oeste en el ecuador y hacia el este en latitudes medias lo
cual da lugar a los “giros” subtropicales (antihorarios en el H.S. y horarios en el H.N.) en los
océanos Atlántico y Pacífico, asi como a giros subpolares.
2.2.1 Circulación forzada por el viento
La circulación forzada por el viento es la mas energética, pero está confinada al primer
kilómetro del océano. Como vimos anteriormente el viento ejerce un esfuerzo sobre la
superficie proporcional al cuadrado de la velocidad. Esto produce olas e inyecta momento en
la superficie oceánica.
La forma en que los vientos generan las corrientes es bastante mas complicada que
simplemente suponer que son producto directo del esfuerzo de los vientos sobre la superficie
oceánica, como parecería de comparar la estructura espacial de los vientos y corrientes de
superficie. Si ese fuera el caso uno esperaría que la intensidad de las corrientes y su dirección
estuviera directamente correlacionada con los vientos y eso no ocurre; los giros oceánicos son
asimétricos. Las corrientes en las márgenes oeste de los océanos son muy intensas y
profundas, como por ejemplo, las corrientes del Golfo y Kuroshio en el hemisferio norte, y en
menor medida la corriente de Brazil y la de Agulhas en el hemisferio sur. Por el contrario las
corrientes en los bordes este de los océanos son mas débiles, como por ejemplo las corrientes
del Perú y de California.
Es bueno resaltar que las corrientes no son estacionarias y constantes en el tiempo. Mientras
que siempre existen las corrientes mas importantes, la intensidad y dirección de las mismas
cambia constantemente en escalas de días, semanas y años. También se pueden desarrollar
anillos que luego se separan de las corrientes principales. Como ejemplo se muestra el
16
trayecto que recorrió una boya derivante en el Atlántico Sudoccidental (figura 2.17).
Figura 2.16 – Esquema de corrientes en superficie (arriba), y vientos medios anuales a 10m
de altura (abajo).
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Figura 2.17 – Trayectoria de una boya lanzada el 18/11/2009 (tirangulo rojo) hasta el
21/12/2011.
Para caracterizar la intensidad de las corrientes se usa el concepto de transporte de masa o de
volumen. El transporte masa es el flujo de masa a través de una sección de área unidad por
unidad de tiempo (ver figura 2.18)
 =∫∫  
M
u .n dA
(2.14)
18
dA
n
u
Figura 2.18 – Esquema de transporte de masa y de volumen
El transporte de volumen se define como
 ∫∫ u .n dA
Q=
(2.15)
La tabla 2.1 muestra los transportes de volumen de las corrientes mas importantes medidos en
Sverdrup (Sv) donde 1 Sv = 106 m3/s.
De las corrientes de contorno oeste, la corriente del Golfo es la que transporta mayor
volumen (88 Sv), seguida por la corriente de Agulhas. Notar que el ancho zonal de las
corrientes es mucho mas pequeño que el ancho de la cuenca oceánica en todos los casos. En
los lados este de las cuencas oceánicas existen corrientes mucho mas débiles que aquellas de
contorno oeste y son generalmente mas anchas. Ejemplos estas corrientes son: la de
California, de Canarias y de Benguela.
En la zona ecuatorial existen corrientes intensas tanto en el Pacífico como en el Atlántico: la
corriente ecuatorial del sur y la corriente ecuatorial del norte. Cerca de 4 °N existe la
contracorriente ecuatorial que va en dirección contraria a los vientos de superficie.
Por último, la Corriente Circumpolar Antártica es la corriente dominante en el hemisferio sur
que atraviesa el oceano Austral, en la única region del planeta donde el océano no tiene
barreras meridionales. El transporte de esta corriente es cercana a los 140 Sv, el mayor de los
oceanos.
Transportes típicos de las mayores corrientes
Corriente
Ubicacion
Valor
Agulas
31°S, Indico
70 Sv
Golfo
26°N, Atlantico
32 Sv
Golfo
38°N, Atlantic
88 Sv
Brazil
28°S, Atlantic
22 Sv
Kuroshio
25°N, Pacifico
22 Sv
19
Kuroshio
33°N, Pacifico
57 Sv
Este de Australia
30°S, Pacifico
22 Sv
CCA
150°E, Austral
147 Sv
CCA
60°E, Austral
137 Sv
Tabla 2.1 – Transporte de volumen de algunas corrientes
2.2.2 Circulacion termohalina
El intercambio de calor y agua entre el océano y la atmósfera altera la densidad de las aguas
en superficie. Como vimos, un calentamiento y lluvias aumentan la flotabilidad del agua,
mientras que un enfriamiento y la evaporación la disminuyen. Las aguas mas densas de
superficie se hundiran hasta la profundidad de equilibrio y luego se dispersaran en el interior
oceánico desplazando aguas mas viejas que se volvieron menos densas por la mezcla
oceánica y subiran. Para cerrar la circulación y alcanzar el estado estacionario la pérdida de
agua en la superficie debe ser reemplazada o sea que el agua desplazada deberá llegar hasta la
región de hundimiento. Esto genera la circulación termohalina y es mucho mas lenta que la
circulación forzada por el viento. Las corrientes asociadas son menores a 0.1 m/s pero mueve
todo el océano por lo que trae a la superficie aguas profundas que han dejado de estar en
contacto con la atmósfera hace 500-1000 años. Su descripción se facilita a través del
concepto de masas de agua.
2.2.2.1 Diagramas T-S y masas de agua
Una técnica desciptiva muy usada en oceanografía es graficar las variaciones de T y S en una
columna de agua a varias profundidades y compararlas con observaciones similares en otras
regiones de los océanos. Es decir, se toman los datos de temperatura y salinidad medidas para
una columna de agua en función de la profundidad y se los grafica T=f(S). El resultado es un
diagrama T-S y la figura 2.19 muestra un ejemplo. Asimismo, se superponen las curvas de
densidad constante calculadas con la ecuación de estado.
La curvatura de las líneas de densidad constante en la Figura 2.19 es una indicación de la nolinealidad de la ecuación de estado. Si la densidad fuera calculada usando la relación lineal
1.5 las líneas de densidad constante serían líneas rectas.
Los datos graficados proporcionan información cualitativa sobre el grado de estratificación
de la columna. Por ejemplo en los primeros 1000 m la línea conectando las observaciones
cruza varias curvas de densidad constante implicando una gran estratificación. En cambio, en
profundidad las curvas de densidad constante son casi paralelas a la línea que une las
observaciones implicando una baja estratificación.
En oceanografía descriptiva se usa comúnmente el concepto de masa de agua, que en realidad
se origina en meteorología. V. Bjerknes, un meteorólogo noruego, fue el primero en describir
20
las masas de aire frías y secas que se forman en las regiones polares. Mostró que esas masas
de aire se mueven hacia el sur, donde se encuentran con masas de aire mas cálidas y húmedas
formando frentes. De forma similar masas de agua de diferentes T y S se forman en diferentes
regiones del océano y están separadas por frentes.
Tomczak (1999) define masa de agua como un cuerpo de agua con una historia común de
formación y que tiene orígen en una región definida del océano. En su región de formación
las masas de agua son las únicas existentes; en otras regiones del océano las masas de agua se
mezclan.
Figura 2.19 – Diagrama T-S para una estación hidrográfica en el Atlántico norte. La densidad
potencial cambia muy despacio por debajo de los 1000 m. La profundidad de las
observaciones (en unidades de 100m) están marcadas a lo largo de la curva.
Las masas de agua se forman en la superficie (capa de mezcla) donde las propiedades (T, S)
dependen de procesos de calentamiento, enfriamiento, lluvia y evaporación. Una vez que las
aguas se hunden por debajo de la capa límite T y S sólo pueden cambiar a través de la mezcla
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con otras masas de agua adyacentes. Como los procesos de mezcla en el océano son muy
débiles la relación de T y S de una masa de agua se mantiene y éstas se moverán a lo largo de
líneas de densidad constante. Así, las masas de agua pueden ser seguidas a grandes distancias
de su región de formación.
Temperatura y salinidad son propiedades conservativas pues no hay fuentes de calor o sal en
el interior oceánico. Otras propiedades, como el oxígeno son no conservativos pues puede
cambiar por oxidación de materia orgánica y respiración.
Un tipo de agua es un punto en el diagrama T-S; una masa de agua es una línea.
La figura 2.20 muestra el resultado de mezclar dos o tres masas de agua y cómo se
representan en un diagrama T-S. La mezcla de dos masas de agua produce una línea en el
diagrama T-S; como las líneas de densidad constante son curvas la mezcla genera aguas mas
densas (Figura 2.21).
Figura 2.20 – Mezcla de dos (paneles superiores) y tres (paneles inferiores) masas de agua.
En el caso de la mezcla de 3 masas de agua el diagrama T-S es suave en el punto 2 por
mezcla adicional.
22
Figura 2.21– Mezcla de dos masas de agua de igual densidad produce agua mas densa que
las dos originales.
La figura 2.22 muestra un diagrama T-S para el Atlántico sur en diferentes latitudes. Se
pueden distinguir las siguientes masas de agua: Aguas Antárticas de Fondo (AABW), Aguas
Profundas del Atlántico Norte (NADW), Aguas Antárticas Intermedias (AAIW) y Aguas
Centrales del Atlántico Sur (U) cada una caracterizada por un rango de T y S diferentes (ver
tabla 2.2).
Figura 2.22 – Diagrama T-S en el Atlántico sur para diferentes latitudes.
23
Masa de agua
T (°C)
S (ppt)
Aguas Profundas del Atlántico Norte 2.0 – 4.0
(NADW)
34.9 - 35.0
Aguas Antárcticas de Fondo
(AABW)
-0.5 – 0
34.6 – 34.7
Aguas Antárticas Intermedias
(AAIW)
3.0 – 4.0
34.2 – 34.3
Aguas Centrales del Atlantico Sur
(U)
5.0-18.0
34.3-35.8
Tabla 2.2
La figura 2.23 muestra un ejemplo de medida hidrográfica que cruza el oceano Atlántico de
norte a sur (A16 del WOCE Atlas). De las figuras podemos notar las diferentes masas de
agua mencionadas mas arriba. Se observa que la lengua de baja salinidad que caracteriza la
AAIW cuyo orígen es en la Antártida; la lengua que viene del Atlántico norte en capas
profundas con salinidad cercana a los 35 psu (NADW) y las aguas en el fondo con salinidad
uniforme al sur del Ecuador (AABW).
Esta circulación se observa pues en el Atlántico norte agua relativamente cálida y salina
transportada por la corriente del Golfo es enfriada en su camino hacia el norte. En ciertas
regiones, por ejemplo el mar de Labrador y el de Groenlandia, la columna de agua se vuelve
inestable verticalmente induciendo convección. El efecto neto es la formacion de aguas
profundas (NADW). Luego, la NADW es transportada hacia el sur en profundidades medias
como una corriente de contorno oeste, cruza el ecuador y conecta con las masas de agua del
oceano Austral.
En el Pacifico norte no existe formacion de aguas profundas pues las aguas en superficie
están relativamente diluídas. Por otro lado, existe formación de aguas profundas cerca del
continente Antártico. En el Pacífico, este flujo de agua densa y profunda es compensada por
un flujo de retorno en superficie que tambien conecta con las masas de agua del océano
Austral. Las masas de agua que entran al Atlantico desde el sur se denominan Antarctic
Bottom Water (AABW) que fluye cerca del fondo oceánico y Antarctic Intermediate Water
(AAIW) que fluye en profundidades medias (figura 2.23). El flujo de NADW desde el norte
es también compensado por un flujo de superficie de aguas provenientes del océano Indico y
a través del estrecho de Drake.
24
Figura 2.23 – Sección hidrográfica A16 WOCE Atlas.
Como se mencionó antes, el agua tiende a mezclarse a lo largo de isopicnals. Por lo tanto es
posible determinar el origen del agua determinando donde la isopicnal corta con la superficie.
Esto sugiere que las aguas mas profundas provienen de latitudes polares, mientras que
aquellas de profundidades intermedias provienen de latitudes no tal altas (ver figura 2.24).
Una vez sumergidas las aguas se mueven despacio y pueden reaparecer en superficie cientos
de años mas tarde. Por ejemplo, el agua que aflora en el Pacífico norte puede haberse hundido
en el Atlántico norte 1000 años antes.
25
Figura 2.24 – Esquema idealizado de la circulación oceańica profunda.
El flujo 3-dimensional de las diferentes masas de agua que fluyen a traves de los océanos ha
sido llamado “Ocean Conveyor” (ver figura 2.25).
26
Figura 2.25 – (Panel superior) El “Ocean Conveyor” o circulación termohalina. En azul se
indican aguas que circulan por debajo de la superficie a diferentes profundidades; en rojo se
indican corrientes superficiales. (Panel inferior) Vista desde el sur con masas de agua
principales.
27
2.2.3 Transporte de masa global
Usando los datos obtenidos por WOCE combinado con analisis estadísticos ha sido posible
obtener estimaciones precisas de los transportes en los océanos. La figura 2.26 presenta los
transportes de masa integrados zonalmente para varias secciones (unidades 10 9 kg/s). La línea
roja indica flujos superficiales y aguas relativamente cálidas. La linea punteada amarilla
representa aguas intermedias y profundas, y la línea punteada azul representa aguas frías en el
fondo océanico. Las flechas no corresponden a corrientes oceánicas sino a transporte neto a
través de cada sección hidrográfica (en negro). Surgencia y hundimiento se indican con
puntos y flechas, respectivamente y su color indica el nivel de donde se originan las aguas.
Figura 2.26 – Transporte de masa para diferentes secciones y profundidades de los oceanos.
2.2.4 Transporte de calor
Los océanos transportan entre una tercera parte y la mitad del total del transporte meridional
de calor del sistema atmósfera-océano necesario para balancear el exceso de energía recibido
por los trópicos y el déficit de energía en zonas polares a nivel global. El transporte de calor
es muy dificil de medir en forma directa y otros métodos indirectos se han desarrollado para
hacerlo usando los flujos de calor en superficie así como los datos hidrográficos de WOCE.
28
La figura 2.27 muestra el transporte de calor meridional para cada cuenca oceánica, así como
el transporte total. El transporte meridional de calor en el Atlántico es positivo en toda la
cuenca con un máximo de 1.2 PW cerca de 30°N. En el Pacífico, el transporte de calor es
hacia los polos en ambos hemisferios, marcando el hecho de que el océano absorbe calor en
el ecuador y luego es transportado a latitudes mas altas. El transporte en el océano Indico es
hacia el sur con un máximo de 1.0 PW cerca de los 15°S. El flujo combinado de todos los
océanos tiene un máximo de 2 PW cerca de los 20° en cada hemisferio y luego decae hacia
los polos.
Figura 2.27 – Transporte meridional de energía transportado por todos los océanos y por
cada cuenca por separado.
29
Para concluir, es bueno recordar que el océano también transporta sal (o la ausencia de esta).
Como se ve en la figura 2.15 hay un flujo positivo de precipitacion sobre los océanos en el
ecuador y latitudes altas, y un flujo negativo (evaporación) en los subtropicos. Para
compensar, la circulacion oceánica debe transportar agua dulce hacia las regiones donde
domina la evaporación y sal hacia las regiones donde las precipitaciones son mayores. Como
resultado se obtiene que el Pacífico es una cuenca con un flujo neto de agua dulce desde la
atmósfera al oceano debido a las intensas precipitaciones en la ITCZ, mientras que el
Atlantico y el Indico son cuencas que en promedio evaporan mas.
2.3 Los océanos y el clima
El clima varía en muchas escalas de tiempo. Un esquema idealizado del espectro de la
variabilidad climática se muestra en la figura 2.28. Obviamente, el espectro no es calculado
ya que no existe una serie temporal que sea tan larga y con un paso temporal de horas. El
espectro se construyó analizando la energía en las diferentes bandas de muchas series
temporales.
La figura 2.28 muestra tres tipos de variabilidad: (i) picos bien definidos que corresponden a
variaciones forzadas periódicamente con una frecuencia de 1 día o 1 año; (ii) picos mas
anchos asociados a modos internos de variabilidad; y (iii) porciones continuas del espectro
que reflejan variaciones estocásticamente forzadas, así como caos determinista.
Figura 2.28 – Espectro climático
30
Entre los dos picos correspondientes a 1 dia y 1 año se encuentra la variabilidad sinóptica de
los sistemas meteorológicos de latitudes medias, concentrados entre 3-7 días, así como la
variabilidad intraestacional (30-60 días). Inmediatamente a la izquierda del ciclo anual se
encuentra la variabilidad interanual, o sea la variabilidad año a año. El fenómeno de El Niño
es un factor importante en esta variabilidad con una frecuencia de entre 2-7 años. El Niño es
un fenómeno que ocurre debido a la interacción de gran escala entre la atmósfera global y el
océano ecuatorial Pacífico; en ausencia de uno de estos medios El Niño no existiría (figura
2.29).
Figura 2.29 – Condiciones normales en el oceano Pacífico tropical (izquierda), y condiciones
durante el fenómeno de El Niño (derecha).
La energía en el espectro en escalas de tiempo interdecadales es probablemente debido a
procesos internos en el sistema climático: cada componente espectral puede ser asociado al
menos en forma tentativa con un modo de variabilidad interanual o interdecadal.
La energía en la parte mas a la izquierda del diagrama representa variabilidad paleoclimática.
La información usada para incluir esos picos proviene exclusivamente de indicadores
indirectos del estado del clima (no hay registros instrumentales). Ellos incluyen corales y
anillos de árboles para los últimos cientos y miles de años, hielos para los últimos 800.000
años y sedimentos marinos para los últimos millones de años de la historia de la Tierra, el
Quaternario. Durante este período se verifica la existencia de una alternancia de climas
cálidos y fríos, los llamados Ciclos Glaciales cuya ciclicidad se manifiesta en anchos picos
cerca de 20, 40 y 100 mil años. Cambios en la órbita terrestre debido a variaciones en la
precesion, inclinacion (oblicuidad) y eccentricidad también tienen ciclicidades cercanas a 20
kyr, 40 kyr y 100 kyr, respectivamente, lo cual ha llevado al desarrollo de la teoría
astronómica de variaciones climáticas (Milankovich) aunque la relación entre forzante y
respuesta es mas complicada que una simple respuesta lineal. Ver figura 2.30.
Dentro de los ciclos glaciares existen “oscilaciones” de mayor frecuencia prominentes en los
registros del Atlántico Norte. Ejemplos de estos ciclos son los ciclos de Dansgaard-Oeshger
con una periodicidad de entre 1-2.5 miles de años, caracterizados por rápidos cambios en la
temperatura de alrededor de la mitad de la diferencia entre estados glacial y interglacial
31
(figura 2.31).
Figura 2.30 – Variaciones climáticas en el último millon de años y fozantes astronómicos.
Figura 2.31 - Dansgaard-Oeshger events (picos angostos) en los últimos 40.000 años en el
Artico.
32
El resumen, la variabilidad climática observada puede resultar de procesos internos al sistema
climático así como ser una respuesta a forzantes externos. Por ejemplo, la variabilidad de 3-7
días asociada a la variabilidad sinóptica aparece como consecuencia de la inestabilidad de la
circulacion atmosférica, y El Niño es consecuencia del acoplamiento océano-atmósfera en el
trópico. Variabilidad interna en escalas mas largas puede ocurrir a traves de inestabilidades de
los estados de los componentes mas lentos del sistema climático como los hielos o los
océanos. Por lo tanto, aún manteniendo el forzante (solar) constante, el sistema climático
mostraría variabilidad en muchas escalas temporales.
Cambios en la circulación oceánica pueden influenciar el clima en forma sustancial a traves
del impacto en el transporte de calor meridional. Esto puede afectar la temperatura media
global y la precipitación, así como su distribución en el tiempo y el espacio. Por ejemplo,
pequeños cambios en la circulación de superficie del Atlántico norte han sido asociados a
variabilidad interanual e interdecadal observada en el registro instrumental del último siglo.
2.4 Los océanos en el ciclo del carbono
Los océanos forman una parte integral en el ciclo del carbono (figura 2.32). La figura indica
que:
1. Los océanos guardan 50 veces mas dióxido de carbono (CO2) que la atmósfera
2. Fluye mucho mas carbono a través de los océanos que el producido por los combustibles
fósiles.
3. Una cantidad de carbono igual al que contiene la atmósfera realiza un ciclo a través del
océano en 8 años [(750 GT) / (92 GT por año) = 8.3 años];
4. El flujo que entra y sale del océano es mayor que el flujo que entra y sale de los
continentes.
El ciclo del carbono en el océano tiene dos partes, una parte física debido al CO 2 que se
disuelve en el agua, y una parte biológica debido a la conversion de CO 2 en carbohidratos
hecho por el fitoplancton.
1. Bomba física o de solubilidad: El dióxido de carbono se disuelve en las aguas frías del
océano de altas latitudes. Este CO2 es luego llevado al océano profundo por las
corrientes donde permanece por cientos de años, y eventualmente procesos de mezcla
llevan el agua desde la profundidad a la superficie. Los océanos liberan carbono en
regiones tropicales (figura 2.33). Este sistema de corrientes marinas profundas es la
bomba física del carbono que ayuda a sacar carbono de la atmósfera y lo guarda en el
océano.
2. Bomba biológica: El fitoplancton oceánico usa luz, CO2, agua y nutrientes para
producir carbono orgánico y oxígeno, lo cual constituye la base de la cadena
alimentaria marina. A medida que el carbono pasa por los consumidores en superficie
la mayor parte es convertido en CO2 y devuelto a la atmosfera. Una parte del carbono,
no obstante, llega hasta el fondo oceánico donde es remineralizado a CO 2 por
33
bacterias. El resultado neto es un transporte de CO 2 de la atmósfera al océano
profundo donde permanece cientos de años. La estructura de la cadena alimentaria y
la abundancia relativa de las especies influencia cuanto CO 2 terminará en el fondo
oceánico. Esta estructura está determinada en gran parte por la disponibilidad de
nutrientes como nitrógeno, fósforo, silicatos y hierro. Una pequeña fracción del
carbono que llega al fondo oceánico queda eventualmente enterrado (0.4%) y
guardado en los sedimentos por millones de años (figura 2.34).
Figura 2.32 – El ciclo del carbono está dominado por el océano el cual absorbe 50% del CO2
emitido a la atmósfera por la actividad humana. El carbono que llega al fondo oceánico puede
ser guardado por millones de años. Unidades en Giga toneladas (109 toneladas) de carbono.
34
Figura 2.33- Flujos de CO2 a traves de la superficie oceánica. Positivo hacia la atmósfera.
Figura 2.34 – Bombas física (derecha) y biológica (izquierda).
35
La figura 2.35 muestra el color de los océanos. El color es proporcional a la cantidad de
pigmentos de clorofila cerca de la superficie excepto en aguas cercanas a la costa ricas en
sedimentos. A su vez, clorofila es proporcional a la cantidad de fitoplancton: agua con gran
densidad de fitoplancton es verde mientras que agua oceánica pura es azul marino. Como se
puede ver, el color de los océanos muestra que el fitoplancton está mayormente concentrado a
lo largo de las costas, en la zona ecuatorial de los océanos Pacífico y Atlántico, sobre las
plataformas continentales y en altas latitudes, especialmente en el Atlántico norte.
Figura 2.35 – Concentración de clorofila en los océanos.
2.5 Mareas
Las mareas son la elevación y el descenso del nivel del mar causadas por el gradiente de la
fuerza de atracción gravitatoria de la Luna y el Sol sobre la Tierra. Este forzamiento de los
océanos es en general considerado en forma separada del esfuerzo del viento y los flujos de
calor y agua ya que gran parte de la circulación general de gran escala de los océanos puede
ser comprendida sin tomar en cuenta a las mareas.
Por otro lado, en muchas regiones de la plataforma continental las mareas consisten en el
mayor fozamiento mecánico del océano. Por ello, la región costera y de la plataforma
continental merecen un tratamiento diferenciado al del océano abierto. Además de la fuerte
influencia de las mareas, estas regiones están afectadas en forma importante por la descarga
de ríos y la batimetría.
36
Los marinos han conocido la existencia de las mareas por miles de años, y su relación con las
fases de la luna. Deducir la relación exacta, no obstante, llevó el trabajo de grandes
científicos como Galileo, Descartes, Kepler, Newton, Euler, Bernoulli, Kant, Laplace, Airy,
Lord Kelvin, Jeffreys, y Munk. A pesar del trabajo constante a lo largo de los años, todavia
existen preguntas fundamentales: ¿Cual es la amplitud y fase de las mareas en cualquier
punto del océano o a lo largo de la costa? ¿Cual es la dirección y velocidad de las corrientes
de marea? ¿Donde se disipa la energía de las mareas? La respuesta a estas preguntas no es
simple, y el primer mapa global de mareas del océano profundo fue publicado recién en 1994.
Por otro lado, la predicción de mareas a lo largo de las costas y puertos es mucho mas simple.
Registros de mareógrafos sumado a la teoría de forzamiento de mareas provee una
descripción precisa de las mareas cerca de los mareógrafos. Es bueno notar que mientras la
amplitud de las mareas en alta mar es menor que 1 metro, cerca de las costas la amplitud es
generalmente mayor y en algunos casos alcanza o sobrepasa los 10 metros (figura 2.36).
Figura 2.36 – Lineas cotidales (líneas que unen puntos con igual pleamar simultánea) y
amplitud de la marea M2. La amplitud se indica por los colores, y las lineas blancas son
lineas cotidales que difieren en 1 hora. Los arcos curvos alrededor de los puntos anfidromicos
(cero amplitud de la marea) muestran la direccion de las mareas, cada uno indicando un
periodo de 6 horas.
37
Las mareas también contribuyen a que los efectos de las tormentas se vean acentuados.
Cuando los vientos asociados a tormentas soplan sobre la plataforma continental somera, el
agua tiende a apilarse contra la costa. Este aumento en el nivel del mar se conoce como
marejada (“storm surge”). Si la marejada coincide con marea alta (pleamar) el nivel del mar
durante la tormenta será muy alto y los efectos contra la costa más destructivos.
2.5.1 Fuerza generadora de mareas - Teoría de equilibrio
Para entender cómo aparecen las fuerzas que generan las mareas examinaremos el caso de la
Luna. La teoría de equilibrio determina la forma que adquiriría la superficie de una Tierra
completamente cubierta de agua bajo la acción de las mareas, sin inercia ni corrientes (o,
habiendo dejado pasar un tiempo suficientemente largo para que el océano se ajuste al
forzante).
La fuerza generadora es el gradiente del campo gravitatorio de la luna y el sol y como es una
fuerza conservativa tiene un potencial asociado. [Fuerza conservativa es aquella cuyo trabajo
realizado entre dos puntos es independiente del camino seguido y vale F=−∇ U donde U
es el potencial.] Para calcular el potencial de mareas consideremos la figura 2.37 e ignoremos
por el momento la rotación terrestre. La fuerza de atracción de la luna (por unidad de masa)
produce un potencial VM sobre un punto de la superficie terrestre dado por
(2.16)
donde M es la masa de la luna y γ la constante gravitacional.
Figura 2.37 – Diagrama de coordenadas para determinar el potencial de mareas.
Para el triángulo de la figura 2.37
(2.17)
y sustituyendolo en 2.16 se obtiene
(2.18)
38
Como r/R<<1/60 es posible expresar 2.18 en términos de potencias de r/R usando polinomios
de Legendre
(2.19)
La fuerzas de mareas se calculan como el gradiente espacial del potencial por lo que el primer
término de 2.19 no produce fuerzas. El segundo término produce una fuerza constante
paralela a OA; esta es la fuerza que mantiene a la Tierra en órbita alrededor del centro de
masa Tierra-luna. El tercer término produce las mareas, asumiendo que los términos de
mayor orden pueden despreciarse. El potencial de mareas es por lo tanto
(2.20)
La fuerza generadora de mareas puede descomponerse en una componente perpendicular P y
otra paralela H a la superficie del océano. Sólo la componente horizontal produce mareas. La
componente vertical es balanceada por la presión en el fondo marino, mientras que el
cociente entre la fuerza horizontal por unidad de masa y la gravedad debe ser balanceada por
una pendiente opuesta de la superficie así como también por cambios en la velocidad de las
corrientes. La componente horizontal es
H=
−1 ∂ V −2 G
=
sin 2 ϕ
r ∂ϕ
r
(2.21)
donde
(2.22)
Notar que el potencial de mareas es simétrico con respecto a la línea Tierra-luna y produce
deformaciones simétricas a cada lado del eje terrestre (ver figura 2.38).
39
Figura 2.38 – Componente horizontal de la fuerza generadora de mareas cuando el cuerpo
celeste que genera la marea (luna o sol) se encuentra sobre el ecuador en Z.
Si permitimos que la Tierra rote, un observador desde el espacio vería que la deformación en
la superficie que representa la marea de equilibrio se movería fija relativa al eje Tierra-luna.
Para un observador en la Tierra la deformacion de la superficie parece rotar alrededor de la
Tierra pues la luna parece moverse a alrededor de 1 ciclo por día. La luna produce mareas
altas cada 12 hs y 25.23 minutos en el ecuador si la luna está sobre el ecuador. Notemos que
no hay exactamente dos mareas por día pues la luna está rotando también alrededor de la
Tierra. Por último, la luna pasa solo dos veces por encima del ecuador en un mes lunar lo cual
complica la imágen simple de mareas de equilibrio en una Tierra cubierta de océano.
Las fuerzas generadoras de mareas debido al sol se calculan de la misma forma mostrada
arriba. La importancia relativa de la luna y el sol en generar mareas es similar:
40
por lo que la luna genera fuerzas cercanas al doble de las generadas por el sol.
2.5.2 Descomposición armónica de las mareas
A medida que la Tierra rota las fuerzas generadoras de marea debido a la luna y el sol varían
en forma regular con períodos dados por el día lunar (24 hs y 50.47 minutos) y el día solar
(24 hs). Existen además otras variaciones mas pequeñas en otras frecuencias debido al
movimiento orbital de la luna alrededor de la Tierra y del sol alrededor de la Tierra. Un
análisis matemático riguroso de las fuerzas generadoras de marea muestra que el espectro del
forzamiento consiste en un número grande de líneas espectrales asociadas a frecuencias
específicas (figura 2.39).
Figura 2.39 – Espectro esquemático de constituyentes de la fuerza generadora de mareas.
Las líneas espectrales están concentradas en tres grupos de frecuencias: semi-diurnos (2
ciclos por día), diurnos (1 ciclo por día), y de período largo (semi-mensual o semi-anual).
Cada frecuencia identificable en el espectro se denomina constituyente de marea y es posible
escribir la fuerza generadora de marea en cualquier punto de la Tierra como una suma de los
constituyentes individuales
N
V =∑n=1 A n cos (ωn t+ αn )
(2.23)
donde An y αn son las amplitudes y las fases de los constituyentes. Las frecuencias ω n se
conocen precisamente pues dependen de los movimientos orbitales de la luna y el sol.
La respuesta del océano global a este forzante es en principio posible de calcular si se conoce
la batimetría de los océanos. La predicción de las mareas de primeros principios,
originalmente propuesto por Laplace, es no obstante muy complicado y solo ha sido posible
41
hace unos 10 años a través del uso de modelos numéricos de gran resolución. La alternativa,
tambien anticipada por Laplace, es tratar la marea observada como una suma de harmónicos
con las mismas frecuencias que el forzante de mareas pero con aplitudes y fases diferentes
N
η(t)=∑n=1 H n cos (ωn t+ αn−g n)
(2.24)
Esta idea fue desarrollada por Kelvin, Darwin y Doodson, entre otros, y dió lugar al análisis
harmónico de las mareas en el cual la mareas es tratada como la suma de constituyentes
sinusoidales independientes. Las amplitudes Hn y fases gn de los constituyentes se
determinan a través del análisis de la elevación del mar usando, por ejemplo, mínimos
cuadrados. A pesar de que el número de términos N en la expansión teórica de V es grande
(cerca de 400) en la práctica las amplitudes de muchos de esos constituyentes son muy
pequeñas y la marea puede ser representada adecuadamente por solo unos 20 constituyentes.
La tabla 2.2 muestra algunos de los constituyentes mas importantes y sus frecuencias. Los
constituyentes se identifican por un símbolo y una letra indicando algo sobre el origen del
constituyente y un subíndice que indica la especie (1=diurno, 2=semidiurno). Por ejemplo, el
constituyente semidiurno mas importante generado por la luna (y generalmente el mayor de
todos) es el M2.
Símbolo
Nombre
Período (horas)
M2
Lunar principal
12.42
S2
Solar principal
12.00
N2
Elíptico lunar mayor
12.66
K2
Declinacional Luni-solar
11.97
K1
Declinacional Luni-solar
23.93
O1
Declinacional lunar mayor
25.82
Mf
Lunar quincenal
13.7 días
Tabla 2.2- Constituyentes de marea mas importantes
En la mayor parte de los océanos las mareas semidiurnas tienden a predominar y los
constituyentes diurnos son pequeños. No obstante, existe una tendencia a que las dos mareas
diarias no sean iguales, un efecto que aparece del hecho que la luna se mueve al norte y al sur
del ecuador en su ciclo mensual alcanzando una declinación (altura angular sobre el ecuador)
de 28.5 grados. Cuando la luna se encuentra “arriba o abajo” del ecuador el eje del elipsoide
de deformación se mueve con ella dando lugar a la desigualdad en la amplitud de las 2
mareas diarias y aparece, por ejemplo en el constituyente O1. La figura 2.40 muestra la
evolución pronosticada para la marea en Montevideo y se observa la predominancia de las
frecuencias semidiurnas, así como de la diferencia en amplitud entre las 2 mareas diarias.
42
Figura 2.40 – Predicción de mareas para Montevideo (http://www.tide-forecast.com).
La interacción de los constituyentes M2 y S2 (los mayores en muchas regiones costeras)
produce un ciclo de unos 14.79 días en el cual las mareas alternan entre “mareas vivas” con
gran amplitud de pleamar y bajamar y “mareas muertas”. Esta modulación se pueden
entender en términos de la posición de la luna y el sol relativo a la Tierra. Si la Tierra, la luna
y el sol estan alineados (luna llena o luna nueva) entonces los elipsoides generados por la
luna y el sol se alinean y se producen mareas grandes. Las “mareas muertas” ocurren cuando
el sol y la luna están en cuadratura (luna en cuarto menguante o cuarto creciente). Ver Figura
2.41.
43
Figura 2.40 – Esquema de “mareas vivas y muertas”.
2.5.3 Energía de mareas
La mayor parte de la energía entregada para mantener las mareas ocurre en el océano
profundo, pero una gran parte de la energía es disipada en los aguas someras de la plataforma
donde las fuerzas de fricción son mucho mayores. La mayoría de la energía entregada por las
mareas a la plataforma proviene del océano profundo a través de ondas. Los procesos
involucrados se verán mas adelante.
La luna entrega energía a la Tierra a una razón de 3.2 TW (1Tw=10 12 W) mientras que el sol
entrega unos 0.5 TW. Al día de hoy se cree que cerca del 75% de esta energía entregada se
disipa en los mares someros, mientras que el resto es consumido en el océano profundo en
parte a través de la generación de ondas y mareas internas. La figura 2.41 muestra la
distribución espacial de la disipación de la energía de mareas. Se observa que la mayor parte
se disipa en regiones de plataforma específicas, tales como en el Atlántico sudoccidental.
44
Figura 2.41 - Distribución espacial de disipación de energía de mareas.
Bibliografía principal
– H. Dijkstra “Dynamical Oceanography”
st
– B. Stewart “Introduction to Physical Oceanography”, “Oceanography in the 21 century”.
– Simpson & Sharples “Introduction to the physical and biological oceanography of the
shelf seas”.
45

Circulación oceánica - Unidad de Ciencias de la Atmósfera

Transcripción

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