Circulación general oceánica

Batimetría

Los océanos cubren el 71% de la Tierra, y tienen una profundidad promedio de 4kmLas cuencas están atravesadas por dorsales.

Una cuenca oceanica tipica comienza en la costa con la plataforma continental extendiendose hastauna profundidad de 200 m. La plataforma puede variar en ancho desde unas decenas de metros amiles de kilometros. La plataforma termina usualmente en forma abrupta dando lugar al talud, unazona de gran pendiente (entre 5% y 10%). El talud conecta con el fondo marino que tiene unapendiente tipica de 0.01 a 0.1%.

¿Por que el océano es relativamente frío?

En 1751, Henry Ellis, capitan de un barco de esclavos británico hizo un descubrimiento sorprendente cerca de 24N: el oćeano profundo es frío!

● ¿Por qué el océano profundo es relativamente frío?

– La solucion al problema fue encontrada por el conde Rumford cerca de 1800: las aguas frias descienden en los mares polares y se mueven hacia el ecuador por medio de corrientes profundas.

● Maury (1806-1873) – 1er oceanografo físico

● “The Physical Geography of the Sea”

● Recien en 1925 se realizo la primer expedicion dedicada a la oceanografia fisica. Entre 1925 y 1927 la expedicion alemana en el Meteor realizo mediciones de temperatura y salinidad sobre una gran region del Atlantico.

● Año Internacional de la Geofisica en 1957-1958 la cooperacion entre varios paises permitio realizar medidas sobre grandes dominios oceanicos, y no restringirse unicamente a una de las cuencas.

● El World Ocean Circulation Experiment (WOCE), operacional desde 1985 a 1995, tuvo como finalidad medir, describir, modelar y comprender la circulacion oceanica global. Se realizaron muchisimos transectos midiendo temperatura y salinidad en todos los oceanos, muchos de los cuales fueron repetidos para determinar variaciones de largo plazo en estas variables. Los datos estan disponibles en el sitio web http://whpo.uscd.edu/.

● Otros programas internacionales donde el estudio de los oceanos forma parte integral fueron el TOGA (Tropical Ocean Atmosphere Program), PIRATA y el CLIVAR (Climate Variability) que aun estan funcionando.

● El primer satelite para investigacion oceanografica, el SEASAT, fue lanzado en 1978 y, aunque estuvo en funcionamiento solo por un mes, se realizaron importantes medidas de la topografia de la superficie del mar usando altimetria con radar. Hoy dia se realizan medidas de la altura de superficie del mar (TOPEX, ERS), concentracion 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/.

● Se han dado los primeros pasos para un sistema de monitoreo global de los oceanos. 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 . Esto permite, por primera vez, el monitoreo global y continuo de temperatura, salinidad y velocidad de las corrientes de los oceanos globales. Los datos son transmitidos por cada boya y disponibles al publico muy rapidamente (http://www.argo.ucsd.edu/). Desde el año 2000 a la fecha.

Biogeochemical Argo

The extension of the Argo array of profiling floats to include biogeochemical sensors for pH, oxygen, nitrate, chlorophyll, suspended particles, and downwelling irradiance.

Ecuación de estado

T- temperatura

s – salinidad: medida de la cantidad de sal disuelta en el agua de mar. Promedio: ~34.5.

p – presión: a pesar de que el agua no es completamente incompresible usualmente

La salinidad se mide en “practical salinity units” (psu)

o sin unidades.

aumenta con la salinidad y disminuye con la temperatura

=T ,s ,p

=T , s

TSM for a particular day

Salinidad en superficie

Corrientes de superficie

El sistema de corrientes superficiales esta dominado por los girossubtropicales.

Los centros de los giros son regiones de corrientes débiles.Corrientes intensas en: regiones ecuatoriales, bordes oestes, ACC

Estructura vertical de temperatura

● Aguas superficiales son mas calidas.

● Existe un gran gradiente vertical de temp entre los 500 y 1000m: termoclina

● En profundidad la temperatura de los oceanos es casi uniforme

Capa límite oceánica

La capalimiteoceanicaes muchomas profunda en invierno

Termoclina permanente y estacional

Termoclina estacional(en latitudes medias, superpuesta

a la termoclina permanente)

Invierno → verano Verano → invierno

0

100 m

A16

Por debajo de la capa límitees posible distinguirdiferentes tiposde masas de agua.

Una vez debajo de la capa superficial en contacto con la atmosfera, T y S se conservan permitiendo la identificacion de

masas de agua. T y S lejos de la superficie solo pueden cambiar a traves de la friccion y adveccion.

● Masas de agua– Aguas Profundas del Atlantico Norte

● T=2-4 C, S=34.9-35

– Aguas Antarticas de Fondo● T=-0.5-0 C, S=34.6-34.7

– Aguas Antarticas Intermedias● T=3.0-4.0 C, S=34.2-34.3

12N, A16

NADW

Algunas masas de agua varian sus caracteristicas con la profundidady por lo tanto estan representadas por lineas en el diagrama T-S. Ejemplo: aguas centrales de la termoclina permanente

●A pesar de que la sal representa únicamente el 3% de la masa de los océanos, es de gran importancia pues afecta la densidad. 

●En latitudes altas donde la diferencia de temperaturas entre las aguas superficiales y las subsuperficiales es chica una pequeña adicion de sal 

causa que las aguas superficiales se hundan. Dos procesos pueden provocar este procesos de convección oceánica: 

● Evaporación, que saca moléculas de agua pura, sin sal, dejando aguas oceánicas mas saladas. Esto ocurre durante el invierno cuando masas de aire muy frías y secas se mueven del continente hacia un océano mas cálido, lo cual calienta el aire y absorbe humedad, provocando 

que las aguas superficiales se enfríen, se hagan mas salinas y se hundan. 

● La formación de hielo: el hielo se forma únicamente con moléculas de agua dejando las sales en el agua líquida aumentando así la salinidad 

de los océanos. 

Sitios de formación de aguas profundas

Distribucion de la densidad de superficie en el invierno del HN

Mares Labrador y Groenlandiason sitios de formación de aguas profundas.

Mares de Weddell y Ross sonsitios de formación de aguas profundas.

Distribucion de la densidad de superficie en el invierno del HS

WR

Evidencia de creacion de masas de agua profundas:

Distribucion de tritio en el Atlantico Norte

El tritio entró al oceano por causa de las pruebas con bombas atomicas.

Se observa que en 10 años aumento la cantidad de tritio en aguas profundas 

Muy estratificadoinhibeconveccion.

Mas evidencia: Distribucion de edades del agua a 3km de profundidad. Los puntos indican donde se tomaron las medidas (Broecker, 1985)

Carbon radiativo es creado en la atmosfera alta debido a los rayoscosmicos. Entraal oceano a traves de la absorcion de CO2, y una vezdebajo de la superficiedecae.

Sitios de formacionde aguas profundasmuestran lasedades mas jovenes.

Circulación termohalina

Azul – trayectoria de masas de agua en profundidadRojo – trayectoria de masas de agua en superficie

Gu and Philander (1997)

Circulacion somera: El agua se hunde en 30° y se mueve hacia el ecuador a unos 200 m de profundidad. Llega a la costa oeste, se mueve hacia el este y aflora en la región central

y este.

Corte longitudinal en el Pacifico

CorrienteSubsuperficialequatorial

Seccion longitudinalmuestra las dos

circulaciones: la termohalinay la circulacion

somera.

Isotermas

Circulacion regional

Salinidad en superficie

January snapshot of the upper layer horizontal velocity and temperature fields derived from the Miami Isopycnal Coordinate Model (Micom). The red and blue lines show schematically the regions of higher velocity and where the flow is relatively well organized. The thick blue line represents the Malvinas Current and the Malvinas Return and the thick red line represents the Brazil Current.

The thick white lines indicate two hydrographic sections.

Piola et al

The poleward penetration of subtropical waters associated to the Brazil Current and the equatorward penetration of subantarctic waters associated to the Malvinas Current lead to the complex vertical structure of water masses

observed in western Argentine Basin.

Efecto dinámico de los vientos

Dinámica de Ekman

● El balance fundamental está dado por la igualdad:

Fuerza de Coriolis = Fuerza de Fricción en direccion vertical

− f v=AV∂

2 u

∂ z2; f u=AV

∂2 v

∂ z2

∂u∂ t

u∂ u∂ x

v∂u∂ y

w∂ u∂ z

− f v=−1

∂ p∂ x

AH∂

2 u

∂ x2AH

∂2 u

∂ y2AV

∂2 u

∂ z2

∂ v∂ t

u∂ v∂ x

v∂ v∂ y

w∂ v∂ z

f u=−1

∂ p∂ y

AH∂

2 v∂ x2 AH

∂2 v

∂ y2 AV∂

2 v∂ z2

0=−∂ p∂ z

−g

● Por lo tanto

Entonces

Imponiendo condiciones de borde

u=AV

2

f 2

∂4 u

∂ z4

u=Ce z

=±1±i 1d

d=2AV /∣ f ∣

∂u∂ z

=

AV

, z=0

u z −∞=0

En la superficie la variacion de lavelocidad con la profundidad estadado por el esfuerzo de los vientos

A medida que me alejo de la superficie la velocidad disminuye

● Si =y entonces la solución es

uE z =2

f dez /d

[− y sinzd−

4]

vE z =2

f dez /d

[ y cos zd−

4]

d=2AV /∣ f ∣ Profundidad de la capa de Ekman

Espiral de Ekman (H.N.)

● Transporte de Ekman

U E=∫−∞

0

uE z dz=1

f y

V E=∫−∞

0vE zdz=

−1 f

x

No depende de Av!

● Bombeo de Ekman– Si el viento varía espacialmente el transporte

de Ekman también lo hará y habrá convergencia/divergencia en la capa lo cual induce movimientos verticales.

● Divergencia del transporte de Ekman

Integrando en profundidad la ecuacion de continuidad obtenemos el “bombeo de Ekman”

∇ .U E=∂U E

∂ x

∂V E

∂ y=[ ∂

∂ x y

f− ∂

∂ y x

f]

−∂w∂ z

=∇ .uE

wE=1

[ ∂∂ x

y

f− ∂

∂ yx

f ]

El bombeo de Ekman juega un papel importante en la creacion de lasAguas Centrales de la termoclina pues bombea agua de superficie fuerade la capa limite (Iselin 1939).

Afloramiento costero

Afloramiento ecuatorial

Funcion corriente – transporte de masa en el oceanoSe observan las 2 celdas tropicales y la circulacion profunda

Valorespositivos indicancirculacion en sentido horario.

Esquema de la circulación general oceánica

Calculo de corrientes en superficie

● Para escalas mayores a días y a varias decenas de km, las corrientes estan gobernadas por el equilibrio geostrófico en la dirección horizontal.

Fuerza de Coriolis = Fuerza de gradiente de presión

fv=1

∂ p∂ x

fu=−1

∂ p∂ y

Hemisferio Norte

La intensidad de las corrientes geostroficas es proporcional a la pendiente de la altura del nivel del mar en superficie.

En superficie esas ecuaciones se pueden escribir como

donde η es la altura del niveldel mar

v=gf

∂

∂ x

u=−g

f∂

∂ y

Altura del nivel del mar por altimetria

La altura de referencia es el geoide y es aquella que tendria el oceanoen reposo.

La topografia de la superficie aparece por mareas, corrientes y el efectobarometrico inverso (topografia dinamica). Estas variaciones son 1/100 de las ondulaciones del geoide.

La forma de la superficie esta dominada por variaciones locales en el campo gravitatorio. La influencia de las corrientes es mucho menor. Por ello es necesario sistemas de altimetria muyprecisos para medir las variaciones en la altura del mar debido alas corrientes.

Observaciones de altura del nivel del mar del TOPEX/POSEIDON a travesde la corriente del Golfo.

Norte Sur

Pendiente grande asociada a la corrientedel Golfo.

Campo de altura del nivel del mar (AVISO)

http://argo.colorado.edu/~realtime/global_realtime/geovel.html

Campo de anomalias de altura del nivel del mar

Corrientes geostroficas asociadas a eddies (H.N.)

Corrientes geostroficas

Altura media del nivel del mar

Variacion del nivel del mar

Cálculo de corrientes en profundidad

● Usamos el viento térmico: cambio de la velocidad geostrófica con la profundidad

● Mediciones hidrográficas de T y S permiten calcular ρ

● Es necesario elegir un nivel de referencia.

Integrando entre z1 y z2 podemos obtener el cambio de velocidad de lascorrientes como

f v 2−v1=g∂ h '∂ x

f u2−u1=−g∂ h '∂ y

h '=−10

∫dz

El nivel z1 es el nivel de referencia. En general se considera quez1 representa un nivel de no movimiento (~2000m).

Una mejor alternativa es considerar un nivel donde se conoce la velocidad de las corrientes en base a mediciones in-situ.

Balance energéticoen el tope de laatmósfera.

La atmósfera recibemás radiación solaren los trópicos y menosen los polos.

La distribución de energía NETA evidencia un balance que no es por columna atmosférica y por lo tanto implica untransporte.

+

- -

¿Cuanto calor transportan los océanos?

Para mantenerel balance energético terrestre la atmósfera yel océano deben transportar energía

Transporte de energiapor atm+ocn

Los océanos absorben calor preferentemente en los trópicos y pierden elcalor en latitudes altas del hemisferio norte.

Transporte de calor medio anualExcepto en los tropicos, la atmosfera

domina el transporte de calor

¿Que componente de la circulación oceánica transporta mas calor?