Variabilidad anual e interanual en el transporte de volumen, calor y sal

Transcripción

1 Variabilidad anual e interanual en el transporte de volumen, calor y sal AM Ramírez-Manguilar 1a, R Durazo 1,2b, E Beier 3c, R Castro 2d Resumen Se calcularon y analizaron los transportes de volumen, calor y agua dulce frente a las costas de Baja California con base en datos hidrográficos de enero de 1998 a octubre de 2007 de IMECOCAL. Para cada una de las 34 campañas oceanográficas realizadas se calculó el transporte neto de volumen geostrófico (G) y de Ekman (E), el flujo neto de calor en la horizontal (0 500 m) y el transporte neto de agua dulce sobre los bordes de un volumen de control. El valor medio para cada uno de los períodos de observaciones mostró que el transporte neto de volumen (G+E) es máximo (~0.60 Sv) en verano (julio), mientras que el máximo flujo neto de calor en la horizontal (~ TW) ocurrió en primavera (abril). Los promedios estacionales del flujo neto de agua dulce fueron negativos (salida) en todas las estaciones del año e indicaron un exceso de evaporación sobre la precipitación de ~27 cm año -1. Los transportes netos mostraron que el volumen de control seleccio- 1 Universidad Autónoma de Baja California. Facultad de Ciencias Marinas. Apartado postal 453, Ensenada, Baja California a aramirez@cicese.mx, b rdurazo@uabc.edu.mx, d rcastro@uabc.edu.mx. 2 Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada. Departamento de Oceanografía Biológica. Carretera Ensenada-Tijuana No Fracc. Zona Playitas. Ensenada, Baja California Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada. Unidad La Paz. Miraflores No. 334 e/ Mulegé y La Paz. La Paz, Baja California Sur c ebeier@cicese.mx. 149

2 nado se comporta como un sistema de influencia subártica, con efectos notables de las contribuciones de masas de agua de origen tropical y subtropical sólo en eventos cálidos de escala interanual. Palabras clave: transporte de volumen, flujo de calor, transporte de agua dulce, Baja California. Abstract Volume, heat and freshwater transports were computed for the Pacific Ocean area off the Baja California peninsula using data gathered during 34 oceanographic cruises conducted from January 1998 to October 2007 by IMECOCAL. For each campaign, net geostrophic and Ekman volume transports, as well as net heat and freshwater fluxes, were computed along the edges of a coastal volume. Mean seasonal values indicated that maximum net volume transports (G+E, ~0.60 Sv) occurred in summer (July), whereas maximum horizontal heat flux (~ TW) took place in spring (April). The mean seasonal freshwater fluxes were negative (export) all seasons, which indicated an excess of evaporation over precipitation of ~27 cm yr -1. Net transports demonstrated that the control volume shows a subarctic influence behavior, with major effects of tropical and subtropical water masses during interannual warm events. Introducción Para conocer los procesos oceanográficos en una región se requiere de la estimación de balances dinámicos y termodinámicos que frecuentemente utilizan bases de datos oceánicos y atmosféricos. Roemmich (1989), por ejemplo, analizó datos hidrográficos en la región oceánica costera del sur de California, y observó que en un volumen de control existe, en la media temporal, un balance entre los transportes de volumen por advección geostrófica y de Ekman. Este resultado indica que, en primer orden, los dos transportes son los términos más importantes de la ecuación del balance de volumen total. Posteriormente, Bograd et al. (2001) analizaron datos de 55 cruceros hidrográficos de la misma región y encontraron que la ganancia neta de calor por la superficie fue de ~86 W m -2. Ambos estudios mostraron que el máximo flujo de calor 150 Aspectos físicos

3 en la interface océano-atmósfera (~130 W m -2 ) ocurre en primavera, y que existe una evaporación neta anual de ~70 cm año -1 y una baja precipitación, de 0.43 cm año -1, que deben ser compensados por un transporte neto de sal hacia afuera del volumen de control. Estos resultados fueron obtenidos en una región que se caracteriza por la influencia de agua de origen subártico que resulta de un flujo neto de agua relativamente fría hacia el ecuador la mayor parte del año (Lynn y Simpson 1987). En contraste, el área oceánica costera frente a la Península de Baja California, la porción más meridional del Sistema de la Corriente de California (SCC), es una región que además de los flujos de agua subártica provenientes del norte recibe estacionalmente aportes de aguas de origen tropical y subtropical (Durazo y Baumgartner 2002). Algunos trabajos en este volumen discuten la variabilidad espacio temporal de los parámetros oceanográficos frente a la península (Durazo et al. este volumen, Castro y Martínez este volumen), que ponen de manifiesto la importancia de la variabilidad estacional e interanual de la temperatura y la salinidad para modular la variabilidad del balance geostrófico, y por lo tanto para el transporte de propiedades asociado con el campo de masa. Con respecto a la relevancia de procesos atmosféricos, no se no se sabe qué tan importante es en la región el transporte de Ekman en el flujo horizontal de propiedades a lo largo de la capa superficial del océano. Con la finalidad de evaluar si la influencia de aguas tropicales y subtropicales modifica el balance típico de agua con dominancia subártica (Roemmich 1989, Bograd et al. 2001), en este trabajo se utilizaron datos hidrográficos de diez años de la porción sureña del SCC para estimar los flujos estacionales de sal y calor. Datos y métodos Se utilizó la base de datos hidrográficos de observaciones realizadas por IMECOCAL de enero de 1997 a octubre de Para el análisis se consideraron los datos hidrográficos de 34 de los 41 cruceros realizados por el programa. El área de estudio y los métodos de obtención de datos los describen Durazo et al. (este volumen). Se consideró que las observaciones en cada crucero representan el promedio de cada estación. Para el cálculo de transporte de volumen, masa, calor y sal, se utilizó la caja de control mostrada en la figura 1, cuyas fronteras están orientadas perpendiculares y paralelas a la costa. Como convención, en este trabajo los transportes positivos (negativos) indican entradas o ganancias (salidas o pérdidas) hacia (desde) la caja. El transporte de volumen geostrófico (T V ) a través de una sección de área se calculó como Va r i a b i l i d a d an u a l e in t e r a n u a l en el tr a n s p o r t e de vo l u m e n, c a l o r y sa l 151

4 T V = E n 0 v g da (1) E 1 -h donde E 1 y E n son las estaciones y , respectivamente, h es el nivel de referencia (500 m) utilizado para los cálculos geostróficos, v g es la velocidad geostrófica y da es un elemento de área a lo largo de las coordenadas horizontal dx y vertical dz. T V se expresa en Sverdrups (1 Sv = 10 6 m 3 s -1 ). El transporte de Ekman (T Ek ) está dado por: T Ek =( τ y -τ x, ) (2) ρ m ƒ ρ m ƒ donde τ x y τ y son la componente meridional y latitudinal del esfuerzo del viento, respectivamente, ρ m =1026 kg m -3 es la densidad del agua, y f es el parámetro de Coriolis. El esfuerzo del viento se calculó de acuerdo con Large y Pond (1981) con datos de viento que se obtuvieron del North American Regional Reanalysis Archive (NARR, que mantiene registros con una resolución espacial de 32 km y temporal de 3 horas. Estos datos se utilizaron para obtener una climatología mensual en base a información de , y se calculó el esfuerzo del viento tangencial a las caras del polígono. El transporte geostrófico de masa se puede calcular como la integral de área de la densidad in situ multiplicada por la velocidad geostrófica perpendicular a cada sección. El transporte de masa (T m ) a lo largo de una sección cerrada en el volumen de control se obtiene mediante la ecuación: T m = O ρ v g da (3) donde ρ=ρ(p,s,t) es la densidad in situ. Para cumplir la condición de conservación de masa (T m = 0) fue necesario ajustar la velocidad geostrófica utilizada para los cálculos de flujo de masa y de calor. Se eligió una de las formas propuestas por Ochoa y Bray (1991), quienes sugieren sumar una velocidad constante (c) a la velocidad geostrófica. El valor de c es la velocidad neta que existe en el nivel de referencia en toda la sección. La ecuación (3) queda expresada como: E n 0 ρ ( v g + c) da = 0 (4) E 1 -h 152 Aspectos físicos

5 donde la constante c está dada por: E n 0 ρv E c = 1 -h g da (5) E n 0 ρ da El cálculo del transporte de calor (T c ) considera la contribución del transporte geostrófico basado en mediciones hidrográficas (Bacon y Fofonoff 1996), y del transporte de Ekman (ec. 2); esto es, T c = E n 0 θ ρ C p v da + E n θ ρ C p T Ek dl (6) E 1 -h E 1 -h g E 1 donde θ = θ (P,T,S,P ref = 0) es la temperatura potencial, C p =C p (θ) es el calor específico del agua de mar en la superficie, v = v g + c es la velocidad geostrófica g modificada a transporte de masa igual a cero y dl es un elemento de longitud. Las unidades de T c son watts (W = J s -1 ). El exceso de evaporación sobre precipitación en la caja se calculó de acuerdo con Bograd et al. (2001): E - P = 1 E n 0 1 (S - S 0 ) ρv da + S E 1 -h g 0 S 0 E n (S - S 0 ) ρ T Ek dl E 1 donde S es la salinidad y S 0 es la salinidad media del área circundante de la caja control. Resultados En la figura 2 se muestran los promedios estacionales del transporte de volumen geostrófico y de Ekman calculados para las cuatro estaciones del año. Las barras representan el error estándar e indican, en cada caso, la magnitud de la variabilidad interanual. El transporte de volumen geostrófico neto es negativo en otoño e invierno y positivo en primavera y verano, con un máximo de ~0.67 Sv en julio. Durante el verano los gradientes verticales y horizontales del campo de masa son más pronunciados (Durazo et al. este volumen), y por tanto el transporte debido al campo de corrientes geostróficas es máximo. En contraste, el transporte de Ekman fue siempre negativo y con muy poca variación estacional. Este mismo compor- Va r i a b i l i d a d an u a l e in t e r a n u a l en el tr a n s p o r t e de vo l u m e n, c a l o r y sa l 153

6 Figura 1. Área de estudio. Los puntos representan las estaciones de muestreo de la región IMECOCAL y la línea continua la caja control, delimitada al norte por la línea de muestreo 100, al oeste por las estaciones 60 sobre cada transecto, y al sur por la línea de muestreo Aspectos físicos

7 Figura 2. Promedios estacionales del transporte neto de volumen geostrófico (línea continua) y transporte de Ekman (línea segmentada) (1 Sv = 10 6 m 3 s -1 ) para los 34 cruceros analizados. El transporte negativo (positivo) indica un flujo hacia afuera (adentro) de la caja de control. Los símbolos indican el valor del transporte neto de volumen geostrófico para cada una de las campañas realizadas en el período de muestreo. Las barras representan el error estándar de la media. tamiento se observó en las estimaciones para la región frente al sur de California. Bograd et al. (2001) encontraron que las contribuciones de los transportes de Ekman y geostrófico a lo largo del año son similares en magnitud pero de signo contrario, con un máximo positivo del transporte neto de volumen geostrófico en abril (0.71 Sv). Esta diferencia en el tiempo de ocurrencia puede ser atribuida en parte a los efectos de recirculación causados por la presencia del giro ciclónico del sur de California, cuya máxima expresión es en julio. Otra diferencia importante entre los resultados de este trabajo y los obtenidos por Bograd et al. (2001) es que en la región IMECOCAL el transporte de Ekman es de menor magnitud, especialmente durante abril y julio (primavera y verano), discrepancia que puede ser atribuida a los vientos más intensos en el sur de California respecto a los vientos frente a la península (Pérez-Brunius et al. 2007). En la tabla 1 se muestra el trans- Va r i a b i l i d a d an u a l e in t e r a n u a l en el tr a n s p o r t e de vo l u m e n, c a l o r y sa l 155

8 porte neto de volumen debido a las contribuciones geostrófica y de Ekman (G+E). A pesar de que el transporte de volumen de Ekman fue negativo a lo largo del año, el transporte neto de volumen fue positivo en primavera y verano, lo que sugiere una dominancia del transporte geostrófico durante estos períodos. Para el volumen de control utilizado en este trabajo (fig. 1) es posible considerar que, debajo de 500 m de profundidad, el flujo horizontal de calor es pequeño comparado con el flujo en la capa superior (los cálculos geostróficos están referidos a 500 m y la Corriente de California tiene su núcleo arriba de los 300 m de profundidad), y que no hay transferencia de calor a través del fondo de la caja. Bajo estas suposiciones la parte estacionaria del balance de calor está dada entre el flujo de calor horizontal (paredes) y la transferencia de calor con la atmósfera en la superficie, ya que en períodos largos el océano no se calienta ni se enfría. Con base en estas premisas se puede estimar el balance total del calor en el volumen de control a través de la integral de área sobre sus bordes laterales. En la figura 3 se presentan los resultados del cálculo del flujo horizontal del calor para cada una de las 34 campañas oceanográficas. Los promedios estacionales del flujo horizontal de calor debidos a la advección geostrófica indican una pérdida de calor por las paredes durante invierno y primavera, y una ganancia durante verano y otoño. El flujo neto de Tabla 1. Promedios estacionales de transporte de volumen geostrófico y de Ekman (G+E, Sv), flujo de calor horizontal (TW), flujo de calor a través de la superficie (W m -2 ) y flujo de agua dulce ( kg s -1 ). Los intervalos de error representan el error estándar de la media, y los valores entre paréntesis en la primera columna muestran el total de cruceros utilizados para el promedio. El transporte negativo (positivo) indica un flujo hacia afuera (adentro) de la caja de control. Para el cálculo del flujo por la interfase se consideró un área superficial de m 2, en donde el signo negativo representa una ganancia de calor por el océano. Volumen G+E (Sv) Calor E-P ( kg s -1 ) (TW) (W m -2 ) Enero (10) 0.24 ± ± ± ± 2.8 Abril (6) 0.06 ± ± ± ± 2.6 Julio (10) 0.60 ± ± ± ± 2.0 Octubre (8) 0.16 ± ± ± ± 1.7 Promedio (34) 0.08 ± ± ± ± Aspectos físicos

9 calor por transporte de Ekman resultó negativo (salida) en todas las estaciones del año. La suma de los transportes geostrófico y de Ekman (G+E, tabla 1) muestra que la entrada de calor al volumen de control ocurre solamente en el verano, cuando el transporte de volumen (fig. 2) es máximo. Sin embargo, es también posible que las ganancias de calor durante el verano se deban a la intrusión desde el sur de masas de agua de mayor temperatura relativa (Agua Ecuatorial Subsuperficial y Agua Subtropical Superficial, Durazo et al. este volumen). En el resto de las estaciones del año, la pérdida de calor por las paredes se debe a una mayor advección de aguas frías de origen subártico hacia el ecuador (Corriente de California), y al incremento en las surgencias costeras producto de vientos más intensos a lo largo de la costa durante estos períodos (Castro y Martínez este volumen). Entre todas las campañas analizadas la máxima ganancia de calor por advección geostrófica (27.3 TW) se observó en julio de 2007, mientras que la máxima perdida ( 16.4 TW) ocurrió en abril de 2004 (fig. 3). En términos generales el promedio anual del flujo horizontal de calor fue de 4.77 TW (tabla 1), que equivale a una ganancia de flujo de calor del océano a la atmósfera de ~45 W m -2, consistente con una ganancia neta obtenida a partir de datos atmosféricos por Winant y Dorman (1997) y Nelson y Husby (1983) en la región sur de California. El transporte neto de agua dulce en un volumen de control es un indicador de los procesos de evaporación y precipitación que ocurren en la interfase océanoatmósfera. Un flujo de agua negativo (salida) implica, en promedio a largo plazo, un exceso de la evaporación sobre la precipitación. En la figura 4 se muestran los cálculos del transporte neto de agua para todas las campañas analizadas. Los resultados indican en general una salida (exportación) de agua por transporte geostrófico en la mayoría de las campañas realizadas, con excepción de un flujo de entrada (importación) en los cruceros de enero de 1998, 2005, 2006 y Estos valores positivos están asociados a eventos El Niño (Durazo 2009), y sugieren una mayor precipitación. Los transportes de agua debidos a la dinámica de Ekman en la capa superficial fueron positivos, aunque de menor magnitud que los calculados por el transporte geostrófico. Los promedios estacionales del flujo de agua (tabla 1) indican salida (exportación), con máximos relativos en abril y julio que sugieren un exceso de evaporación sobre la precipitación en esas estaciones del año. El promedio anual de transporte de agua fue de kg s -1, que equivale a una tasa de evaporación de ~27 cm año -1. Roemmich (1989) reportó resultados similares para la región del sur de California, aunque Bograd et al. (2001) encontraron que la mayor exportación de agua en esa misma área ocurre en otoño. Va r i a b i l i d a d an u a l e in t e r a n u a l en el tr a n s p o r t e de vo l u m e n, c a l o r y sa l 157

10 Figura 3. Promedios estacionales de los flujos netos de calor en la horizontal debido al transporte geostrófico (línea continua) y al transporte de Ekman (línea segmentada) para los 34 cruceros analizados. Flujo positivo de calor indica ganancia de calor hacia dentro de la caja. Flujo negativo indica transporte hacia fuera de la caja y equivale a una transferencia de calor del océano a la atmósfera. Los símbolos indican el valor del flujo neto de calor por transporte geostrófico para cada una de las campañas realizadas en el período de muestreo. Las barras representan el error estándar de la media. Discusión La variabilidad estacional en el transporte de volumen de Ekman (fig. 2) mostró un máximo en abril ( 0.13 Sv) y un mínimo en enero ( 0.07 Sv), en contraste con el transporte de volumen por geostrofía cuyo máximo (0.66 Sv) y mínimo ( 0.16 Sv) ocurren en julio y enero, respectivamente. El máximo estacional del transporte de Ekman en primavera está asociado con la intensificación de los vientos durante esa época, lo que ocasiona un máximo relativo en el transporte de Ekman (Reid et al. 1958, Pérez-Brunius et al. 2007, Castro y Martínez este volumen). Hacia el verano el viento se debilita y la variabilidad espacial del campo de masa se incrementa, lo que origina que el transporte geostrófico (0.66 Sv) adquiera una mayor 158 Aspectos físicos

11 Figura 4. Promedios estacionales del flujo neto de agua debidos al transporte geostrófico (línea continua) y al transporte de Ekman (línea segmentada). El signo positivo (negativo) indica transporte neto hacia dentro (afuera) de la caja de control por corrientes oceánicas. Los símbolos indican el valor del flujo neto debido al transporte geostrófico para cada una de las campañas realizadas en el período de muestreo. Las barras representan el error estándar de la media. importancia relativa respecto al transporte total. Los mínimos relativos observados en enero (invierno), tanto para el transporte de Ekman como para el transporte geostrófico, corresponden con la temporada en que los vientos son más débiles y variables, y los gradientes verticales y horizontales en el campo de masa son menos pronunciados. La integral de superficie del transporte de calor mostró que la mayor pérdida y ganancia de calor por advección ocurre durante abril y julio, respectivamente. La salida (pérdida) de calor por advección en abril implica una ganancia en el flujo neto de calor por la interface océano-atmósfera de ~128 W m -2, mientras que la ganancia de calor por advección observada en julio equivale a una pérdida de calor por la interfase océano-atmósfera de 40 W m -2. La perdida de calor por advección está asociada a aguas subárticas, y la ganancia es atribuible a un mayor aporte de aguas de origen tropical (Durazo Va r i a b i l i d a d an u a l e in t e r a n u a l en el tr a n s p o r t e de vo l u m e n, c a l o r y sa l 159

12 et al. este volumen, Durazo y Baumgartner 2002). La mayor aportación de agua de origen tropical y subtropical ocurre durante el otoño (Lynn y Simpson 1987, Durazo et al. este volumen). La ganancia de calor que se observó en el verano sugiere que en esa época del año la estratificación vertical y el campo de masa son elementos más importantes en la regulación del transporte de volumen hacia dentro de la caja control, en comparación con la intrusión de agua con mayor temperatura relativa en otoño. La integral de superficie del transporte de agua (fig. 4, tabla 1) mostró que en promedio estacional existió una salida de agua desde la caja de control durante todo el año, con máximos relativos durante abril y julio. Este resultado sugiere que la evaporación excede a la precipitación a lo largo de todo el año, con una probable excepción durante la presencia de eventos cálidos de escala interanual (El Niño). Los máximos en el flujo de agua pueden estar asociados con vientos más intensos en primavera y verano (Pérez-Brunius et al. 2007, Castro y Martínez este volumen), cuyo efecto directo es incrementar la tasa de evaporación en la interfase. La influencia de aguas de origen tropical y subtropical frente a la península se registra principalmente durante el otoño (Lynn y Simpson 1987, Durazo y Baumgartner 2002, Durazo et al. este volumen). Es entonces cuando se esperaría una mayor advección de calor, así como máximos relativos en los flujos de agua hacia el volumen de control debido a la influencia de aguas de mayor temperatura y salinidad relativas. Sin embargo, los promedios estacionales de los flujos netos mostraron máximos durante el verano, asociados principalmente con gradientes horizontales más marcados en el campo de masa, y por tanto, corrientes geostróficas más intensas. El hecho de que el flujo de agua resultara positivo durante los inviernos asociados con eventos El Niño (fig. 4) sugiere que, a escala interanual, los flujos de entrada hacia el volumen de control están fuertemente afectados tanto por la advección de aguas más cálidas y salinas como por la alteración de los procesos de intercambio de calor en la interfase océano-atmósfera. Cabe esperar que en regiones más al sur (22 26 N) los balances muestren además de un comportamiento estacional, un máximo relativo durante la época de otoño debido a la mayor entrada de flujos hacia el polo asociados con el debilitamiento de los vientos en esa época. 160 Aspectos físicos

13 Referencias Bacon S, Fofonoff N Oceanic heat flux calculation. J. Atmos. Oceanic Tech. 13: Bograd SJ, Chereskin TK, Roemmich D Transport of mass, heat, salt, and nutrients in the southern California System: annual cycle and interannual variability. J. Geophys. Res. 106: Castro R, Martínez A Variabilidad espacial y temporal del campo de viento frente a la Península de Baja California. En: Gaxiola-Castro G, Durazo R (eds.), Dinámica del Ecosistema Pelágico frente a Baja California, : Diez años de Investigaciones Mexicanas de la Corriente de California. Pp Chereskin TK Direct evidence for an Ekman balance in the California Current. J. Geophys. Res. 100: Durazo R Climate and upper ocean variability off Baja California, Mexico: Progr. Oceanogr. doi: /j.pocean Durazo R, Baumgartner TR Evolution of oceanographic conditions off Baja California: Progr. Oceanogr. 54: Durazo R, Ramírez-Manguilar AM, Miranda LE, Soto-Mardones LA Climatología de variables hidrográficas en la Corriente de California frente a Baja California. En: Gaxiola-Castro G, Durazo R (eds.), Dinámica del Ecosistema Pelágico frente a Baja California, : Diez años de Investigaciones Mexicanas de la Corriente de California. Pp Goericke R, Bradley RW, Bograd S, Collins C, Emmett R, Gaxiola-Castro G, Gomez-Valdes J, Harvey JT, Hyrenbach KD, Koslow T, Lara-Lara JR, Lo NCH, Peterson WT, Schwing FB, Sydeman WJ, Venrick E, Weiss MJ The State of the California Current, : regional and local processes dominate. Calif. Coop. Oceanic Fish. Invest. Rep. 48: Hellerman S, Rosenstein M Normal monthly wind stress over the world ocean with error estimates. J. Phys. Oceanogr. 13: Large WG, Pond S Open ocean momentum flux measurements in moderate to strong winds. J. Phys. Oceanogr. 11: Lynn RJ, Simpson JJ The California Current system: the seasonal variability of its physical characteristics. J. Geophys. Res. 92: Ochoa J, Bray NA Water mass exchange in the Gulf of Cadiz. Deep-Sea Res. 38: Pérez-Brunius P, López M, Parés-Sierra A, Pineda J Comparison of upwelling indices off Baja California derived from three different data sources. Calif. Coop. Oceanic Fish. Invest. Rep. 48: Va r i a b i l i d a d an u a l e in t e r a n u a l en el tr a n s p o r t e de vo l u m e n, c a l o r y sa l 161

14 Reid JL, Roden GI, Wyllien JG Studies of the California Current system. Progress Report, CalCOFI, 1 July January 1958, La Jolla, Ca. Pp Roemmich D Mean transport of mass, heat, salt and nutrients in southern California coastal waters: implications for primary production and nutrient cycling. Deep-Sea Res. 36: Winant CD, Dorman CE Seasonal patterns of surface wind stress and heat flux over the Southern California Bight. J. Geophys. Res. 102: Aspectos físicos