2. Movimiento de los océanos

Transcripción

1 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 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. 1

2 Figura 2.1 Media anual del esfuerzo zonal (panel superior) y meridional (panel inferior) de los vientos (Pa) 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

3 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

4 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

5 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

6 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 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

7 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

8 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

9 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 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. 9

10 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 = H T + H T0 cos (ω a t +δ)= H T + ω0a cos(ωa t +δ) (2.12) donde H T 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 N/S y un mínimo en los trópicos. 10

11 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). 11

12 Figura 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). 12

13 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. 13

14 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 14

15 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). 15

16 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 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

17 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). 17

18 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

19 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

20 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 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 años. Su descripción se facilita a través del concepto de masas de agua 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

21 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 21

22 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

23 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

24 Masa de agua T ( C) S (ppt) Aguas Profundas del Atlántico Norte (NADW) Aguas Antárcticas de Fondo (AABW) Aguas Antárticas Intermedias (AAIW) Aguas Centrales del Atlantico Sur (U) 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

25 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

26 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

27 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

28 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 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

29 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

30 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 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

31 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 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 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 miles de años, caracterizados por rápidos cambios en la temperatura de alrededor de la mitad de la diferencia entre estados glacial y interglacial 31

32 (figura 2.31). Figura 2.30 Variaciones climáticas en el último millon de años y fozantes astronómicos. Figura Dansgaard-Oeshger events (picos angostos) en los últimos años en el Artico. 32

33 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

34 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

35 Figura Flujos de CO2 a traves de la superficie oceánica. Positivo hacia la atmósfera. Figura 2.34 Bombas física (derecha) y biológica (izquierda). 35

36 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

37 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 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

38 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 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

39 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

40 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 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

41 por lo que la luna genera fuerzas cercanas al doble de las generadas por el sol 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 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

42 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 S2 Solar principal N2 Elíptico lunar mayor K2 Declinacional Luni-solar K1 Declinacional Luni-solar O1 Declinacional lunar mayor 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