2.1 VORTICIDAD Y MAREAS INTERNAS EN DOS ZONAS DE INTERCAMBIO EN EL GOLFO DE ANCUD (CONA-C10F 04-05) Mario Cáceres 1*, Arnoldo Valle-Levinson 2, Mónica Bello 1, Juan P. Belmar 1 & Manuel Castillo 1 1 Servicio Hidrográfico y Oceanográfico de la Armada, 2 Center for Coastal Physical Oceanography, Department of Ocean, Earth and Atmospheric Sciences, Old Dominion University, USA mcaceres@shoa.cl * INTRODUCCIÓN Existe una amplia variedad de mecanismos físicos de intercambio entre cuencas semicerradas en áreas de fiordos, que se encuentran frecuentemente clasificadas de acuerdo al agente externo que los genera y a los rasgos topográficos que modifican el flujo. Entre éstos se encuentran los fenómenos derivados del efecto de la marea, tales como las mareas barotrópicas, las mareas internas, la rectificación por mareas; los derivados del efecto del viento; los procesos de mezcla asociados a umbrales, a fenómenos ondulatorios, a vorticidad y otros (Farmer & Freeland, 1983). El presente trabajo se focaliza sobre dos procesos específicos: vorticidad asociada a batimetría y ondas internas en profundidades medias. En lo que se refiere a la vorticidad, ésta se define como la tendencia del flujo a cambiar su dirección. Cuando esta tendencia es a seguir las isóbatas, puede ser explicada por una aproximación a la conservación de energía potencial para un fluido en rotación, siguiendo el teorema de Taylor Proudman, que indica que las velocidades no pueden variar con la profundidad, luego el flujo debe ser paralelo a las isóbatas (Trowbridge et al., 1998). Las desviaciones en la dirección del flujo también pueden ser explicadas bajo el concepto de conservación de la vorticidad potencial (Π) en ausencia de fricción (Pond & Pickard, 1995). Éste es un concepto útil y consistente para describir las tendencias a la vorticidad en el océano, que relaciona la vorticidad relativa (ζ) con la vorticidad absoluta (ƒ) (o parámetro de Coriolis) y la profundidad (D) en la siguiente expresión, donde Π permanece constante. ( ζ + ƒ ) / D = Π (1) Así, a medida que el flujo se mueve sobre regiones con profundidad cambiante y diferencias despreciables de latitud, la vorticidad relativa cambiará para mantener Π constante. El canal Chacao (Figs. 1 y 2a), donde se observan intensas corrientes de marea de hasta 3,5 m/s en el sector de la roca Remolinos (Cáceres et al., 03), es la vía de conexión marítima entre el golfo de Ancud y el océano Pacífico. En su acceso oriental, uniendo la punta Tique en la ribera norte y punta Lilicura en la isla de Chiloé, las 15
Crucero CIMAR 10 informaciones a la navegación y la carta náutica Nº 7210 editada por el Servicio Hidrográfico y Oceanográfico de la Armada (SHOA), muestran la presencia de una franja de escarceos y fuertes desviaciones al flujo, conocida como la Raya del Tique. Las características principales de la circulación asociada a este rasgo, reportado sólo por observaciones visuales, no han sido informadas previamente en la literatura científica. Coincidente con la posición de esta franja, se evidencia un abrupto aumento de la profundidad en la dirección general Este-Oeste, por lo que se presume un efecto de la topografía submarina en la generación de este fenómeno. No se descarta que ante el brusco cambio de profundidad las corrientes experimenten cambios en su dirección por la tendencia del flujo a seguir las isóbatas. En el caso de las ondas internas, un mecanismo primario de su generación en el océano proviene de la interacción de la marea con los rasgos topográficos de fondo, situación que clásicamente se observa cuando la onda de marea oceánica encuentra el borde de la plataforma continental o cuando una elevación de la topografía submarina intercepta la picnoclina. Las irregularidades de la topografía de fondo también afectan la propagación de la energía de la onda interna de marea, generando, por ejemplo, resuspensión de sedimentos en cañones submarinos (Gardner, 1989). La observación de este fenómeno en zonas profundas en fiordos, con inclinaciones subcríticas del fondo, son, sin embargo, menos reportadas (Farmer & Freeland, 1983; Pond & Pickard, 1995). El paso Queullín (Figs. 1 y 2b), que conecta el seno Reloncaví con el golfo de Ancud, forma parte de un canal submarino con profundidades máximas de alrededor de 300 m, que se orienta en la dirección general norte-sur en el sector del paso. Allí se observan abruptas paredes que recuerdan el origen glacial de la topografía submarina del área. El conocimiento de los principales rasgos de la circulación en este paso son poco conocidos. Dado que los rangos de marea típicos que se reportan en las cartas náuticas números 7330 y 7210 del SHOA para localidades del sector, son del orden de 7 m, existen presunciones de la existencia de mareas internas asociadas a la circulación en este paso. Por otra parte, y dada su profundidad, se esperaría un sistema de circulación vertical de más de dos capas, como el observado por Cáceres et al. (02) en el fiordo Aysén. El propósito del presente trabajo es describir la distribución de velocidades residuales asociadas a una zona de escarceos en el sector oriental del canal Chacao; y describir los rasgos de la circulación en profundidades medias en el paso Queullín. Para lo anterior, se presentan los resultados de dos experimentos de mediciones de corrientes efectuados en zonas de conexión del golfo de Ancud con cuencas adyacentes. En ambos casos, éstos constituyen las primeras experiencias observacionales instrumentales de sus características. MATERIALES Y MÉTODOS En el acceso oriental del canal Chacao (Fig. 2a), se efectuaron mediciones de corrientes con Acoustic Doppler Current Profiler (ADCP) para estudiar la variabilidad del flujo con un instrumento RD Instruments WH de 307,2 khz mirando hacia abajo, instalado en un catamarán de 3 m de largo, remolcado a una velocidad máxima de 5 16
nudos por el AGOR Vidal Gormaz. Durante 24 horas se efectuaron 19 repeticiones sobre el transecto mostrado en la Fig. 2a como CIMAR 10, a partir del día 15 de noviembre de 04 a las 18:40 hrs. En forma simultánea se obtuvieron datos de posición geográfica con un GPS Leica. El tamaño de la celda vertical fue de 4 m. El alcance máximo del instrumento permitió la obtención de datos confiables hasta -1 m de profundidad siendo los primeros datos útiles en superficie a partir de los 6 m. Los datos de compás del ADCP fueron corregidos siguiendo el método de Joyce (1989) y los datos erróneos de velocidades fueron removidos siguiendo el procedimiento explicado por Valle-Levinson & Atkinson (1999). La señal semidiurna de la marea, representada por la constituyente M 2 con un período de 12,42 horas, y la señal diurna, representada por la constituyente K 1, con un período de 23,93 horas, fueron separadas de la señal submareal de los componentes del flujo observado usando análisis de regresión sinusoidal de mínimos cuadrados (Lwiza et al., 1991). La señal submareal representó el flujo residual o promedio de estas dos componentes armónicas para el período de mediciones. Este ajuste de los datos con el análisis de mínimos cuadrados explicó sobre el 88% de la variación de éstos. Se adoptó un sistema de coordenadas en el cual los componentes de velocidad de la corriente a lo largo y a lo ancho del canal eran u y v, respectivamente. Los datos de velocidad fueron rotados en la dirección a favor de los punteros del reloj en un ángulo orientado a la dirección de más alta variabilidad e intensidad de las corrientes de marea y de los más débiles flujos de marea a lo ancho. Con el propósito de complementar y dar más consistencia a los resultados obtenidos, se incluyó en el presente trabajo, además del transecto de ADCP remolcado ya señalado, una segunda serie de datos obtenida en una campaña efectuada por el SHOA en el mes de abril de 04, cuyo circuito rectangular se muestra en la Fig. 2a como SHOA. Sobre este circuito se efectuaron mediciones por 13 horas con el AGOR Vidal Gormaz, siguiendo un procedimiento similar de adquisición y procesamiento de datos al indicado más arriba para el transecto CIMAR 10 Fiordos. Datos de viento fueron obtenidos a bordo del AGOR Vidal Gormaz durante todo el crucero CIMAR 10 Fiordos, y en una estación meteorológica marca Aanderaa instalada en la isla Queullín entre el 15 de agosto y el de noviembre de 05. En el paso Queullín (Fig. 2b), sobre una sonda de 3 m, se instaló un sistema de anclaje con instrumentos para mediciones de corrientes en los 0 m superficiales: un ADCP a m mirando hacia arriba, y tres correntómetros ACM Fallmouth a 0, 1 y m. La instalación y el retiro fueron efectuados desde el AGOR Vidal Gormaz. Este sistema tomó registros de datos entre el de agosto y el 15 de noviembre de 04. Al momento del retiro del instrumental, el correntómetro instalado a 1 m mostró evidencias de un severo golpe de causa desconocida, que provocó su total inutilización y pérdida de los datos. Se efectuó un ajuste de mínimos cuadrados a los datos de U y V de los correntómetros de y 0 m utilizando 23 componentes armónicos de la marea. 17
Crucero CIMAR 10 Con esto se calcularon las amplitudes de la corriente de marea de cada armónico, siendo descartadas aquellas componentes que presentaban amplitudes bajo 0,8 cm/s. Lo anterior se hizo para facilitar y verificar las componentes que estaban contribuyendo efectivamente a explicar la variabilidad. Utilizando esta selección de armónicos se efectuó un nuevo ajuste a la totalidad de los datos para obtener los valores residuales de la corriente a estas dos profundidades. También se efectuaron mediciones de nivel del mar con un mareógrafo marca Aanderaa, instalado en la isla Queullín durante el mismo período de mediciones. RESULTADOS Y DISCUSIÓN La motivación del presente estudio era conocer la variabilidad del flujo en dos zonas de intercambio entre cuencas en el golfo de Ancud. La primera en el acceso oriental del canal Chacao, que conecta este golfo con el océano Pacífico, con énfasis en el sector de formación de la Raya del Tique, un rasgo asociado a la batimetría. La segunda en el paso Queullín, que conecta el seno Reloncaví con el golfo de Ancud, y que representa la conexión con la mayor sección transversal entre ambas cuencas. Acceso oriental del Canal Chacao La Fig. 2a (CIMAR 10) muestra la posición del transecto sobre el cual se efectuaron las mediciones durante 24 horas. Los flujos residuales de las componentes u (longitudinal) y v (transversal) se muestran en la Fig. 3. En la dimensión longitudinal, dominan en esta sección vertical los valores positivos, es decir, van en la dirección general hacia el este, mientras que en la dimensión transversal los valores positivos (hacia el norte) se observan, en general, sobre la región profunda, y los negativos (hacia el sur) sobre las someras. Las magnitudes del flujo residual en ambas dimensiones muestran valores similares, lo que sugiere que el flujo secundario puede ser tan importante como el longitudinal en esta sección. Otra manera de representar el flujo residual se muestra en la Fig. 4, donde se han seleccionado dos profundidades de las secciones mostradas en la Fig. 3 y se han combinado las componentes u y v del flujo residual para producir la representación de las corrientes residuales en vectores. Éstas muestran con mayor claridad que sobre la región somera, en la porción oeste del transecto, las velocidades tienden a alinearse con su orientación longitudinal. Al encontrar profundidades mayores, en la porción central del transecto, éste tiende a orientarse hacia el norte, siguiendo la dirección general de las isóbatas y de la depresión submarina de 0 m de profundidad. Al regresar a la porción este del transecto, el flujo retoma la orientación original al encontrar profundidades más someras. Las desviaciones al flujo residual observadas a lo largo del transecto, sugieren el efecto de un cambio en la vorticidad relativa necesaria para mantener lo que podría ser la conservación de la vorticidad potencial en ausencia de fricción. Como se indicó, éste concepto expresa que a medida que el flujo se mueve en aguas más profundas, con cambios despreciables en latitud, éste gana en vorticidad relativa positiva (contra reloj) en el hemisferio sur. Así se explicaría la tendencia del flujo a rotar contra los 18
punteros del reloj al entrar en la zona profunda (porción central). Estos cambios de dirección a lo largo de la sección son más evidentes en la región profunda. De acuerdo a Robinson (1981), además de este mecanismo existen otros tipos de flujos residuales circulatorios, generados por la interacción no lineal de la corriente oscilatoria de la marea y la topografía, que se originan a partir del efecto de las puntas terrestres y de efectos friccionales del fondo, pero en este caso, un primer análisis sugiere dominancia del concepto de conservación de la vorticidad potencial por cambio de profundidad. La incorporación de las mediciones efectuadas por el SHOA en el circuito rectangular más al sur, que también cruzaba la región del abrupto cambio en profundidad, mostró concordancia con la tendencia del flujo residual observado en el transecto de CIMAR 10 Fiordos. De la Fig. 4 se desprende una conclusión preliminar con importantes efectos para la distribución de largo plazo de material particulado: el flujo residual sigue la orientación de la depresión profunda (mayor de 1 m) hacia el norte en casi la totalidad de la columna de agua, sugiriendo que hacia el norte de esta región profunda podrían observarse altas concentraciones de material en suspensión. Paso Queullín La Fig. 5 muestra las observaciones de nivel del mar en las profundidades de y 0 m durante los cuatro meses de mediciones en este paso. Una primera observación de estos datos sugiere las señales típicas de las componentes de la marea semidiurna y quincenal. Se observan velocidades máximas de cm/s en las direcciones de entrada (positivas) y de salida (negativas) de la componente V en sicigias en ambas profundidades. Se analizará con mayor detalle esta componente, ya que representa en mayor medida la variabilidad a lo largo del paso en la dirección norte-sur. Las amplitudes de la corriente de marea para cada uno de los armónicos de la marea luego del ajuste por mínimos cuadrados se muestran en las Tablas I y II. Hay una clara dominancia de las componentes semidiurnas, evidencia consistente de la presencia de mareas internas a estas profundidades. Por otra parte, en las mismas tablas se muestran los valores del flujo residual de 4,8 cm/s y 3,1 cm/s a y 0 m, respectivamente, lo que sugiere la presencia de una tercera capa profunda de flujo de salida. Esta tercera capa residual en la dimensión vertical, ya informada por Cáceres et al. (02) para el fiordo Aysén bajo los m, ha pasado a constituirse en un rasgo frecuente en algunos fiordos profundos de la zona. Su origen, sin embargo, permanece aun poco estudiado. En el caso del fiordo Aysén, estos autores atribuyeron su generación al efecto del viento soplando hacia el interior del fiordo, donde el flujo de salida profundo sería un mecanismo compensatorio que permitiría la continuidad de volumen del sistema. Faltan, sin embargo, más observaciones instrumentales de largo plazo de la zona profunda en éste y otros fiordos, que permitan confirmar este mecanismo o sugerir la presencia de otros agentes físicos. En el caso del paso Queullín, éste constituye el primer trabajo donde se muestra evidencia instrumental consistente de la presencia de una tercera capa inducida por mareas internas. 19
Crucero CIMAR 10 Aunque aun no está totalmente cuantificado el rol de esta tercera capa de flujo de salida en la ventilación y transporte de la zona profunda en fiordos, el hallazgo de mareas internas como generadoras de un flujo residual profundo constituye un significativo avance en la comprensión del fenómeno de renovación del agua profunda. Falta aun estimar el posible el rol de las mareas internas en los fenómenos de mezcla vertical y entender los mecanismos de disipación de su energía al interior del seno Reloncaví. También no deja de ser una materia de interés el hallazgo de mareas internas no asociadas a un rasgo topográfico de fondo, como clásicamente se observa en la literatura para otros fiordos. AGRADECIMIENTOS Agradezco a Jorge Araya y Eduardo López, y a los oficiales y tripulación del AGOR Vidal Gormaz por la colaboración y apoyo en la adquisición de datos con ADCP y en la instalación y retiro del anclaje; y a Brian Sánchez por el apoyo en la instalación y retiro de mareógrafos y estación meteorológica en tierra. Los fondos para la realización de esta campaña fueron proporcionados por el Comité Oceanográfico Nacional en el marco de un proyecto CIMAR 10 Fiordos. REFERENCIAS FARMER, D. & H. 1983. Freeland. The physical oceanography of fjords. Progress in oceanography. 12, 147-2. TROWBRIDGE, J., D. CHAPMAN & J.CANDELA. 1998. Topographic effects, straits and the bottom boundary layer. In: The Sea, Volume 10, K. Brink and A. Robinson ed., John Wiley and Sons, Inc. pp. 63-88. CACERES, M., A. VALLE-LEVINSON, H. SEPULVEDA & K. HOLDERIED. 02. Transverse variability of flow and density in a Chilean fjord. Continental Shelf Research, 22, 1.683-1.698. JOYCE, T. 1989. On in situ calibration of shipboard ADCPs. Journal of Atmospheric and Oceanic Technology 6, 169-172. LWIZA, K. M. M., D. G. BOWERS, & J. H. SIMPSON. 1991. Residual and tidal flow at a tidal mixing front in the North Sea. Continental Shelf Research, 11(11), 1.379-1.395. POND, S. & G. PICKARD. 1995. Introductory Dynamic Oceanography. Pergamon Press. 2 nd Ed. Pp. 329. ROBINSON, I. S. 1981. Tidal vorticity and residual circulation. Deep Sea Research, 28A (3), pp.195-212. VALLE-LEVINSON, A. & L. P. ATKINSON. 1999. Spatial gradients in the flow over an estuarine channel. Estuaries, 22 (2A), 179-193.
Tabla I m Componente V Componentes consideradas= 13 Tabla II m Componente V Componentes consideradas= 15 Amplitud (cm/s) Período (h) Amplitud (cm/s) Período (h) 26,3608 12,46 16,0801 12,0000 13,8576 11,9672 7,29443 12,6583 3,05634 354,3670 3,05165 327,8590 1,81654 763,4860 1,68029 12,6260 1,55466 11,6070 1,45469 661,3 1,12108 23,9345 1,10542 4,0924 0,900725 25,8193 Residual V= 4,83772 cm/s Ajuste explicado= 89,0783% 21,35590 12,46 13,27570 12,0000 11,510 11,9672 5,72667 12,6583 2,49075 354,3670 2,33519 327,8590 1,56287 763,4860 1,45563 6,1033 1,363 12,6260 1,19098 11,6070 1,11623 6,2103 1,10414 661,3 0,9744 4,0924 0,913161 23,9345 0,893135 6,0000 Residual V= 3,09975 cm/s Ajuste explicado= 91,8581% 21
Crucero CIMAR 10 Puerto Montt 42º S A G. Ancud B 43º G. Corcovado Boca del Guafo Ba. Tic Toc 44º A B 75,0º W 74,0º 73,0º Acceso oriental canal Chacao Paso Queullín Figura 1: Áreas de estudio. 22
SHOA 41,75 S (a) CANAL CHACAO Pargua 41,80 B Pta. Tique Cimar 10 1 A 41,85 1 Pta. Lilicura 0 2 41,90 41,6 S 1 73,55 W 73, 73,45 73,40 0 0 (b) 41,7 Isla Guar 0 300 400 41,8 41,9 0 0 300 0 300 300 0 0 Isla Queullín 300 0 0 300 73,1 W 73,0 72,9 72,8 72,7 Figura 2: a) Acceso oriental del canal Chacao con posiciones de transectos de ADCP remolcado. b) Paso Queullín con posición de anclaje (estrella magenta). 23
Crucero CIMAR 10 0 A Flujo residual longitudinal (cm/s) B 30 40 Profundidad (m) 30 30 10 1 0 0 1 2 3 4 5 6 Distancia (km) 0 A Flujo residual transversal (cm/s) B Profundidad (m) 0 30 10 0 10-1 1 0 0 1 2 3 4 5 6 Distancia (km) Figura 3: Contornos de velocidad del flujo residual longitudinal y transversal en el transecto A-B. Valores positivos en tonos amarilos y negativos en azules. 24
Flujo residual 41,78 S 5m 80 m 41,80 41,82 0 41,84 1 41,86 1 0 1 73, W 73,48 73,46 73,44 73,42 73,40 73,38 Figura 4: Vectores del flujo residual a dos profundidades en el acceso oriental del canal Chacao. Para magnitudes ver Fig. 3. 25
Velocidad (cm/s) Velocidad (cm/s) Crucero CIMAR 10 Figura 5: Series de tiempo de las velocidades de corrientes obtenidas a y 0 m de anclaje del paso Queullín. m U V 0 240 260 280 300 3 0 m U V 0 240 260 280 300 3 Días año 04 26