1. características generales de los...

Oceanografía Dinámica

1. Características generales de los océanos

Oceanografía física es el estudio de la física de los océanos y mares adyacentes y es por lo tanto parte de la geofísica. Otras disciplinas oceanográficas incluyen oceanografía biológica, química y geológica. En las últimas décadas la oceanografía física pasó de ser una ciencia descriptiva a una ciencia explicativa y con poder de predicción y ha madurado en el campo de la física ambiental. Dentro de la oceanografía física se encuentra la oceanografía descriptiva y la oceanografía dinámica. Mientras que la primera describe las distribución y características de las masas de agua en los océanos, la oceanografía dinámica estudia las causas de los movimientos océanicos.

1.1 Descripcion física

La Tierra es un geoide, o sea una esfera con los polos achatados comparados con el ecuador, debido a la acción de la fuerza centrípeta. La topografía terrestre y la batimetría de los océanos se muestra en la Figura 1.1. Los grandes océanos globales consisten en tres cuencas interconectadas: el océano Pacífico, el océano Atlántico y el océano Indico. La conexión mas importante se da en el hemisferio sur a través del oceano Austral. El Indico y el Pacífico a su vez se conectan a través de los estrechos de Indonesia, mientras que el Pacífico y el Artico se conectan a traves del estrecho de Bering.

Figura 1.1 - Topografía y batimetría terrestre.

Una cuenca oceánica típica comienza en la costa con la plataforma continental extendiéndose hasta una profundidad de 200 m. La plataforma puede variar en ancho desde unas decenas de metros a miles de kilometros. La plataforma termina usualmente en forma abrupta dando lugar al talud, una zona de gran pendiente (entre 5% y 10%). El talud conecta con el fondo

Notas: Prof. Marcelo Barreiro 1


marino que tiene una pendiente tipica de 0.01 a 0.1% (Figura 1.2). El fondo marino está caracterizado por la existencia de dorsales marinas que son montañas con una altura media de 2000 m y presentan un surco central (“rift”) por donde sale magma procedente de la astenosfera, que se deposita a ambos lados, creando nuevo suelo oceánico.

Figura 1.2 – Esquema de fondo marino

El fondo está también surcado por grandes fosas marinas como la fosa de las Marianas cerca de las Filipinas (Figura 1.3).

Figura 1.3 – Fosa de las Marianas



La mayor parte de la superficie terrestre (70.8%) se encuentra cubierta por océanos (361 x 106

km2). El volumen continental que se extiende por encima del nivel del mar es cercano a 108

km3, y el volumen de agua en los océanos es 14 x 108 km3. En el hemisferio norte alrededor de 60% de la superficie es océano y 40% continente. En el hemisferio sur, la superficie oceánica es mucho mas dominante abarcando el 80% del total. La profundidad promedio de los océanos (alrededor de 3800 m) es más de 1000 veces mas pequeña que el ancho de las cuencas oceánicas, lo cual permitira realizar aproximaciones en la descripción matemática de los movimientos oceánicos.

Característica Valor

Radio promedio 6.37 x 106 m

Velocidad angular 7.29 x 10-5 s-1

Volumen total oceánico 1.37 x 109 km3

Masa total 5.97 x 1024 kg

Area total de superficie 5.10 x 1014 m2

Superficie oceánica 3.61 x 1014 m2

Profundidad oceánica media 3800 m

Altura media continental 840 m

Tabla 1.1 – Algunas propiedades caracteristicas de la Tierra.

1.2 Exploración y observación de los océanos

1.2.1 Primeras exploraciones y, ¿por que el océano es frío en profundidad?

Tanto los vikingos como los polinesios hicieron uso de su experiencia con corrientes oceánicas para explorar nuevas áreas en el Atlantico y el Pacífico, respectivamente. Los normandos, por ejemplo, instalaron colonias cerca de New Foundland en el 1000 AD y viajaron continuamente entre esta colonia y Europa del norte usando las corrientes en el Atlantico Norte.

Las primeras documentaciones occidentales sobre las corrientes oceánicas fueron realizadas durante las expediciones de Critobal Colón (1492-1494), Vasco da Gama (1497-1499) y Fernando Magallanes (1516-1522). Colón fue el primero en medir las corrientes en el Atlántico. Las mediciones fueron luego continuadas por James Cook (1728-1779) en el Endeavour, el Resolution y el Adventure, y por Charles Darwin (1809-1882) en el Beagle.

El primer mapa de la corriente del Golfo fue realizada en 1769 por Benjamin Franklin y Timothy Folger, y fue motivado por tratar de reducir el tiempo para cruzar el Atlántico en barco. Los capitanes de la epoca fueron instruídos en seguir la corriente del Golfo al ir hacia



Europa y evitarla en el viaje de regreso (Figura 1.4).

Figura 1.4 -Corrientes en el Atlantico norte

Algunos sugieren que la existencia de esta corriente contribuyó al descrubrimiento de América pues en los tiempos de Colón troncos y otros objetos aparecían frecuentemente en las costas de Noruega, Escocia e Irlanda. Para alguien como Colón esto podría haber sugerido la existencia de tierras al oeste de Europa.

En 1751 Henry Ellis, capitán de un barco de esclavos británico hizo un descubrimiento sorprendente cerca de 24ºN. Usando un nuevo instrumento recientemente desarrollado por Sptephen Hales, Ellis midio la temperatura del océano profundo y encontró que las aguas eran muy frías, una característica que luego se verificaría en todo el océano profundo (Figura 1.5). En la época fue muy sorprendente pues se pensaba que la radiación que reciben los océanos en superficie habría calentado las aguas profundas a través de la difusión de calor. La solución al problema fue encontrada por el conde Rumford cerca de 1800: las aguas frías descienden en los mares polares y se mueven hacia el ecuador por medio de corrientes profundas.

Figura 1.5 – Temperatura en una sección sur-norte del Atlántico.



En general, en latitudes medias el océano está estratificado verticalmente y se pueden diferenciar tres regiones: la capa límite superficial que tiene propiedades uniformes debido a turbulencia por acción de los vientos y flujos de calor, una zona de rápida disminución de la temperatura llamada termoclina y el océano profundo donde la temperatura varía relativamente poco (Figura 1.6). Es de resaltar que cerca del 75% de las aguas en los océanos tienen temperaturas entre 0 y 4ºC. La termoclina generalmente coincide con la haloclina (zona de rápida variación de la salinidad con la profundidad) y con la picnoclina (zona de gran gradiente vertical de densidad).

Figura 1.6 – Perfiles típicos de temperatura, salinidad y densidad en el océano abierto.

Una razón importante de la existencia de aguas cálidas confinadas a la superficie es que el océano absorbe la radiación del sol. Mas del 50% de la radiación que llega a la superficie es absorbida en el primer metro de la columna de agua y aún en las aguas mas claras menos del 1% de la radiación incidente penetra hasta 100 m. En regiones costeras donde donde hay sedimentos en suspensión y alta productividad biológica el 99% de la radiación es absorbida en los primeros 10 m.



1.2.2 Exploraciones modernas y observación del océano

En el siglo XIX el norteamericano Maury (1806-1873) realizó los primeros mapas detallados de vientos y corrientes en superficie y escribió el primer libro de Oceanografia Física llamado “The Physical Geography of the Sea”. Se convirtió asi en el primer oceanógrafo físico.

Entre 1872 y 1876 se realizó la famosa expedición en el Challenger, motivada fundamentalmente por questiones de biología marina. Una de las hipótesis de la época era que no existía vida en el océano profundo (en este caso por debajo de los 540 m) debido a la inexistencia de luz y la gran presión, la llamada “hipótesis azoica” propuesta por E. Forbes. Bajo el liderazgo de W. Thomson se realizaron gran cantidad de medidas incluyendo 492 perfiles de temperatura a lo largo de la ruta. Se descubrieron 4717 especies nuevas y la “hipotesis azoica” fue demostrada incorrecta. Los resultados de la expedicion fueron descritos en un reporte de 50 volúmenes conteniendo una increíble cantidad de información sobre los océanos.

Recién en 1925 se realizó la primer expedición dedicada a la oceanografia física. Entre 1925 y 1927 la expedición alemana en el Meteor realizó mediciones de temperatura y salinidad sobre una gran región del Atlantico. El CTD (Conductivity, Temperature, Depth), el instrumento que permite medir en forma simultánea y precisa la conductividad del agua de mar (y por lo tanto la salinidad) y la temperatura fue inventada recién en 1955 por Bruce Hamon y Neil Brown.

Durante el Año Internacional de la Geofísica en 1957-1958 la cooperación entre varios países permitió realizar medidas sobre grandes dominios oceánicos y no restringirse únicamente a una de las cuencas. Durante este año, por ejemplo, se encontró que las anomalías de temperatura de superficie del mar asociadas al fenómeno de El Niño (justo ocurrió un evento en 1957!) cubrían una región mucho mayor del océano Pacífico que lo que se pensaba. Este descubrimiento permitió a Jacob Bjerknes conectar cambios en los vientos alisios con cambios en la temperatura de superficie del mar en el Pacífico este, convirtiendose mas tarde en el primer ejemplo claro de la importancia de la circulación oceánica en el sistema climático.

El World Ocean Circulation Experiment (WOCE), operacional desde 1985 a 1995, tuvo como finalidad medir, describir, modelar y comprender la circulación oceánica global. Se realizaron muchísimos transectos midiendo temperatura y salinidad en todos los océanos, muchos de los cuales fueron repetidos para determinar variaciones de largo plazo en estas variables. Los datos están disponibles en el sitio web http://whpo.uscd.edu/ y pueden ser analizados usando el Ocean Data View software o el Java Ocean Atlas. La componente de modelación del programa dió lugar a una serie de modelos de circulación general oceánica que están disponibles para la comunidad. Otros programas internacionales donde el estudio de los océanos forma parte integral fueron el TOGA (Tropical Ocean Atmosphere Program), PIRATA, RAMA y el CLIVAR (Climate Variability) que aún estan funcionando.

El primer satélite para investigación oceanográfica, el SEASAT, fue lanzado en 1978 y, aunque estuvo en funcionamiento sólo por un mes, se realizaron importantes medidas de la


http://whpo.uscd.edu/


topografía de la superficie del mar usando altimetría con radar. Hoy día se realizan medidas de la altura de superficie del mar (TOPEX, ERS), concentración de clorofila en superficie (SeaWifs) y temperatura de superficie del mar (AVHRR) en forma rutinaria y con cobertura global. Estos datos estan disponibles para la comunidad, por ejemplo en http://topex-www.jpl.nasa.gov/.

En los últimos años se han venido dando los primeros pasos para un sistema de monitoreo global de los océanos. Por ejemplo, ARGO es un programa que consiste en mas de 3000 boyas a la deriva que miden temperatura y salinidad de 0 a 2000 m de profundidad (ver Figura 1.7). Esto permite, por primera vez, el monitoreo global y contínuo de temperatura, salinidad y velocidad de las corrientes de los océanos gloables. Los datos son transmitidos por cada boya y disponibles al público muy rapidamente (http://www.argo.ucsd.edu/).

Figura 1.7 – Boyas del programa ARGO el 13 de agosto de 2014.

1.3 Características del agua de mar

La molécula de agua (H2O) está compuesta por dos átomos de hidrógeno conectados por un átomo de oxígeno, y su estructura es asimétrica pues los ejes entre los átomos de H y de O se intersectan en un ángulo de 105°, generando un momento dipolar eléctrico. Una de las propiedades fundamentales del agua es que puede disolver mas sustancias que cualquier otro líquido, lo cual explica la presencia de muchos iones en el océano y la alta salinidad del agua de mar.

Debido a su gran momento dipolar las moléculas de agua forman cadenas por medio de enlances de hidrógeno, lo cual resulta en una gran tensión superficial comparada con otros líquidos. Uno de los efectos de la gran tensión superficial es la ocurrencia de ondas capilares


http://www.argo.ucsd.edu/

http://topex-www.jpl.nasa.gov/

http://topex-www.jpl.nasa.gov/


en la superficie del océano, las cuales juegan un papel importante en la transferencia de momento entre el océano y la atmósfera. Otra consecuencia de la formacion de cadenas es el alto calor específico y el calor latente de evaporación del agua. La capacidad de absorber calor se ve aumentada por la transparencia del agua a la luz solar provocando que sólo una pequeña parte sea reflejada en la superficie. Por lo tanto, los océanos tienen una gran inercia térmica y juegan un papel importante en el almacenamiento y transporte de calor en el sistema climático.

1.3.1 Salinidad

El agua de mar consiste en una solución de iones como por ejemplo Cl- y Mg2+ (ver figura 1.8).

Figura 1.8 – Composión química del agua de mar.

En un elemento de volumen, sean n-1 tipos de iones con masas mi, i=1,...,n-1 y sea la masa del agua mn. La masa total m y las fracciones de masa ci, i=1...n-1 están dados por

∑k=1

n

mk=m

ck=mk

m→∑

k=1

n

ck=1

(1.1)

En el océano lejos de los continentes la composición relativa de los diferentes iones es constante, uno de los hallazgos de la expedicion del Challenger. Esto indica que el agua de



mar está bien mezclada en escalas de tiempo geológicas y motiva definir la salinidad S como

S=1m∑k=1

n−1

mk ; W =mn

m, (1.2)

de tal forma que todas las fracciones de masa pueden ser expresadas como

ck=λk S ,k=1...n−1 (1.3)

con

λk=mk

∑l=1

n−1

ml

→∑k=1

n−1

λk=1 ;

S+ W =1.

(1.4)

De esta forma el agua de mar puede considerarse como un líquido de dos componentes (agua y sal) en el cual la salinidad es la única variable independiente. La definición mas sencilla de salinidad sería entonces la cantidad total de material inorgánico disuelto medido en gramos en un kilogramo de agua.

Inicialmente la salinidad se determinaba midiendo la concentración de Cl- en una muestra de agua, y se usaba la relación constante entre la S y Cl-

S=1.806 Cl.

Actualmente la salinidad se determina midiendo la conductividad eléctrica de la muestra, un método mucho mas preciso. Para el océano lejos de las fronteras un valor típico de la salinidad es 34.5 g de sal por kg de agua, y se indica S = 34.5 ppt (partes por mil). Otra unidad común usada para medir la salinidad es la Practical Salinity Unit (psu) definida como la razón de la conductividad de la muestra y un estandard de solución de NaCl (Sppt = 1.004867 Spsu). Hoy día la salinidad se expresa sin unidades.

El rango de variación de la salinidad en los océanos es pequeño; el 75% de las aguas oceánicas tienen salinidad entre 34.5 y 35. En muchos casos es posible considerar la salinidad como uniforme. Sin embargo, nuestra comprensión de los procesos oceánicos depende muchas veces de pequeñas variaciones en la salinidad.

1.3.2 Distribución superficial de temperatura y salinidad

La figura 1.9 muestra la distribución media global de temperatura en superficie.



Figura 1.9 – Temperatura de superficie del mar global media anual.

En una primera aproximación está claro que la temperatura disminuye con la latitud como sería esperable ya que los trópicos reciben mayor radiación solar. Sin embargo existen regiones que se desvían de este comportamiento: (1) en latitudes medias la temperatura en los bordes oestes de cada cuenca es mayor que la temperatura a la misma latitud en el borde este; (2) en latitudes altas del océano Atlántico, las aguas en el Mar de Noruega son relativamente cálidas comparadas con aguas en la misma latitud en el Pacífico norte; (3) en el Pacífico ecuatorial hay un gradiente de temperatura con una lengua fría en el este y aguas cálidas en el oeste. ¿Cuales son las razones de estas desviaciones?

La estructura espacial de la salinidad media en superficie se muestra en la Figura 1.10. Esta distribución está acoplada en forma fundamental con los patrones de evaporación, precipitación y descarga de agua dulce por ríos y derretimiento de los hielos. El Atlántico subtropical es un área donde la evaporación excede la precipitación dando lugar a una salinidad relativamente alta. La salinidad promedio en el Atlántico es mayor que en el Pacífico (¿por qué?). En el océano Austral la salinidad es muy uniforme longitudinalmente.



Figura 1.10 - Distribución de salinidad de superficie global oceánica promediada en el año.

1.3.3 Ecuación de estado

La densidad del agua aumenta con un incremento de la salinidad y disminuye con un aumento de la temperatura. Asimismo, la compresibilidad del agua resulta en variaciones de la densidad con la profundidad.

Por otro lado, como se mencionó anteriormente, las aguas oceánicas tienen rangos relativamente chicos de temperatura y salinidad lo cual resulta que a primer orden el océano se puede considerar homogéneo. Un gran número de problemas en oceanografía dinámica puede ser resuelto asumiendo un océano homogéneo e incompresible, o sea de densidad constante.

Una aproximación mas correcta es considerar la siguiente ecuación de estado lineal

ρ=ρ0[1−α(T−T 0)+β(S−S0)+γ p ] (1.5)

donde a, b y k son constantes. Usando ρ0=1027 kg /m3 , T0=10 ºC y S0=35 psu y los siguientes valores de α=0.15/ρ0 1/°C, β=0.78/ρ0 1/psu, γ=4.5x10-3/ρ0 1/dbar es posible calcular la densidad con un error de 0.5 kg/m3.

Existen otros procesos donde es importante conocer la estructura de densidad oceánica al mayor detalle posible. En esas situaciones no es posible asumir un océano homogéneo ni una ecuación de estado lineal. En esos casos es necesario usar tablas que relacionan la densidad



con s, T y p (UNESCO).

Diferencia de densidad y gradientes horizontales de presión juegan un papel fundamental en la dinámica oceánica. Por ello, y puesto que los dos primeros dígitos de la densidad nunca cambia, se define

σ=ρS ,T , p−1000 (1.6)

o sea que para ρ=1026.4 kg/m3, σ=26.4 . Cuando no hay subindices se asume que son medidas de densidad in situ. Por otro lado, en general la densidad se calcula en un nivel de presión dado. Por ejemplo:

σt=ρS , T , 0−1000σ2=ρS , θ(2) , 2000−1000σ4=ρS , θ(4 ) ,4000−1000

(1.7)

donde los subíndices t, 2, 4 se refieren a superficie, 2000 db y 4000 db y θ es la temperatura potencial.

La figura 1.11 muestra t en funcion de T y S. Se observa que la sensibilidad de la densidad con respecto a la temperatura disminuye cuando las aguas son frías, lo cual implica que en latitudes altas la influencia de la salinidad sobre la densidad es mayor que en latitudes tropicales.

Figura 1.11 – Variación de densidad t con T y S.



La densidad a veces se expresa en términos del volumen específico, α=1/ρ , y análogamente a la densidad se define la anomalía de volumen específico δ, que es la diferencia entre el volumen específico in situ y aquel de agua de mar a la misma presión pero a una temperatura de 0 C y salinidad de 35 psu (océano standard)

δ=αS ,T , p−α35,0, p . (1.8)

1.3.4 Temperatura potencial

Dada las grandes presiones en el fondo del océano es necesario diferenciar entre la temperatura in situ y la temperatura potencial.

El concepto de temperatura potencial puede derivarse fácilmente de consideraciones energéticas usando la 1a ley de la termodinámica:

cambio en energía interna = calor entregado al cuerpo + trabajo realizado sobre el cuerpo

Si asumimos que no existe intercambio de calor con el entorno (proceso adiabático) el cambio en energía interna debe ser igual al trabajo realizado sobre el agua. Como el agua es (poco) compresible a medida que desciende una parcela de agua se realiza trabajo sobre ella. Por lo tanto debe haber un incremento de la energía interna de la parcela, lo cual redunda en un aumento de la temperatura. Una parcela a una temperatura de 0.58 C en superficie tendrá una temperatura de 1.0 C si se la lleva adiabáticamente hasta una profundidad de 5000 m. En este ejemplo entonces la temperatura in situ a 5000 m será T=1.0 C, mientras que la temperatura potencial será θ=0.58 C. Análogamente se define una densidad in situ y una densidad potencial.

Las aguas en fosas profundas son isotérmicas con respecto a la temperatura potencial, lo cual implica que la temperatura in situ aumenta con la profundidad (Figura 1.12) y, que mientras que la densidad in situ disminuye con la profundidad la densidad potencial es constante.

Dada la alta compresibilidad del aire este efecto es mucho mayor en la atmósfera. Mientras que en los océanos es esperable una razón de 0.1 a 0.15 ºC/1000 m, la temperatura in situ de una parcela de aire elevada adiabáticamente disminuye entre 5 y 10 ºC/1000 m.



Figura 1.12 – Perfiles de temperatura in situ, temperatura potencial y densidad in situ y densidad potencial en la fosa de Kermadec en el Pacífico norte.

1.3.5 Estabilidad de la columna de agua

Consideremos una parcela de agua en una región establemente estratificada del océano donde

el gradiente vertical de densidad es∂ρ

∂ z(negativo para que la columna sea estable). Si la

parcela es desplazada hacia arriba un distancia ζ la parcela será mas densa que el entorno

en una cantidad dada por Δρ=−ζ(∂ρ

∂ z) y experimentará un empuje (por unidad de

volumen) dado por

E=−gΔρ=gζ (∂ρ

∂ z) (1.9)

Bajo esta fuerza la parcela tenderá a volver a su posición de equilibrio pero que adquiere su



máxima velocidad en el nivel original se pasará de largo y llegará a niveles donde la densidad del entorno es mayor que la de la parcela. Esto implica que la parcela tenderá a ir nuevamente hacia arriba, generando así una oscilación alrededor de la posición de equilibrio. Si el empuje es la única fuerza actuante el movimiento de la parcela estará descrito por

ρd wd t

=ρd2

ζ

dt 2 =g ζ(∂ρ

∂ z)

d2ζ

dt 2 =gρ (

∂ ρ

∂ z)ζ=N 2

ζ

N=√−gρ (

∂ρ

∂ z)

O sea que la ecuación del desplazamiento de la parcela es el de un movimiento armónico simple cuya frecuencia característica es la frecuencia de Brunt-Vaisala N.

Por lo tanto las oscilaciones verticales en la columna de agua estan restringidas a frecuencias menores a N. Por lo tanto, es la mayor frecuencia de las ondas internas en el océano. En la ausencia de fricción la parcela seguirá oscilando indefinidamente; sin embargo en realidad esperamos que la oscilación se amortigue debido a la fricción. La frecuencia N se usa como medida de estabilidad de la columna de agua. Valores típicos de N son algunos ciclos por hora (ver Figura 1.13). El máximo de N se encuentra en la picnoclina (coincide con termoclina) que es profunda en el extratrópico y somera en los trópicos. A su vez, los valores de N son mucho mayores en el trópico donde la picnoclina muestra un gradiente vertical de densidad mas grande.

Figura 1.13 – Frecuencia de Brunt-Vaisala en el Pacífico. a) en el extratrópico, y b) en el trópico. Notar diferencia de escalas. Recordar que 1dbar = 104 Pa ~ 1 m.



Bibliografía principal

– Introduction to Physical Oceanography, J Knauss,– Introduction to Physical Oceanography, B. Stewart– Atmosphere, Ocean and Climate Dynamics, J. Marshall and A. Plumb.


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