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Tema 1

DINÁMICA DE LAS MASAS DE AGUA

OCEÁNICAS

Ing. Marítima y Costera Tema 1: Dinámica de las masas de agua oceánicas

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ÍNDICE

1 INTRODUCCIÓN .......................................................................................................... 5 2 COMPOSICIÓN Y PROPIEDADES DEL AGUA DE MAR ....................................... 5

2.1 PROPIEDADES DEL AGUA PURA ............................................................................................ 5 2.2 COMPOSICIÓN DEL AGUA DE MAR....................................................................................... 6 2.3 FUENTES DEL AGUA OCEANICA............................................................................................ 6 2.4 PROPIEDADES FÍSICAS DEL AGUA DE MAR........................................................................ 7

2.4.1 SALINIDAD Y CONDUCTIVIDAD ....................................................................................... 7 2.4.2 TEMPERATURA...................................................................................................................... 7 2.4.3 DENSIDAD............................................................................................................................... 7 2.4.4 VISCOSIDAD........................................................................................................................... 9 2.4.5 TENSIÓN SUPERFICIAL...................................................................................................... 10 2.4.6 EL SONIDO EN EL OCÉANO .............................................................................................. 11 2.4.7 PROPIEDADES TERMICAS DEL AGUA DE MAR............................................................ 13 2.4.8 LA ENERGÍA RADIANTE Y EL OCÉANO......................................................................... 14

3 LAS MASAS DE AGUA OCEÁNICAS ..................................................................... 16 3.1 DISTRIBUCIÓN DE LA DENSIDAD........................................................................................ 16 3.2 DISTRIBUCIÓN DE LA TEMPERATURA............................................................................... 17 3.3 DISTRIBUCIÓN DE LA SALINIDAD....................................................................................... 18 3.4 LAS MASAS DE AGUA OCEÁNICAS ..................................................................................... 19

4 LAS VARIACIONES DEL NIVEL MEDIO DEL MAR ............................................ 20 4.1 VARIACIONES DEL NIVEL MEDIO DEL MAR ASOCIADAS A LAS GLACIACIONES .. 20 4.2 VARIACIONES DE LA LÍNEA DE COSTA DEBIDAS A LA TECTÓNICA O A LA ISOSTASIA ................................................................................................................................................ 22

5 DINÁMICA OCEÁNICA ............................................................................................ 23 5.1 EL OLEAJE GENERADO POR EL VIENTO ............................................................................ 25 5.2 LA MAREA METEOROLÓGICA.............................................................................................. 26 5.3 LA MAREA ASTRONÓMICA................................................................................................... 27 5.4 MAREMOTOS ............................................................................................................................ 29 5.5 GENERACIÓN DE CORRIENTES POR EL VIENTO. MODELO DE EKMAN ..................... 31 5.6 EL MODELO GEOSTROFICO................................................................................................... 34 5.7 CIRCULACIÓN DE SUPERFICIE Y FONDO .......................................................................... 35 5.8 ALGUNOS CASOS PARTICULARES ...................................................................................... 37

5.8.1 EL MAR MEDITERRÁNEO.................................................................................................. 37 5.8.2 EL MAR NEGRO ................................................................................................................... 38 5.8.3 CIRCULACION EN ESTUARIOS PLANOS ........................................................................ 38


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1 INTRODUCCIÓN

Una buena parte de la naturaleza de la Tierra viene determinada por las propiedades del agua. Este capítulo tiene un carácter básicamente informativo y descriptivo, al aportar importante información de las características físico-químicas de las aguas oceánicas y de la dinámica que servirán de base para ulteriores profundizaciones o, al menos como una base de conocimiento general que esperamos sea del interés del alumno.

La primera parte de este capítulo se dedica a la definición de las principales características físico-químicas del agua de los océanos, especialmente aquellas que son necesarias a la hora de determinar su dinámica. A continuación se describen las principales masas de agua oceánica y su clasificación a la luz de sus propiedades características. En la tercera parte, se analiza la dinámica marina y se esbozan los modelos de algunas de sus manifestaciones más relevantes: el oleaje, las mareas meteorológicas y las corrientes de viento y de gradientes de densidad. Finalmente, se describen someramente las circulaciones de superficie y fondo y algunos casos particulares de la circulación oceánica.

2 COMPOSICIÓN Y PROPIEDADES DEL AGUA DE MAR

2.1 PROPIEDADES DEL AGUA PURA

La molécula de agua consiste en dos iones positivos de hidrógeno unidos a un ión negativo de oxigeno de manera no simétrica, por lo que la molécula tiene un carácter polar, es decir, tiene sendas caras positiva y negativa. Esta polaridad molecular es la que confiere al agua su alta constante dieléctrica y capacidad como solvente (mas que ningún otro compuesto conocido). Esta última propiedad explica el carácter salino del océano.

La naturaleza polar de las moléculas de agua hace que estas formen cadenas seudopoliméricas de más de ocho moléculas. Estas cadenas hacen que el agua tenga elevados puntos de fusión y evaporación (en relación a su bajo peso molecular) así como los altos calores de fusión, vaporización y específico, que están relacionados con la energía que se requiere para romper las cadenas de enlaces polares. Por ello, y por su transparencia a la radiación electromagnética solar, el océano es un basto almacén de energía solar que las corrientes pueden transportar, jugando un papel fundamental, a través de su interacción con la atm6sfera, en el clima global.

A medida que el agua se calienta, a partir del punto de fusión, aumenta la agitación molecular, produciendo la correspondiente expansión. Al mismo tiempo, aumenta la energía disponible para la polimerización, lo que tiende a disminuir el volumen. El efecto combinado de ambos fenómenos hace que la máxima densidad del agua dulce se alcance a la temperatura de 4°C. En el agua de mar, estos efectos moleculares quedan camuflados por la presencia de sales que afectan a la densidad como veremos mas adelante.

Otros efectos importantes de las cadenas moleculares son la baja viscosidad del agua y la alta tensión superficial. Por efecto de esta, las perturbaciones de la presión atmosférica sobre la superficie generan ondas capilares que, a pesar de su pequeño tamaño, juegan un importante papel en el proceso de generación de oleaje y corrientes debidos al viento.

Tema 1: Dinámica de las masas de agua oceánicas Ing. Marítima y Costera

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2.2 COMPOSICIÓN DEL AGUA DE MAR

Probablemente, todos los elementos existentes en la Tierra se encuentran en mayor o menor proporción, disueltos en el agua de mar. Aunque el estudio de la composición del agua de mar no esta todavía completo, sabemos que esta compuesta por una docena de elementos, estando el resto presente en muy pequeñas cantidades. Evidentemente, el compuesto más abundante es el agua, que representa aproximadamente el 96.5% en peso del agua de mar. El resto de los elementos se encuentran disueltos en ella. En la tabla 1 se listan los elementos disueltos más abundantes, que representan el 99.9 % del total disuelto existente.

ION SÍMBOLO % COMO ION

LIBRE

% EN PESO SOBRE ELTOTAL DE LOS

PRESENTADOS (99% DEL

Cationes

Sodio Na+ 99 30,62

Magnesio Mg++ 87 3,68

Calcio Ca++ 91 1,18

Potasio K+ 99 1,10

Estroncio Sr++ 90 0,02

Aniones

Cloro Cl- 100 55,07

Sulfato SO=4 50 7,72

Bicarbonato HCO3- 67 0,40

Bromo Br- 100* 0,19

Borato H2BO3 10* 0,01

Flúor F- 100* 0,01

100,00

Tabla 1. Los constituyentes disueltos más abundantes en el agua de mar. (*: Estimado)

Aparte de estos constituyentes, existen trazas de todos los demás elementos y materia orgánica que, a pesar de su baja concentración, juegan un importante papel en el desarrollo de la vida marina.

2.3 FUENTES DEL AGUA OCEANICA

Las fuentes iniciales de las sustancias que componen el océano debieron ser la atmósfera, rocas y gases primigenios. Una pequeña parte puede haber provenido del polvo cósmico y fuentes extraterrestres. Con gran probabilidad, el agua proviene de las emisiones de vapor de los volcanes, fumarolas y géiseres. El agua en combinación química también puede ser liberada en los procesos de erosión de las rocas primarias. La velocidad actual de descarga de este "agua juvenil" desde el interior de la Tierra es de alrededor de 66·103 millones de toneladas por año. Este ritmo de descarga explica fácilmente el origen de todo el agua libre en los océanos, atmósfera, aguas continentales, hielos y subterráneas.


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2.4 PROPIEDADES FÍSICAS DEL AGUA DE MAR

2.4.1 SALINIDAD Y CONDUCTIVIDAD

Una característica importante del agua de mar es que, aunque la concentración total de sales disueltas varía de un lugar a otro, las relaciones entre los principales componentes permanecen casi constantes. Esto evidencia una buena mezcla en tiempos geológicos entre las aguas de los océanos.

Se define salinidad como el peso total en gramos de materiales sólidos disueltos en un Kg de agua de mar, cuando todo el carbonato se ha convertido en óxido, el bromo en el iodo reemplazado por cloro y toda la materia orgánica ha sido oxidada.

La salinidad media del océano es de alrededor de 35 gr de sales por Kg de agua de mar y se escribe como S = 35 ppm (partes por mil). La determinación directa de la salinidad mediante análisis químico o por evaporación es muy complicada para hacerse rutinariamente. Un método utilizado hasta hace unos años era la determinación de la cantidad de cloro (mas el equivalente en cloro del ión bromo y iodo) mediante nitrato de plata, basándose en la relación constante entre los principales solutos. Esta medida de la salinidad, denominada salinidad absoluta, SA, está siendo reemplazada por la llamada salinidad práctica , S, basada en la conductividad eléctrica del agua. La precisión de los métodos basados en la SA es de alrededor del ± 0,02‰. La precisión de la estimación de la salinidad a partir de la conductividad eléctrica es del ± 0,003‰

En la Practical Salinity Scale de 1978 (PSS78), la salinidad práctica, S, de una muestra de agua de mar se define en términos de la relación K15 entre la conductividad eléctrica de una muestra de agua de mar a la temperatura de 15°C y presión de 1 atmósfera y la de una solución de cloruro potásico con una concentración en gr/Kg de 32,4356x10-3 a la misma temperatura y presión. La PSS78 se considera válida para rangos de salinidad comprendidos entre 2<S<42‰ temperatura entre -2<T<35°C, y presiones entre 0<P<10000 mca (metros de columna de agua).

2.4.2 TEMPERATURA

Una característica física muy importante del agua de mar es su temperatura. Como es fácilmente medible con termómetros, es uno de los parámetros más estudiados. La temperatura se expresa siempre en la escala Celsius (°C).

2.4.3 DENSIDAD

El conocimiento de la salinidad y la temperatura permiten identificar una determinada masa de agua. Estos parámetros están relacionados con la densidad, ρ, y la presión, P, a través de la ecuación de estado:

),,( PtSf

La densidad se expresa en Kg/m3 y los rangos de ρ para el océano oscilan entre 1021 Kg/m3 en superficie y los 1070 Kg/m3 a 10.000 m de profundidad. Por conveniencia, es usual expresar sólo la cantidad σS,t ,P, definida por:

1000,, PtS

Para muchas aplicaciones, el efecto de la presión en la densidad es despreciable, utilizándose la expresión σS,t ,P, que se suele abreviar a σ t "sigma t”.


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La relación entre σ t , salinidad y temperatura es una expresión no lineal, aproximada por una serie potencial de S y T, ver Pickard (1983). También existen diagramas y tablas que permiten su determinación. La IES80 define la siguiente expresión para la densidad sigma t:

D0+D1·T+D2·T2+D3·T3+D4·T4+D5•TS+D6·S+D7·T·S+D·T2·S+D9·T3·S+D10·T4·S+ D11·S3/2+D12·T·S3/2+D13·T2·S3/2+D14·S2

donde los coeficientes Di vienen dados en la tabla 2 siguiente:

i Di i Di

0 999.842 594 x 10+0 8 7.643 800 x 10-5

1 6.793 952 x 10-2 9 -8.246 700 x 10-7

2 -9.095 290 x 10-3 10 5.387 500 x 10-9

3 1.001 685 x 10-4 11 -5.724 660 x 10-3

4 -1.120 083 x 10-6 12 1.022 700 x 10-4

5 6.536 332 x 10-9 13 -1.654 600 x 10-6

6 8.244 930 x 10-1 14 4.831 400 x 10-4

7 -4.089 900 x 10-3

Tabla 2. Constantes para el cálculo de 6,

La figura 1 muestra los valores de σ t (líneas curvas llenas) para el rango de salinidades y temperaturas de los océanos. Como puede verse en la figura, el cambio de σ t con la salinidad es prácticamente uniforme sobre todo el rango de salinidades y temperaturas, pero la variación con la temperatura es claramente no uniforme. Por otro lado, hay que resaltar que los rangos de salinidades y temperaturas que se encuentran en la mayor parte del océano son mucho menores que los que aparecen en la figura 1. El área rallada de la figura 1 incluye los valores presentes en el 90% del volumen de los océanos. Los valores extremos aparecen sólo en la superficie.

Figura 1. Valores de σ t, temperaturas de máxima densidad y puntos de congelación (a la presión atmosférica) para el agua de mar, en función de la salinidad y temperatura.

Fuente: Pickard, 1982.

La línea recta llena que aparece en la figura 1 representa los valores de salinidad y temperatura a la cual el agua alcanza su máxima densidad, empezando en 4°C para el


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agua dulce. Por otro lado, la línea recta discontinua muestra los valores de temperatura a los que se produce la congelación del agua para las distintas salinidades. Con bajas salinidades, el agua alcanza su máxima densidad antes de alcanzar el punto de congelación, hundiéndose a dicha temperatura. Cuando toda el agua se ha enfriado hasta el punto de máxima densidad, el agua de superficie se enfría rápidamente y, al ser menos densa, se queda en superficie donde se congela con rapidez. Sin embargo, por encima de salinidades del 24,7‰, los puntos de congelación y de máxima densidad coinciden, por lo que toda la columna de agua se encuentra en ese punto prácticamente a la misma temperatura.

Cuando se determina la densidad a trabes de σ t , se omite la componente de presión, debido a que lo normal es comparar masas de agua situadas en un rango similar de profundidades, en el cual, la influencia de la presión es despreciable. Sin embargo, es importante recordar que el efecto de la presión en la densidad puede llegar a ser significativo si se comparan masas de agua a presiones muy diferentes. Por ejemplo, una muestra de agua de salinidad 35‰ y temperatura 0°C tiene una densidad en superficie σ35 ,0 ,0 = 28,13. Sin embargo, a 4.000 m de profundidad, la densidad es σ35 ,0 ,0 = 48,49

Si las muestras de agua cambian de presión, existe un cambio en la temperatura asociado al proceso de de compresión o descompresi6n. Por ejemplo, si no existe intercambio de calor entre la muestra y el entorno (proceso adiabático), una masa de agua de salinidad 35‰„ y temperatura 5°C a 4.000 m de profundidad, pasaría a tener una temperatura de 4,56°C en superficie debido a la expansión adiabática. Por ello, se suele distinguir entre la temperatura "in situ", T (5°C) y la temperatura potencial, θ (4,56°C), que es la temperatura que tendría dicha muestra tras una descompresión adiabática hasta la superficie. La densidad de la muestra de agua que resulta de su salinidad y temperatura potencial se denomina σθ y es la que se emplea a efectos de comparación entre las masas de agua.

2.4.4 VISCOSIDAD

La viscosidad del agua de mar tiene una influencia importante en los movimientos de océano y de las formas de vida que flotan o nadan en el. La viscosidad proviene de la fricción interna entre las moléculas de un fluido y representa la facilidad con que puede intercambiarse energía cinética entre moléculas adyacentes.

La viscosidad de un fluido depende de la naturaleza química de sus moléculas. Para un determinado liquido, la viscosidad varía fuertemente con su temperatura. En el agua, la viscosidad se dobla con un descenso de 20°C en la temperatura. La salinidad, sin embargo, tiene poca influencia en la viscosidad y en el caso del agua, la viscosidad con una salinidad del 35‰ es prácticamente la misma que la del agua pura, como puede verse en la tabla 3.


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Temp. ºC

Viscosidad S=0 ‰

10-6 m2/s

Viscosidad S=35 ‰ 1 0-6 m2/s

Temp. °C

Viscosidad S=0 ‰

10-6 m2/s

Viscosidad S=35 ‰ 10-6 m2/s

5 1,519 1,607 16 1,112 1,192

6 1,472 1,561 17 1,084 1,163

7 1,428 1,516 18 1,057 1,135

8 1,386 1,474 19 1,031 1,108

9 1,346 1,434 20 1,007 1,082

10 1,308 1,395 21 0,983 1,057

11 1,272 1,357 22 0,960 1,033

12 1,237 1,321 23 0,938 1,009

13 1,204 1,287 24 0,917 0,988

14 1,172 1,254 25 0,896 0,967

15 1,141 1,223 26 0,876 0,946

Tabla 3. Coeficientes de viscosidad cinemática del agua dulce y salada, en función de la temperatura. Fuente: Becerril, 1960.

En un flujo con gradiente transversal de velocidades n / , la fuerza tangencial que aparece por unidad de superficie, F/S será proporcional a un coeficiente de viscosidad dinámico, propio del fluido y al citado gradiente de velocidades:

nS

F

Al cociente entre la viscosidad dinámica y la densidad del fluido se le denomina viscosidad cinemática, ν:

/

La viscosidad cinemática se expresa en el SI en m2/s.

La viscosidad del agua disminuye al aumentar la presión hasta unas 300 atm (unos 3000 mca) a partir de este punto, la viscosidad aumenta al aumentar la profundidad.

2.4.5 TENSIÓN SUPERFICIAL

Los líquidos presentan en las proximidades de cualquier interfaz fluida (líquido - gas o líquido - líquido) un conjunto de fenómenos debidos al desequilibrio en el contorno entre las tensiones moleculares. El resultado de dicho desequilibrio es que el contorno se comporta como una membrana tensa y una propiedad importante de esta membrana es que su deformación es proporcional a la fuerza de tracción. El coeficiente de proporcionalidad se denomina coeficiente de tensión superficial.

La tensión superficial es la responsable en los océanos de la formación de ondas capilares sobre la superficie, debidas a las variaciones de la presión atmosféricas inducidas por la turbulencia del viento. Este proceso es muy importante en la generación y posterior desarrollo del oleaje de viento. En la tabla 4 se dan los valores de la tensión superficial del agua dulce y su variación con la temperatura. Como puede verse, la tensión superficial disminuye con la temperatura. La salinidad aumenta ligeramente la tensión superficial del agua.


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Temperatura °C

Tensión superficial Dinas/cm

Tensión de vapor mmHg

Mód. Elasticidad Ton/cm2

0 75,60 4,579 20,32

5 74,90 6,543 20,86

10 74,22 9,209 21,45

15 73,49 12,788 21,89

20 72,75 17,535 22,32

25 71,97 23,756 22,72

30 71,18 31,824 23,02

40 69,56 55,324 23,32

50 67,91 92,510 23,41

60 66,18 149,380 23,23

70 64,40 233,700 22,86

80 62,60 355,100 22,43

90 60,75 525,760 21,90

100 58,90 760,000 21,30

Tabla 4. Algunas propiedades mecánicas del agua en función de la temperatura. Fuente: Becerril, 1960.

2.4.6 EL SONIDO EN EL OCÉANO

El océano es opaco a la mayoría de las formas de energía radiante. Afortunadamente, la energía sonora se propaga con facilidad en el agua, pudiendo penetrar hasta las partes mas profundas del océano y aún atravesar toda una cuenca oceánica. Si la fuente sonora es muy energética, también se pueden penetrar las capas de sedimentos y rocas del fondo.

El sonido se propaga en un medio con una velocidad, v, que depende del módulo de elasticidad, E, y de la densidad, ρ, a través de la relación:

/E

Como E y ρ varían con la presión, salinidad y temperatura, la velocidad del sonido en el agua de mar es una función compleja de dichas variables. La variación de la velocidad del sonido en el agua de mar (S=35‰) en función de la temperatura y profundidad se muestra en la figura 2.A. La corrección con la salinidad se puede obtener mediante la figura 2.B

Figura 2. A: Variación de la velocidad del sonido en el agua de mar (S=35‰) con la profundidad; B: Corrección por la salinidad. Fuente: Anikouchine, 1981.


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La velocidad del sonido en la superficie se puede obtener mediante la expresión:

Co(m/s)=1449,2 +4,623·T-0,0546•T2+1.391·(S-35)

donde T es la temperatura del agua en °C y S es la salinidad en ‰.

La energía sonora en oceanografía se utiliza para "ver" el fondo o la superficie, para medir las oscilaciones de la superficie (ecosondas invertidas), para determinar el espesor y tipo de sedimentos (sonar de barrido lateral y perfiladores sónicos), para detectar la posición y composición de objetos flotantes (sonar), para determinar la concentración de sedimentos en el agua y las velocidades de las partículas (a través del efecto Doppler), para transmitir y recibir información de posición (transponders y responders), para la transmisión de información, etc., por lo que su aplicación en ingeniería oceanográfica es prácticamente universal.

Al utilizar el sonido en grandes distancias, es importante tener en cuenta que esta energía ondulatoria se refleja y refracta con los cambios de composición del medio por el que se propaga. En muchas ocasiones, los cambios bruscos de densidad del agua, asociados en general a cambios bruscos de temperatura con la profundidad (termoclina), reflejan y refractan la señal de tal manera, que a partir de un determinado ángulo de incidencia, el sonido no es capaz de atravesar la capa de discontinuidad.

El efecto de la termoclina sobre la velocidad del sonido se puede observar en la figura 3. El efecto combinado de la disminución de la velocidad del sonido con la temperatura y del aumento de la velocidad del sonido con la presión da lugar a un mínimo de la velocidad del sonido asociado a la termoclina. Una fuente sonora situada en dicho mínimo se propaga de manera que las ondas se canalizan en el, propagándose a grandes distancias.

Figura 3. Océano pacifico 39° N 46° W. a: Perfiles de salinidad y temperatura; b: Correcciones a la

velocidad del sonido debidas a la salinidad, temperatura y presión; c: Velocidad resultante del sonido. Fuente: Pickard, 1982.


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2.4.7 PROPIEDADES TERMICAS DEL AGUA DE MAR

El agua tiene elevados calores de fusión (80 Kcal/Kg), específico (1 Kcal/Kg/°C) y de evaporación (540 Kcal/Kg). Este alto calor de evaporación actúa como termorregulador del clima de la Tierra, pues la evaporación consume grandes cantidades de calor que luego son devueltas por condensaci6n en regiones mas frías. Los mismo ocurre en las áreas frías, pues la congelación del agua devuelve al mar gran cantidad de calor, por lo que los mares se congelan con dificultad, salvo en las zonas polares.

Además, al contrario que en el caso de los materiales opacos a la energía radiante, la energía solar penetra a profundidades variables según la longitud de onda de que se trate y de la transparencia del agua, por lo que el espesor de agua que puede almacenar energía sin intervenir otros procesos de difusión del calor es mucho mayor que en la tierra firme. Además, al ser el agua un fluido, los procesos de advención (proceso de transporte de una propiedad) y mezcla del agua transportan y difunden la energía por todo el océano.

Por otro lado, la energía radiante reflejada por el mar "albedo" es muy inferior a la reflejada por otras superficies (salvo para ángulos muy agudos), tabla 4a, por lo que se favorece aun mas la absorción de la energía radiante por el océano.

Superficie Albedo

Nieve reciente 90

Nieve vieja 40

Arenas claras 35

Hierba verde o bosque 10-25

Campo arado y seco 10-20

Ciudades y rocas 12-18

Suelo mojado 10

Agua en calma 2

Tabla 4a. Albedos típicos de varias superficies para incidencia normal.


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2.4.8 LA ENERGÍA RADIANTE Y EL OCÉANO

El comportamiento de la luz visible en el agua es diferente que en el aire; en particular, el mar es mucho menos transparente a la luz del sol que la atmósfera. En la figura 4 se muestra la evolución del espectro de energía solar y los correspondientes espectros de absorción en el paso de la luz solar desde el espacio exterior hasta la superficie del mar y desde ésta hasta 1 metro de profundidad bajo el agua.

Figura 4. Espectro de energía de la luz solar en A: Espacio exterior, B: Absorción por la atmósfera, C:

Superficie del mar, D: absorción por el agua y E: a 1 m de profundidad bajo el agua. Fuente: Anikouchine, 1981.

Como puede verse, de la energía solar que llega a la superficie del mar, se absorben preferentemente en el primer metro las longitudes de onda mas largas, correspondientes al rojo e infrarrojo. En la figura 5 se puede ver la variación del espectro solar a diferentes profundidades bajo la superficie. Como se ve, la longitud de onda mas penetrante corresponde al azul, por lo que este es el color que predomina en la capa superficial donde alcanza la luz, que en los mares más limpios ronda los 100 m de profundidad. En las cercanías de las costas, esta penetración solar puede ser muy inferior, del orden de los 30 m, que en aguas costeras turbias puede no alcanzar los 2 m de profundidad.


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Figura 5. Espectro de energía de la luz solar a diferentes profundidades en el mar. Fuente: Anikouchine,

1981.

La penetración de la luz solar es importante para la vida en el mar pues los procesos fotosintéticos solo se pueden producir en presencia de luz. Las actividades de ingeniería subacuatica también deben tener en cuenta la necesidad o no de luz artificial para los trabajos.


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3 LAS MASAS DE AGUA OCEÁNICAS

Una característica importante de la distribución de muchas de las propiedades del agua oceánica es que están estratificadas mas o menos horizontalmente. Esto quiere decir que los gradientes horizontales de una propiedad suelen ser mucho menores que los verticales. Por ejemplo, en las cercanías del Ecuador, la temperatura del agua puede variar desde los 25°C en la superficie a 5°C a 1.000 m de profundidad, siendo necesarios 5.000 Km hacia el N o el S para encontrar temperaturas superficiales de 5°C. Sin embargo, los gradientes horizontales existen y por lo tanto las propiedades del agua oceánica están distribuidas en tres dimensiones. Lo usual para simplificar, es la utilización de secciones verticales.

3.1 DISTRIBUCIÓN DE LA DENSIDAD

La distribución media de la densidad en la superficie con la latitud se ha representado en la figura 6, junto con la distribución de temperatura y salinidad. De sur a norte, la densidad alcanza un máximo en las proximidades de la Antártida, debido a la baja temperatura y salinidad intermedia. En el Ecuador, las altas temperaturas y elevadas precipitaciones producen un mínimo de densidad. Finalmente, hacia los 50° de latitud norte se vuelve a alcanzar otro máximo de densidad, combinación de salinidad media y bajas temperaturas; más hacia el norte, la disminución de salinidad predomina sobre la bajada de temperatura, por lo que se produce un descenso de densidad.

Figura 6. Variación de la salinidad, temperatura y densidad del agua de superficie con la latitud. Fuente:

Pickard, 1982.

La distribución de densidad es muy diferente en profundidad. En la figura 7 se muestran tres secciones verticales de densidad tomadas en el Ecuador, en los Trópicos y en las proximidades de los polos. En las zonas ecuatoriales existe una delgada capa de agua que, debido a las altas temperaturas y baja salinidad (por la abundante precipitación) es poco densa, con un espesor de algunos centenares de m. Por debajo de dicha capa se produce un rápido incremento de la densidad, asociado a un descenso de la temperatura, hasta unos 1000 o 2000 m de profundidad. A partir de estas profundidades, los cambios de densidad son debidos mayoritariamente a la variación de presión. El agua superficial, mucho menos densa es muy estable, por lo que hay poco intercambio con las capas profundas. La zona donde se produce el rápido cambio de densidad se denomina pycnoclina.


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Figura 7. Perfiles, típicos de densidad - profundidad a distintas latitudes. Fuente: Pickard, 1982.

A medida que se asciende de latitud, la pycnoclina se va haciendo menos evidente y en latitudes intermedias y altas puede desaparecer estacionalmente. En latitudes intermedias y en invierno, por ejemplo en el mar Cantábrico, los vientos fuertes y fríos invernales enfrían la superficie, lo que asociado a la agitación del oleaje, favorece la mezcla, disminuyendo fuertemente la estabilidad al hacerse muy débil la pycnoclina. En algunos casos, en zonas polares o en masas de agua sometidas a vientos muy fríos y secos (por ejemplo en el Golfo de León con vientos del NW o del N) se puede invertir el perfil de densidad, produciéndose fuertes movimientos verticales.

En las zonas polares, al helarse la superficie del mar formando la banquisa, el hielo formado expulsa la sal del agua, que forma burbujas de salmuera ultraenfriadas. Estas burbujas descienden por el hielo hasta quedar liberadas en el mar, formado una masa de agua muy fría y densa, tanto por salinidad como por temperatura. Esta agua polares invernales se hunden hasta el fondo de los océanos, siendo la fuente de las masas de agua de fondo.

3.2 DISTRIBUCIÓN DE LA TEMPERATURA

Como se ha visto en la figura 6, la distribución de la temperatura de la superficie del océano es zonal, siguiendo los paralelos. Existen, sin embargo, efectos locales debidos a la interacción de las corrientes oceánicas con los contornos continentales que pueden producir variaciones importantes en las isotermas, como es el caso de las márgenes Este de los océanos, donde los grandes circuitos superficiales giran por la acción de los continentes. Los ramales que se mueven hacia el Norte en el hemisferio Norte y hacia el Sur en el hemisferio Sur tienden a mantenerse pegados al margen continental (por Coriolis) en superficie. Como transportan agua caliente, propician una situación estable, transportando el calor hasta elevadas altitudes. Los ramales que se mueven hacia el Sur en el hemisferio Norte y hacia el Norte en el hemisferio Sur por efecto de la aceleración de Coriolis, tienden a separarse del margen continental, propiciando la salida de agua fría del fondo en el margen continental. Este surgimiento “upwelling” de agua de fondo se ve reforzado por la acción de los vientos alisios. El agua de fondo transporta nutrientes hacia la superficie, lo que hace de estas costas las más ricas en pesca de la Tierra.

En sección vertical, figura 8, se puede distinguir tres zonas en la curva de temperaturas: una zona superior de 50 a 200 m con temperaturas similares a las de superficie, una zona entre 200 y 1000 m en la que la temperatura disminuye rápidamente y una zona profunda en la que la temperatura cambia lentamente. La


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profundidad en la que el gradiente de temperaturas es máximo se denomina termoclina y dada la fuerte relación de la densidad con la temperatura, suele coincidir con la pycnoclina. Los perfiles verticales típicos de temperatura en distintas latitudes que se muestran en la figura 8 muestran como la termoclina en latitudes bajas esta siempre muy marcada. En latitudes intermedias la termoclina esta muy marcada en verano (al igual que la pynoclina) siendo la columna muy estable, mientras que en invierno puede llegar a desaparecer, favoreciendo los procesos de mezcla vertical. Por último, en latitudes altas, la curva de temperatura es muy uniforme y puede sufrir inversiones inestables, por lo que en dichas zonas se producen procesos de vuelco o hundimiento de la columna de agua.

Figura 8. Perfiles verticales típicos de temperatura a diversas latitudes.

La masa de agua por encima de la termoclina tiene una temperatura relativamente constante en vertical, porque se halla sometida a un proceso de mezcla debido al oleaje y las corrientes de viento. En verano y periodos de calma se forma una capa superficial de alta temperatura de pocos metros de espesor que se mantiene estable sobre el recto. Esta capa desaparece por mezcla en periodos de agitaci6n o por movimientos ascensionales provocados por el viento.

3.3 DISTRIBUCIÓN DE LA SALINIDAD

La salinidad de las aguas superficiales es básicamente zonal en su distribución aunque no claramente asociada a la temperatura sino a los niveles de evaporación, ver figura 6. Como puede verse en dicha figura, aparecen dos máximos de salinidad superficial en las proximidades de los trópicos, donde la insolación es elevada y la precipitación baja. Los valores mas altos de salinidad superficial se dan en los mares interiores con alta evaporación y poca aportación de los ríos, como es el caso del Mar Rojo, con salinidades superficiales de hasta el 41‰, Los valores mas bajos de salinidad se dan en zonas cercanas a las costas con mucha aportación fluvial o precipitación, como es el caso del mar Báltico.

La distribución vertical de salinidad no está tan clara como las distribuciones verticales de temperaturas o densidades, debido a que las variaciones de salinidad no son determinantes, en la mayoría de los casos para el control de la densidad. En las


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grandes profundidades oceánicas, a más de 4000 m de profundidad, la salinidad es prácticamente uniforme, comprendida entre 34,6 y 34,9‰ en todo el océano. Como el rango de temperaturas también es muy estrecho (-0.9 a 2°C) se concluye que el agua de fondo es un medio de carácter muy uniforme.

3.4 LAS MASAS DE AGUA OCEÁNICAS

El análisis de la distribución global de la temperatura y salinidad del agua ha demostrado que inmensos volúmenes de agua marina se pueden distinguir por características únicas de temperatura y salinidad. Las masas de agua son identificables porque el agua de superficie tiende a circular dentro de amplios márgenes latitudinales, donde va adquiriendo temperatura y salinidad características, determinadas por las condiciones de calentamiento, enfriamiento, precipitación y evaporación.

También el agua que se hunde en una región posee las características del agua superficial de esa región. Por lo tanto, cuando una masa de agua se hunde y fluye hacia otra zona, sus características físicas pueden servir como indicadores de su origen. De esta manera, se puede seguir la trayectoria de una masa de agua a través de miles de Km desde su origen, observando solamente su temperatura y salinidad. Las masas de agua oceánica se dividen convencionalmente en superficiales, intermedias y profundas.

Por conveniencia, las aguas superficiales, que ocupan los primeros centenares de m del océano, se denominan Centrales cuando pertenecen al interior de los grandes circuitos oceánicos, Subárticas y Subantárticas son las que se encuentran entre las convergencias subtropicales y las convergencias Ártica y Antártica (más adelante se hablará de las convergencias). Por último, el agua situada al Sur de la convergencia Antártica se denomina Antártica Circumpolar.

Las aguas intermedias se extienden en profundidad hasta los 1500 m y, por último, las aguas profundas se sitúan desde esta profundidad hasta el fondo. En la tabla 5 se presentan las características de las principales masas de agua del océano de la Tierra.

Masa de agua Temperatura °C Salinidad ‰

N. Atlántica 8-19 35,1-36,5

S. Atlántica 6-17 34,7-36,0

Sup. Central N. Pacifica 6-18 34,0-34,9

S. Pacifica 10-17 34,5-35,6

Índica 7-16 34,5-35,6

Atlántica Subártica 4-5 34,6-34,7

Sup. Altas Pacífica Subártica 3-6 33,5-34,4

Latitudes Subantártica 3-10 33,9-34,7

Ant. circumpolar 0-2 34,6-34,7

Artica 3-5 34,7-34,9

N. pacifico 4-10 34,0-34,5

Intermedias Antártica 3-7 33,8-34,7

Mediterránea 6-12 35,3-36,5

Mar rojo 8-12 35,1-35,7

Profundas y N. atlántico 2-4 34,8-35,1

fondo Antártica -0,4 34,7

Tabla 5. Las principales masas de agua del océano.


20

4 LAS VARIACIONES DEL NIVEL MEDIO DEL MAR

Para comprender la configuración actual de las costas y plataforma continental, es importante conocer las causas que producen variaciones lentas del nivel del mar y cual ha sido su evolución en tiempos cuaternarios e históricos.

Básicamente, las variaciones importantes, del orden de decenas de metros en el nivel del mar (relativo al nivel de las tierras emergidas), se deben a dos causas:

Variaciones en el volumen de agua liquida disponible, debidas a la acumulación de hielo continental en los periodos glaciales.

Variaciones verticales de las placas continentales debidas a la tectónica o a la isostasia.

4.1 VARIACIONES DEL NIVEL MEDIO DEL MAR ASOCIADAS A LAS GLACIACIONES

Durante el último medio millón de años el nivel del mar ha experimentado procesos de ascenso y descenso debido al retroceso o avance, respectivamente, de los glaciares continentales. Durante los periodos interglaciares cálidos, la línea de costa avanzaba tierra adentro, dejando sumergidos los valles de los ríos, acantilados de erosión, terrazas y plataformas de abrasión. Durante los periodos glaciales fríos, la línea de costa avanzaba hasta el borde de la plataforma continental, construyéndose nuevas tierras, encajando los valles bajos de los ríos y dejando acantilados y plataformas de abrasión emergidos.

La variación del nivel del mar eustática en este periodo viene representada en las figuras 9 y 10. En la figura 9 se presenta las variaciones del nivel del mar en los últimos 400.000 años y en ella se indica los períodos glaciales e interglaciares mas importantes. La última glaciación, cuyo mínimo de nivel del mar se produjo hace unos 20.000 años, se denomina Würm, con un nivel del mar unos 100 m por debajo del actual. El ascenso del nivel del mar que se produciría si todos los hielos continentales actuales se fundieran seria de unos 60 m, por lo que la variación total de los niveles durante el Cuaternario ha sido del orden de ±100 m.

Figura 9. Variaciones cuaternarias del nivel del mar. Fuente: Bruun, 1962


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A partir de la glaciación del Würm, figura 10, el nivel del mar ha ascendido rápidamente, a una velocidad media de aproximadamente 1 cm por año, aunque con oscilaciones, hasta estabilizarse hace aproximadamente 6.000 años. Desde entonces, el nivel del mar se ha mantenido prácticamente constante con oscilaciones del orden de unos pocos metros alrededor del nivel actual. Por ejemplo, hace unos 3.700 años, el nivel estaba unos 3 a 5 m por encima del actual, mientras que hace 2.000 años el nivel del mar estaba unos 2 m por debajo del actual, tal como se deduce de las construcciones portuarias romanas.

Figura 10. Detalle de las variaciones del nivel del mar en los últimos 24.000 años.

Figura 11. Variaciones del nivel del mar en varias localidades en el Siglo XX. Fuente Bruun, 1962


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En el Siglo XX, la tendencia ha sido a un lento aumento del nivel del mar, comprobado por los registros medidos, figura 11, con una velocidad del orden de 3 a 5 mm anuales. La influencia antrópica en el clima por el aumento del efecto invernadero de la atmósfera, ha suscitado numerosos estudios sobre el efecto del aumento de la temperatura atmosférica en el mar. Los modelos predicen un aumento del nivel, tanto por la expansión térmica del océano como por el deshielo de los glaciares.

El lento aumento del nivel del mar se traduce en un progresivo retroceso de las costas, especialmente importante en aquellos lugares donde la plataforma costera es muy tendida y pequeños aumentos del nivel de mar obligan a costosas obras de protección si se quiere mantener la línea de costa.

4.2 VARIACIONES DE LA LÍNEA DE COSTA DEBIDAS A LA TECTÓNICA O A LA ISOSTASIA

La línea de costa puede también modificarse por levantamientos o hundimientos de la corteza producidos por la tectónica o por el equilibrio isostático de los bloques continentales sobre el manto. Lógicamente, estos movimientos no presentan la uniformidad global de las variaciones del nivel del mar, sino que cada área es un caso particular a estudiar geológicamente.

Existe un tipo de movimiento isostático asociado a las glaciaciones en aquellas regiones sometidas en la última glaciación al peso de varios millares de metros de espesor de hielo. Estas regiones (Canadá, Noruega, etc.) se están levantando todavía a un ritmo superior al del ascenso del nivel del mar. Por ejemplo, la costa del mar del Norte de Noruega se está levantando a un ritmo de unos 250m cada 10.000 años y el puerto de Oslo ha tenido que ir avanzando sus líneas de muelles hacia el mar para poder mantener los calados.


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5 DINÁMICA OCEÁNICA

Las principales fuentes de energía que actúan sobre el océano se pueden dividir en energía solar radiante, viento, presión atmosférica, energía de rotación de la Tierra y energías geotérmica y tectónica, ver figura 12.

La energía solar que atraviesa la superficie del océano se disipa en unos pocos metros de profundidad, calentando las capas superficiales del agua. Este calentamiento y el aumento de la velocidad de evaporación modifican las condiciones de densidad del agua y establecen corrientes por gradientes de densidad.

El desigual calentamiento de la superficie de la Tierra, genera asimismo gradientes de densidad y presión en la atmósfera, lo que se traduce en vientos. El viento es determinante en la evaporación del agua de superficie y su enfriamiento y en la generación de oleaje y comentes, favoreciendo con todo los procesos de mezcla.

TEMPERATURA OCÉANO

SALINIDAD DENSIDAD CORRIENTES

PRESIÓN ONDAS LARGAS VIENTO CORRIENTES

TEMPERATURA AIRE OLEAJE

SOLAR RADIANTE ATMÓSFERA

TEMPERATURA AGUA DENSIDAD CORRIENTES

ONDAS LARGAS TECTÓNICA MAREMOTOS OLEAJE

GEOTÉRMICA TEMPERATURA DENSIDAD CORRIENTES

ONDAS LARGAS

FUENTES DE

ENERGÍA

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ASTRONÓMICA CORRIENTES

Figura 12. Fuentes de energía oceánica


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Tabla 6. Propiedades de algunos movimientos oceánicos


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Las fuerzas actuantes sobre la superficie del agua (presión atmosférica y viento) y las variaciones de densidad provocan oscilaciones y desplazamientos de las masas de agua. Para cada fuerza impulsora o generadora existen fuerzas restauradoras que tratan de devolver el equilibrio a la masa de agua. En último término, los movimientos se disipan por fricción, Una característica importante de los movimientos del mar es su escala, tanto en espacio como en tiempo. La mayoría de los movimientos del mar son cíclicos u oscilatorios, por lo que el período da una medida de su escala. Sin embrago, en un punto local, movimientos cíclicos de gran escala pueden ser percibidos como continuos, por lo que la división entre oscilaciones corrientes es muchas veces convencional. En la tabla 6 se muestran las escalas, fuerzas generadoras y restauradoras y algunos ejemplos de los movimientos del océano. Algunos de estos son superficiales, afectando a una capa de unos pocos centenares de m de la superficie. Otros movimientos son intermedios y profundos y raramente se manifiestan en la superficie.

A continuación, se describe brevemente algunos de los movimientos más comunes en el océano: oleaje de viento, mareas y maremotos. Además, se describen con algo más de detalle los modelos de Ekman y geostrófico de generación de corrientes.

5.1 EL OLEAJE GENERADO POR EL VIENTO

Las pequeñas perturbaciones de presión atmosférica asociadas a la turbulencia del viento en las proximidades de la superficie del mar, generan ondas capilares circulantes que arrugan la superficie del mar. Sobre esta superficie rugosa, actúa el arrastre del viento, transmitiendo energía a las ondas que viajan en la dirección del viento. De esta manera, el oleaje crece progresivamente en altura y período, figura 13, hasta que se alcanza un determinado equilibrio, “oleaje desarrollado”, en el que la energía transmitida por el viento a los períodos más altos se ve compensada por la energía perdida por turbulencia y por rozamiento con la atmósfera de las ondas de períodos más elevados, que viajan a mayor velocidad que el viento. Una vez generado, el oleaje del viento se desplaza a costa de su propia energía, a grandes distancias. En este proceso de propagación, las ondas de periodos mayores, más rápidas, se adelantan al resto, por lo que a medida que aumenta la distancia, la separación del oleaje en paquetes de ondas de periodos similares es más clara, formando el denominado oleaje de fondo o mar tendida.

Figura 13. Crecimiento del espectro de oleaje. Fuente: Anikouchine 1981


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Al alcanzar la plataforma continental, el oleaje comienza a sentir la costa, frenando su velocidad a medida que disminuye la profundidad (refracción). Este proceso de refracción, figura 14, concentra el oleaje sobre los bajos, aumentando su altura y lo expande sobre las ensenadas, y es fundamental en la formación de las playas.

Figura 14. Refracción del oleaje en la costa. Fuente: Anikouchine, 1981

Si la costa es acantilada, el oleaje incide contra los acantilados, disipando parte de su energía y reflejándose hacia el mar. En fondos de pendiente suave, el oleaje se hace inestable y rompe, disipando su energía en una estrecha franja de costa denominada zona de rompientes, que bien puede ser una rasa rocosa o una playa arenosa. En estos procesos de rotura el oleaje libera asimismo ondas largas y genera corrientes, fundamentales en la formación de las playas. En las costas abiertas, el oleaje es el principal motor de la dinámica en la franja costera, por su capacidad de puesta en suspensión del sedimento y de generación de corrientes, figura 15.

Figura 15. Corrientes generadas por el oleaje en la zona de rompientes. Fuente: Anikouchine, 1981

5.2 LA MAREA METEOROLÓGICA

Las fluctuaciones de la presión atmosférica asociadas a las grandes perturbaciones y el arrastre del viento contra o desde la costa crean ondas largas denominadas marea meteorológica.

El arrastre del viento contra la superficie del mar tiende a desplazar las partículas de la superficie en la dirección del viento. Por arrastre viscoso, esta corriente se propaga en profundidad, corriente de Ekman, ver apartado 5.5. Cuando el viento sopla en dirección a la costa, el agua de superficie tiende a acumularse en la misma,


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provocándose corrientes de retorno en profundidad. Cuando la plataforma continental es muy somera la formación de estas corrientes de retorno implica un gran gradiente vertical de velocidades, lo que impide su formación. En estos casos, el equilibrio se alcanza de forma gravitatoria, es decir con la fuerza del viento sobre la superficie equilibrando el gradiente gravitatorio generado por la sobreelevación del nivel del mar. Si además de la acción del viento, la presión atmosférica, está por debajo de lo normal, la superficie del mar asciende buscando el equilibrio. Ambos fenómenos, sobreelevación por arrastre de viento y marea de presión generan la marea meteorológica , especialmente dañina en el caso de huracanes, donde los vientos son muy fuertes y la presión extremadamente baja. En el caso de las costas españolas, no azotadas por huracanes y rodeada de una plataforma continental relativamente profunda, las mareas meteorológicas están fundamentalmente asociadas al paso de las bajas de presión de las borrascas y no suelen superar el metro de amplitud.

5.3 LA MAREA ASTRONÓMICA

El sistema Tierra-Luna gira alrededor del centro de gravedad común, situado en el eje que une ambos cuerpos celestes y en las proximidades de la superficie de la Tierra. En la figura 16 puede verse como las fuerzas centrifugas debidas al movimiento de giro del sistema, la atracción gravitatoria desequilibrada y la rotación de la Tierra sobre su eje generan una onda sobre el océano (y de menor amplitud en la corteza sólida), que denominamos marea astronómica.

De esta manera, en una Tierra cubierta completamente por el océano, la combinación de la atracción gravitatoria y las fuerzas centrífugas, genera dos abultamientos opuestos, situados en el eje Tierra - Luna, figura 16.

Figura 16. Fuerzas generadoras de la marea Lunar. Fuente: Monroe et al, 2008


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Con el giro de la Tierra sobre su eje, dichos abultamientos pasan sobre la posición de un observador hipotético aproximadamente cada 12 horas, lo que se denomina marea semidiurna. Como la Tierra - Luna tardan 29 días en completar un giro, cada 24 horas se produce un retraso de la marea de 1/29 de día, figura 17.

Figura 17. Explicación de la marea lunar semidiurna. Fuente: Anikouchine, 1981

En la marea astronómica intervienen otros cuerpos celestes y movimientos de la Tierra. El segundo cuerpo en importancia en dicha influencia es el Sol. Cuando la Luna y el Sol están colineales con la Tierra (lunas llena y nueva), se suman los efectos gravitatorios de la Luna y el Sol, produciéndose las mareas vivas. Cuando el Sol y la Luna están en cuadratura, las mareas lunar y solar se restan, generando mareas de menor amplitud, denominadas mareas muertas, figura 18. La onda de marea es una onda larga en el sentido de que siempre siente el fondo. En su propagación sobre el océano, su trayectoria se altera por Coriolis y al alcanzar las plataformas continentales sufre los mismos fenómenos de reflexión y refracción que las ondas del oleaje. El efecto de los contornos hace que no sea económico predecir la onda de la marea mediante modelos numéricos, por lo que se suele acudir a medir en las zonas de interés y a determinar las componentes armónicas de la marea in situ. Una vez determinadas dichas componentes, se puede predecir la marea en cualquier tiempo pasado o futuro. Otra consecuencia de los contornos es que la onda de marea es muy diferente de unos puntos a otros, existiendo zonas donde se alcanzan amplitudes en mareas vivas de hasta 16m (Bahía de Fundy en Canadá) mientras que otras zonas apenas tienen 15cm de marea astronómica (Mediterráneo). Además, la forma del océano puede amortiguar la componente semidiurna, dando lugar a mareas diurnas o mixtas, ver figura 19.

Figura 18. Explicación de las mareas vivas y las mareas muertas. Fuente: Monroe et al, 2008

Mareas muertas

Mareas vivas


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Figura 19. Mareas astronómicas en varios lugares de la Tierra. Fuente: Anikouchine 1982

5.4 MAREMOTOS

Otra fuente esporádica de energía en el océano es la tectónica, que transmite sus movimientos al mar, creando ondas largas. Para que un movimiento sísmico pueda producir un maremoto, se requiere que el movimiento de la corteza produzca un desplazamiento neto de un volumen de agua. Esto ocurre con frecuencia en el talud continental, donde los terremotos provocan enormes deslizamientos. El volumen de agua desplazado provoca una o varias ondas largas, de muy pequeña amplitud en profundidades oceánicas, que se propagan a una velocidad que sólo depende de la profundidad (√(9.81·h)), por lo que, en 5.000 m de profundidad superan los 700 Km/h.

Dada su pequeña amplitud, estas ondas, denominadas solitarias, pasan desapercibidas en alta mar y viajan a través del océano con una pérdida de energía pequeña, debida principalmente a la dispersión angular (como las ondas que provoca una piedra al caer en un estanque).

Figura 20. Modelo numérico de la propagación de un maremoto en el mar de Alborán


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Sin embargo, cuando alcanzan la plataforma continental, figura 20, sufren procesos de asomeramiento, refracción y difracción, que hace que en determinados lugares, su altura aumente de forma espectacular, provocándose la rotura y descomposición en trenes de ondas largas rotas denominados bores. Dado su elevado periodo, el ascenso provocado por estas olas es proporcionalmente muy superior al debido al oleaje de viento, siendo más parecido a una violenta marea. Si la costa es baja, el maremoto puede penetrar tierra adentro, provocando cuantiosos daños, figura 21. Si el movimiento generador creó inicialmente una depresión, esta onda negativa se propaga en primer lugar, seguida de un tren oscilatorio. La gran mortandad que se produjo en el terremoto de Lisboa (1779) fue debida a la curiosidad de los lisboetas al ver descender el nivel del mar muy por debajo de las marcas habituales de marea.

Figura 21. Secuencia de imágenes de un maremoto en Japón

Figura 22. Formación y propagación de un maremoto. Fuente: Monroe et al, 2008

En el Pacífico, rodeado de márgenes tectónicamente activos, Japón y Estados Unidos mantienen una red de alerta contra maremotos, que se detectan mediante sensores de presión situados en el fondo. Si el maremoto se produce en una costa alejada, la población de las zonas de riesgo puede disponer de varias horas para su evacuación.

Otra fuente de energía asociada a la tectónica, es el flujo de calor a través de la corteza. Determinadas zonas del fondo del océano se ven afectadas por un flujo ascendente en el manto, que adelgaza y calienta la corteza oceánica, creando líneas y


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puntos calientes, que en ocasiones provocan erupciones submarinas, responsables de la mayoría de las islas volcánicas del océano. En estas zonas, el flujo de calor puede afectar localmente a la estabilidad de la columna de agua, creando potentes flujos verticales.

5.5 GENERACIÓN DE CORRIENTES POR EL VIENTO. MODELO DE EKMAN

Las primeras observaciones escritas de la circulación debida al viento fueron hechas por el explorador noruego Nansen, en su histórico viaje con el Fram a través del Ártico. Nansen se dio cuenta que los icebergs, cuya parte sumergida supone la 9/10 partes de su volumen, no se movían en la dirección del viento, sino desviados 20º a 40º hacia la derecha del viento.

En 1902, Ekman modeló este fenómeno matemáticamente, igualando vectorialmente la fuerza de fricción producida por un viento estable soplando sobre la superficie del mar, con la fuerza de fricción interna de las capas inferiores de agua. Las hipótesis simplificadoras fueron:

- Océano homogéneo (sin gradientes de presión horizontales).

- Mar infinito (sin influencia de los contornos).

- Movimiento estacionario (no se modela en movimiento transitorio, sino la situacin de equilibrio).

Si planteamos vectorialmente el sistema de fuerzas entre las capas de agua, comenzando por la situada en contacto con la superficie, el esquema de fuerzas que se obtendría se puede observar en la figura 22.

Figura 22. Diagrama de fuerzas para las corrientes debidas al viento. Fuente: Anikouchine, 1981.

En la capa superficial, si el sentido de la corriente de equilibrio viene dado por la flecha blanca, las fuerzas de fricción del viento, τw, fricción con la capa liquida inferior, Ff1 y fuerza de Coriolis, Fc, se encuentran en equilibrio cuando la corriente forma un ángulo de 45° con la dirección del viento. En la capa de agua inmediatamente subyacente, las fuerzas actuantes en el equilibrio son el arrastre por fricción de la capa superior, τa = - Ff1 la fuerza de Coriolis, Fc, y la fricción con la capa inferior, Ff2. En el equilibrio, la corriente en esta capa se desvía hacia la derecha de la fuerza motriz Ta, al igual que pasaba en la capa superior con respecto a la dirección del viento. Siguiendo así sucesivamente hacia abajo, la corriente va girando hacia la derecha a medida que aumenta la profundidad.


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Figura 23. Espiral de Ekman. Fuente: Anikouchine, 1981

Si se dibujan los vectores de velocidad a diferentes profundidades, se obtiene la espiral de la figura 23, denominada espiral de Ekman. Los resultados de este modelo se pueden resumir en:

Bajo la influencia de un arrastre de viento estacionario, la corriente de superficie que se genera forma 45° con el viento, hacia la derecha en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur.

A medida que aumenta la profundidad, la corriente se desvía en el mismo sentido que en la superficie, disminuyendo su velocidad.

La profundidad en la que el sentido de la corriente es opuesto al de la superficie se denomina profundidad de resistencia friccional. En esta profundidad (alrededor de los 100 m), el valor de la velocidad es muy bajo, aproximadamente 1/23 de su valor en la superficie y se considera que por debajo de esta profundidad, el efecto del viento es despreciable.

La dirección del flujo promediado en profundidad forma 90° hacia la derecha del viento en el hemisferio Norte y hacia la izquierda en el Sur.

El ejemplo mas claro de transporte de Ekman se da en las márgenes orientales de los océanos, figura 24. Por ejemplo, en las latitudes medias y bajas de las costas americanas del Pacífico, los vientos reinantes del componente Norte provocan una corriente de Ekman en las capas superficiales, que mueve la capa superficial hacia el Oeste, es decir hacia el Océano. Para restablecer el equilibrio, se produce una entrada de agua profunda hacia la costa. Esta agua fría y cargada de nutrientes surge en las proximidades de la costa "upwelling", favoreciendo el crecimiento del plancton y por lo tanto generando una explosión de vida en toda la cadena alimentaria, por ello, en las regiones donde se produce este fenómeno: Costa del africana de Marruecos y Mauritania, costa de California, Costa del Perú, etc, se encuentran algunas de las mejores pesquerías de la tierra. En España, el "upwelling" debido al transporte de Ekman es habitual en las costas gallegas en la temporada veraniega.


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Figura 24. Esquema del proceso de surgimiento de agua “UPWELLING” en el hemisferio norte debido al

transporte de Ekman.

Otro ejemplo importante del transporte de Ekman se ilustra en la figura 25 y es debido a los cinturones de vientos alisios del NE y del SE en las zonas tropicales y del SW y NW en las zonas templadas del hemisferio Norte y Sur. El transporte de Ekman crea dos zonas de acumulación de agua, denominadas convergencias, hacia los 30º de latitud y tres zonas de divergencia: polares N y S y ecuatorial, que obligan al agua a sumergirse o a emerger, respectivamente. La superficie libre se levanta en las convergencias y se deprime en las divergencias, lo que motiva la aparición de corrientes de gradiente compensatorias.

Figura 25. Convergencias y divergencias oceánicas debidas a la acumulación o a la pérdida de agua

superficial como consecuencia del transporte de Ekman motivado por los vientos predominantes sobre la Tierra. Fuente: Anikouchine, 1981

Figura 26. Movimientos de convergencia y divergencia del océano


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5.6 EL MODELO GEOSTROFICO

El modelo geostrófico representa un flujo en el que un gradiente horizontal de presiones se equilibra con la aceleración de Coriolis. En la figura 26 se representan los dos principales casos por los que puede aparecer un gradiente de presiones en el océano:

Una pendiente en la superficie del mar.

Variaciones horizontales de densidad

Figura 27. Dos situaciones en las que se crea un gradiente de presiones entre los puntos a y b.

Fuente: Anikouchine, 1981.

El gradiente de presiones entre a y b viene dado por: (Pb - Pa)/d y representa una fuerza por unidad de longitud actuando sobre cada curva de nivel.

En la figura 28 se representa la evolución de un flujo geostrófico sobre una superficie en la que se han dibujado las isobaras (líneas de igual presión). Inicialmente, punto 1, solo existe la fuerza Fp del gradiente de presiones. A medida que el flujo acelera, puntos 2 y 3, aparece la componente Fc, debida a la aceleración de Coriolis, que desvía la trayectoria hacia la derecha en el hemisferio Norte. Por Ultimo, se llega a una situación de equilibrio, punto 4, cuando Fc, y Fp quedan equilibradas y en ese momento, el flujo discurrirá paralelo a las isobaras.


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Figura 28. (A) Trayectoria y diagrama de fuerzas actuantes sobre una partícula de agua a medida que acelera en respuesta a un gradiente de presiones en el hemisferio Norte. (B) Situación de equilibrio

dinámicofinal para los dos hemisferios. Fuente: Anikouchine, 1981

5.7 CIRCULACIÓN DE SUPERFICIE Y FONDO

La capa superficial en la mayoría de los océanos se puede describir como grandes lentejones poco profundos de agua caliente, salina y de baja densidad, flotando sobre un inmenso volumen de agua más fría, menos salina y más densa. El contorno entre el agua superficial y la profunda viene marcado por la termoclina y debido a la fuerte variación de densidad que en ella se produce, la circulación de superficie es casi independiente de la profunda.

Las corrientes de superficie, figura 29, se mueven primariamente debido a los vientos zonales de la superficie de la Tierra. El transporte de Ekman acumula el agua en las convergencias (hasta 2 m de sobreelevación). La acumulación de agua se equilibra con un flujo geostrófico y un hundimiento en las mismas, debido a los gradientes de presión creados.


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Figura 29. Circulación de superficie en los océanos de la Tierra. Fuente: Brooks/Cole - Thomson, 2005

En contraste, la circulación intermedia y de fondo, por debajo de la termoclina, esta básicamente asociada a corrientes geostróficas por gradientes de densidad. Esta circulación, figura 30, denominada termohalina es todavía poco conocida.

Figura 30. Circulación profunda en los océanos de la Tierra.


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5.8 ALGUNOS CASOS PARTICULARES

Hasta aquí se ha efectuado un análisis general de la dinámica oceánica y sus formas más comunes. Los contornos continentales y los fondos imponen condiciones de contorno a la circulación, pudiéndose dar multiplicidad de casos particulares de circulación, aunque todos obedeciendo a las mismas fuerzas generadoras y reguladoras anteriormente indicadas. En lo que sigue, se describen algunos casos particulares importantes de circulación, asociados en cada caso a contornos y condiciones climáticas especiales.

5.8.1 EL MAR MEDITERRÁNEO

El Mediterráneo se caracteriza por tener una evaporación neta positiva, lo que le hace tener una salinidad elevada, con temperaturas también relativamente altas. Las aguas de fondo, encerradas en las cubetas son aguas salinas, con salinidades del 38,7‰ en la oriental y del 38.4 ‰ en la occidental, con temperaturas de unos 13°C. A nivel intermedio, figura 31, fluye agua algo más salina y relativamente caliente, 15°C de media, que se hunde en el extremo oriental y viaja sobre los umbrales de Malta, Sicilia y Gibraltar para penetrar en el Atlántico por debajo de la capa superficial. Esta agua intermedia Mediterránea se detecta en las capas intermedias del Atlántico a grandes distancias del Estrecho. El agua del Atlántico, por su parte, penetra por superficie en el Mediterráneo, aportando agua menos salina, 36,3 y a una temperatura de unos 15°C. Casos similares al los de Gibraltar en el Mediterráneo se encuentran entre el Mar Rojo y el Océano índico y entre el Golfo de California y el Pacífico.

Agua Superficial Agua profunda Temperatura 15º C 13º C Salinidad > 38,5 ‰ < ~38,5 ‰ Nutrientes Relativamente bajos Extremadamente altos

Figura 31. Circulación y características aproximadas de las aguas en el Mar Mediterráneo.


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5.8.2 EL MAR NEGRO

El mar Negro es un mar cerrado muy profundo, hasta 2000 m, con una única salida poco profunda hacia el Mediterráneo, figura 32. En este mar, la aportación de agua dulce debida a los ríos es muy elevada por lo que el balance neto (precipitación + ríos – evaporación) es positivo. Esto hace que el agua de superficie, poco salina, 18‰, y relativamente fría, circule por la superficie, con una entrada sobre el umbral del Bósforo de agua del Mediterráneo, más templada y salina, 35‰, donde se va mezclando con el agua saliente. Por debajo de los 200 m de profundidad queda una gran masa de agua estancada, fría (8,5°C) y medianamente salina (22‰) que al no renovarse es anóxica y muy rica en nutrientes. La vida aerobia a partir de dicha profundidad es imposible. El tiempo de mezcla de esta agua estancada es de unos 3000 años, frente a 70 años en el mar Mediterráneo.

Agua Superficial Agua profunda Temperatura 15º C 8,5º C Salinidad 18 ‰ 22 ‰ Oxigeno 6 ml/l 0 ml/l Nutrientes moderados Extremadamente altos

Figura 32. Circulación y características de las aguas del Mar Negro. La caps superficial de agua se extiende hasta una profundidad aproximada de 200 m.

5.8.3 CIRCULACION EN ESTUARIOS PLANOS

En estuarios sin umbrales en la desembocadura suele haber una transición gradual de la salinidad del mar hasta el agua dulce, a medida que se penetra en ellos; sin embargo, el tipo de mezcla depende de las aportaciones relativas de las mareas y ríos, pudiéndose distinguir, con carácter general, tres tipos de estuarios, figura 32:

Estuario estratificado. Cuando el flujo del río es superior al prisma de marea (volumen de agua que penetra con la llenante) el agua dulce circula hacia el mar por la superficie y la salina sube y baja con la marea por el fondo, con una mezcla restringida a la haloclina (discontinuidad vertical en salinidad).

Estuario parcialmente mezclado. Cuando el flujo del río es similar al prisma de marea se produce una mezcla vertical, con entrada neta de agua salina por el fondo. La haloclina es menos pronunciada.

Estuario homogéneo verticalmente. Cuando el prisma de marea se superior al caudal del río, se produce una mezcla vertical por lo que no existe haloclina y la salinidad varia gradualmente según se penetra en el estuario. Dada la


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importancia relativa de la carrera de marea, todos los estuarios del Atlántico, salvo en el caso de grandes avenidas, son homogéneos verticalmente.

Otros casos. Existen otros tipos de estuarios, por ejemplo los cerrados por barras o los fiordos, con características muy particulares y que exigen un estudio individualizado, pues en cada caso, las mareas, climatología, aportación de los ríos, etc., son factores determinantes de la circulación. De hecho, y como ya se ha apuntado, esta puede variar estacionalmente, modificando las condiciones de tal manera que, como es el caso de algunos fiordos, el vuelco del agua salina marina desalojando el agua anóxica del fondo, pueda producir la muerte por asfixia de los organismos aerobios.

Figura 33. Ejemplos de tipo de mezcla en estuarios planos. La curva de línea discontinua indica la posición de la pycnoclina cuando está bien definida. La zona planteada indica la acumulación de

sedimentos. Fuente: Anikouchine, 1981


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