3.1 Temperatura y salinidad en canales y fiordos australes

Temperatura y salinidad en canales y fiordos australes Avances en el conocimiento oceanográfico de las aguas interiores chilenas, Puerto Montt a cabo de Hornos. N. Silva & S. Palma (eds.) Comité Oceanográfico Nacional - Pontificia Universidad Católica de Valparaíso, Valparaíso, pp. 31-36, 2006. 3.1 Temperatura y salinidad en canales y fiordos australes Hellmuth A. Sievers Facultad de Ciencias del Mar y de Recursos Naturales. Universidad de Valparaíso E-mail: hellmuth.sievers@uv.cl Los trabajos oceanográficos en la región de las aguas interiores australes de Chile, que se extienden aproximadamente entre los 41,5 y 55,0 S, previos al inicio del Programa CIMAR en 1995 fueron escasos, esporádicos y limitados. Los más relevantes fueron los de la expedición sueca Lund University-Chile (1948-1949) entre Puerto Montt y el canal Moraleda (Brattström & Dahl, 1951); la expedición canadiense Hudson-Chile 70 (marzo de 1970) entre Puerto Montt y el estrecho de Magallanes (Pickard, 1971, 1973; Silva et al., 1995; Guerrero, 2000); los cruceros estacionales en el seno Aysén entre 1991 y 1992 (Sievers & Prado, 1994) y aquellos realizados en los canales magallánicos de tráfico internacional (Celio, 1991; Panella et al., 1991; Antezana, 1999). Los resultados obtenidos en los cruceros CIMAR Fiordos efectuados en la zona Puerto Montt a laguna San Rafael, (Zona Norte; CIMAR 1 Fiordos; 100 estaciones); zona golfo de Penas al estrecho de Magallanes (Zona Central; CIMAR 2 Fiordos; 90 estaciones) y zona estrecho de Magallanes a cabo de Hornos (Zona Sur; CIMAR 3 Fiordos; 51 estaciones) (Fig. 1), han permitido conocer las características físicas y químicas, masas de agua y circulación en esa extensa región austral. Los resultados de temperatura (T) y salinidad (S) de estos cruceros fueron analizados por Silva et al. (1997, 1998), Sievers et al. (2002); Silva & Calvete (2002) y Valdenegro & Silva (2003). A continuación, sobre la base de estos trabajos, se describen las características y estructuras verticales de temperatura y salinidad en las aguas interiores australes. La distribución vertical de temperatura (T-Z) se presenta, en general, como un estructura de dos capas, una superior donde la temperatura es variable con una serie de máximos y mínimos que son el resultado de la acción, individual o conjunta, de distintos factores. Entre los forzantes térmi- cos, se encuentran las fluctuaciones anuales de radiación solar, aporte de aguas más o menos frías por ríos y glaciares, precipitaciones (lluvia, nieve y granizo), escurrimiento costero, mezcla vertical debida al viento, advección de aguas oceánicas y posiblemente calentamiento geotermal. Separada de esta capa superficial, en ocasiones por un fuerte gradiente vertical o termoclina, se extiende la capa profunda, donde la distribución de la temperatura tiende a ser más uniforme llegando, en algunas oportunidades, a ser prácticamente homotermal. La capa superior alcanza hasta unos 20-30 m de profundidad en la Zona Norte, 50-100 m en la Zona Central y 50-75 m en la Zona Sur. Pickard (1971), Silva et al. (1997) y Silva & Calvete (2002) estudiaron las diversas formas de distribución vertical de temperatura para determinar su estructura y ubicación en los canales y fiordos australes, como también para identificar los forzantes asociados, ya que éstos interactúan en menor o mayor grado para generar los diferentes tipos de T-Z. Con ello se pretendió generar perfiles típicos que permitieran inferir, a partir de su forma, los causantes de ellas sin tener que conocer toda la estructura térmica de la zona. Silva et al. (1997, 2002) analizaron la estructura térmica vertical de cada una de las estaciones oceanográficas localizadas en la Zona Norte (Tablas Ia y Ib en Silva et al., 1997) y Zona Central (Tabla Ia en Silva et al., 2002). Estos autores identificaron y representaron esquemáticamente once estructuras verticales de temperatura (Fig. 2). En las estructuras T1 y T2 la capa superficial es más cálida que la profunda, pudiendo o no haberse formado una capa de mezcla, para luego descender monotónicamente hacia el fondo, sin presentar inversiones. Éstas son principalmente el resultado del calentamiento superficial producto de la fluctuación anual de la radiación solar. La 31

Océano Pacífico Sievers, H. A. 76º 75º 74 73º 41 S 42º 43º 44º 45º 46º 47º 72 W Puerto Montt S. Reloncaví 1 2 G. Ancud 3 6 4 5 7 8 E. Comau 11 9 17 16 18 15 14 10 21 19 12 13 23 22 E. Reñihue 20 24 25 I. Desertores 26 27 B. del Guafo 29 28 G. Corcovado 103 32 30 33 Tictoc 34 102 36 35 C. Moraleda 100 37 C. Jacaf 38 98 95 94 89 93 91 90 92 89 C. King 97 39 88 96 40 86 87 85 41 C. Puyuguapi C. Darwin 42 43 83 I. Meninea 78 70 44 71 72 73 45 81F. Aysén 77 68 75 76 79 47 80 82 67 66 64 63 74 65 48 E. Quitralco C. Pulluche 59 62 60 58 49 50 55 56 E. Cupquelán 52 51 54 57 Océano Pacífico I. Chiloé LSR E. Reloncaví G. Elefantes CIMAR 1 Fiordos 76 75 74 73 W 95 B. San Quintín 1 94 G. de Penas 93 92 2 15 E. Steffen 3 14 4 11 13 C. Fallos 12 91 5 6 7 E. Mitchel 90 17 16 8 9 C. Baker 18 10 89 19 21B S. Iceberg 20 21A 88 C. Messier 22 87 A. Inglesa 23 C. Ladrillero 28 S. Eyre 86 77 24 27 26 29 C. Picton 85 30 84 78 25 E. Falcon 83 79 31 32 33 C. Trinidad 34 81 80 S. Penguin 82 81A 35 36 S. Europa 40 38 39 73 E. Peel 41 76 72 74 E. Calvo 42 71 70 43 E. Amalia C. Concepción 75 C. Sarmiento 69 44 E. Las Montañas 47 68 45 67 57 51 48 52 66 E. Nelson 54 46 49 65 58A 58 55 53 C. Smyth 50 55A 60 56 64 59 63 CIMAR 2 Fiordos 61 62 E. de Magallanes 47 S 48 49 50 51 52 53 52 S 53 54 55 56 13 C. Deseado 12 I. Carlos III C. Froward C. Cockburn Océano Pacífico S. Otway C. Ballenero 20 22 11 21 26 23 10 25 9 CIMAR 3 Fiordos (Etapa 2) 74 E. de Magallanes 6 60 B. Cook 56 55 a 1 Angostura a 2 Angostura 8 7 C. Whiteside 54 27 53 28 52 31 29 30 32 51 34 35 37 36 38 40 39 72 B. Inútil S. Almirantazgo 58 59 57 70 2 50 49 48 B. Nassau 1 P. Dungeness Océano Atlántico 41 C. Beagle I. Navarino 47 I. Wollaston 68 42 43 44 45 46 C. de Hornos 66 W Figura 1: Ubicación geográfica de las estaciones de muestreo de la columna de agua realizada en los Cruceros CIMAR 1, 2 y 3 Fiordos (Etapa 2). 32

Temperatura y salinidad en canales y fiordos australes T1 T2 T3 T4 T5 T6 T7 T8 T9 T10 T11 S1 S2 S3 S4 S5 S6 S7 Profundidad Profundidad Figura 2: Representación esquemática de los diferentes tipos de estructura vertical de temperatura (T) y de salinidad (S) propuestos para los canales y fiordos australes chilenos (adaptado de Silva et al., 1997, 2002). mezcla superficial provocada por el viento, en gran medida, actúa como forzante en la generación de la capa de mezcla del tipo T2. Las estructuras T3, T4, T5 y T6 se caracterizan por presentar uno o más mínimos o máximos de temperatura en la columna de agua. Esto indica que, además del calentamiento o enfriamiento de la capa superficial, existen otros forzantes que provocan dichas inflexiones, como por ejemplo la advección de aguas externas más frías. El tipo T3 se explica en función del aporte de descargas fluviales que entregan aguas de temperaturas relativamente bajas a una zona con una estructura térmica inicial de tipo T1 o T2. El tipo T4 a la existencia previa de una estructura T3 y posterior calentamiento de la capa más superficial. Debido a ello, al aumentar la temperatura en los primeros metros, permanece un mínimo subsuperficial, seguido de un máximo relativo preexistente, para posteriormente continuar con el remanente profundo de la estructura T1 o T2. El tipo T5 está asociado principalmente a glaciares y resulta de múltiples acciones individuales o colectivas de forzantes como calentamiento local, aporte de aguas dulces frías y advección de aguas comparativamente más cálidas, desde los canales centrales que se van entremezclando formando los diferentes máximos y mínimos. El tipo T6 se caracteriza por un mínimo subsuperficial seguido por un calentamiento en la capa profunda. Sievers & Prado (1994) sugieren la advección de aguas cálidas desde fuentes geotermales en el seno Aysén, pero al no detectar ninguna anomalía en las características químicas del agua próxima al fondo, señalan como alternativa la renovación de aguas profundas provenientes de los canales adyacentes. El tipo T7 se caracteriza fundamentalmente por un aumento de la temperatura hacia el fondo, que se explicaría por la existencia inicial de estructuras tipo T1 y T2 alteradas en su parte intermedia o profunda por un forzante externo. Esto puede ocurrir por el ingreso de agua de menor temperatura a niveles intermedios, ingreso en profundidad de agua más cálida pero más densa o por un calentamiento causado por fuentes hidrotermales y/o de transferencia de calor por conducción desde un fondo cálido (punto caliente). Esto último no se contradice necesariamente con lo indicado más arriba, ya que existen termas en diversos sectores que podrían suministrar suficiente calor para producir un aumento de temperatura en la zona adyacente al fondo. El tipo T8 es el resultado de una fuerte mezcla vertical que genera una columna prácticamente homotermal, que en algunas zonas de profundidad intermedia (100-150 m), puede llegar hasta el fondo. El tipo T9 es el resultado del enfriamiento invernal y/o aporte de agua fluvial o glacial fría a una columna de agua cuasi homotermal. Dependiendo de la intensidad del enfriamiento, se puede generar una termoclina invertida seguida 33

Sievers, H. A. de una capa profunda de temperatura más homogénea. Esta inversión térmica se puede sustentar siempre que la salinidad de la capa superficial sea lo suficientemente baja como para compensar el aumento de densidad que produce la disminución de la temperatura, evitando que el agua fría se hunda. De esta forma se mantiene una estructura vertical estable que permite la existencia de la termoclina invertida. El tipo T10 corresponde a una estructura tipo T9, donde se ha producido un aumento de temperatura superficial, debido a un calentamiento local. El tipo T11 también corresponde a una estructura T9 donde se mantiene el mínimo superficial, pero se ha formado una pequeña capa de mezcla, probablemente por acción del viento. Los distintos canales, fiordos y golfos presentan una secuencia de estructuras T-Z resultantes de cambios graduales entre la boca y la cabeza. Es decir, entre condiciones más oceánicas, donde el forzante principal es la radiación solar, y condiciones estuarinas donde suele existir un aporte de aguas dulces más frías en invierno y más cálidas en verano. En esta secuencia, también suelen superponerse efectos de intrusión de aguas más profundas a niveles intermedios con distintas características térmicas, que van generando mínimos y máximos relativos en la columna de agua. Un ejemplo de lo anterior es la sección que se extiende entre la zona oceánica y el golfo Reloncaví (Figura 14a de Silva et al.,1997), donde la estructura térmica vertical cambió gradualmente desde una típica T2, con una capa de mezcla relativamente profunda en la zona oceánica (~50 m), a una T8 en la zona del golfo Corcovado, donde la capa de mezcla abarcó toda la columna de agua (~100-150 m), para luego pasar a una T1 en el golfo de Ancud y terminar finalmente, con una estructura tipo T7 en el seno Reloncaví. Si bien Valdenegro & Silva (2003) no prepararon una clasificación similar con los datos obtenidos en la Zona Sur, señalan que la temperatura presentó predominantemente una estructura de dos capas. La superficial (< 75 m) fría y variable generó, en la mayoría de los canales analizados, termoclinas invertidas de intensidad también variable que se podrían clasificar de tipo T10. En algunas zonas someras (< 70 m), la estructura térmica fue cuasi homogénea resultante de la mezcla vertical debida a fuertes vientos y corrientes de mareas típicas de la zona y a la ausencia de una termoclina y/o haloclina, lo que incide en una baja estabilidad de la columna de agua, que se podría clasificar del tipo T8. El agua profunda (> 100 m) de los canales interiores tendió, a su vez, a ser cuasi homotermal en todas las estaciones analizadas. La distribución vertical de salinidad, al igual que la temperatura presentó, en general, una estructura de dos capas, una superficial y otra profunda, separadas por una haloclina cuya intensidad depende de los valores de salinidad superficial. En la capa superficial (15-20 m) la salinidad es baja, pudiendo llegar a valores inferiores a 1 psu en condiciones extremas, como ocurrió en el fiordo Aysén (Sievers & Prado, 1994; Silva et al., 1997). En la capa profunda, que se extiende bajo la haloclina y hasta el fondo, la salinidad generalmente va aumentando. Sin embargo, en ocasiones se observaron condiciones prácticamente homosalinas en aguas profundas. Pickard (1971), Silva et al. (1997) y Silva & Calvete (2002) agruparon las diferentes distribuciones verticales de salinidad versus profundidad (S-Z) en siete estructuras cuya representación esquemática se ha reproducido en la figura 2. Los forzantes que actúan sobre ellas corresponden fundamentalmente a la presencia de agua de mar y al aporte de agua dulce proveniente de ríos, precipitaciones, escurrimiento costero y glaciares. La interacción en la capa superficial entre agua de mar y dulce en mayor o menor grado, la mezcla vertical provocada por la coacción del viento y la advección profunda de aguas de mayor salinidad generan estas estructuras. Al igual que para la temperatura Silva et al. (1997, 2002) analizaron las estructuras verticales de salinidad de cada una de las estaciones oceanográficas observadas en los cruceros CIMAR 1 y 2 Fiordos. Los resultados de estas clasificaciones están publicadas en las Tablas la y lb de Silva et al. (1997), para la Zona Norte y lb de Silva et al. (2002,) para la Zona Central. En estas estructuras el agua dulce es importante en la formación de los tipos S1, S2 y S4 cuyas capas superiores presentan salinidades bajas, menores de 25 psu (Pickard, 1971; Silva 34

Temperatura y salinidad en canales y fiordos australes et al., 1997; Silva & Calvete, 2002). Si bien el agua dulce en este límite de la mezcla no es dominante ( 25%) su influencia aún es notable, especialmente cuando se considera que el volumen aportado por los ríos es muy pequeño respecto al del agua de mar. Aquellas zonas de aguas interiores en que la salinidad es mayor de 25 psu se consideran dentro de los tipos S3 o S5 según sea el caso. El tipo S1 tiene como forzante, además del aporte de agua dulce, el efecto del viento que aumenta la turbulencia generando la capa de mezcla superficial que la caracteriza. El tipo S6 está asociado a una capa de mezcla profunda producto del forzamiento del viento en algunas zonas someras o de profundidades intermedias, hasta unos 150 m que puede alcanzar hasta el fondo. Sin embargo, la mezcla por viento no parece ser la única explicación para este caso, ya que podría estar relacionada con una posible intrusión de agua menos salina y más homogénea proveniente desde algún canal lateral. El tipo S7, observado en la zona oceánica, presenta una baja salinidad en la capa superficial resultante del aporte de aguas menos salinas provenientes de la región de aguas interiores. Bajo esta capa se produce primero un aumento de salinidad, producto de la advección, entre 150 y 300 m, de aguas más salinas remanentes de Agua Ecuatorial Subsuperficial, seguida de una de menor salinidad de origen intermedio antártico, centrada a unos 600 m de profundidad (Silva & Neshyba, 1979-1980). En general, en la región de los canales continentales, donde el aporte de agua dulce es importante, predominan las estructuras tipo S1, S2 y S4 con fuertes haloclinas las que, solas o reforzadas por termoclinas producen, a su vez, fuertes picnoclinas. Estos gradientes de densidad dificultan o impiden la mezcla vertical reforzando la estructura en dos capas. En los canales oceánicos, donde la salinidad es mayor por su cercanía al mar y los aportes de aguas dulces son menores, las haloclinas son más débiles por lo que en estos canales predominan las estructuras de tipo S3, S5 y S6. Si bien Valdenegro & Silva (2003) no prepararon una clasificación similar con los datos de CIMAR 3 Fiordos para la Zona Sur, se desprende de su trabajo que no se detectaron nuevas estructuras S-Z, repitiéndose en dicha región las mismas ya descritas para las Zonas Norte y Central. Referencias Antezana, T. 1999. Hydrographic features of Magellan and Fueguian inland passages and adjacent Subantarctic waters. Sci. Mar., 63(Supl.1): 23-34. Brattström, H. & E. Dahl. 1951. Reports of the Lund University- Chile Expedition 1948-1949. I. General account, list of stations, hydrography. Lunds Universitets Arsskr. n.f. Avd. 2 Bd., 46(8): 1-86. Celio, M. 1991. Preliminary report on thermohaline features of canales Beagle, Ballenero, Brecknock, Cockburn and Magdalena (Southern Hemisphere), Autumm 1991. Boll. Oceanol. Teor. Appl., 9(2-3): 281-286. Guerrero, Y. 2000. Distribución de temperatura, salinidad y oxígeno disuelto en las aguas interiores de la zona de canales australes, entre el golfo de Penas y seno Almirantazgo. Tesis de Oceanografía. Escuela de Ciencias del Mar. Pontificia Universidad Católica de Valparaíso, Valparaíso, 96 pp. Panella, S., A. Michellato, R. Perdicaro, G. Magazzu, F. Decembrini & P. Scarazzato. 1991. A preliminary contribution to understanding the hydrological characteristics of the Strait of Magellan: Austral spring 1989. Boll. Oceanol. Teor. Appl., 9(2-3): 107-126. Pickard, G. L. 1971. Some physical oceanographic features of inlets of Chile. J. Fish. Bd. Canada, 28: 1.077-1.106. Pickard, G. L. 1973. Water structures in chilean fjords. En: R. Fraser (Comp.). Oceanography of the Pacific 1972. New Zealand National Commission for UNESCO, Wellington, pp. 95-104. Sievers, H. A. & R. Prado. 1994. Contraste de las características oceanográficas del seno Aysén, Chile, entre invierno y verano (Lat. 45 20 S). Rev. Biol. Mar., Valparaíso, 29(2): 167-209. 35

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