1. Características generales de los océanos

Oceanografía Dinámica

1. Características generales de los océanos

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

1.1 Descripcion física

La Tierra es un geoide, o sea una esfera con los polos achatados comparados con elecuador, debido a la acción de la fuerza centrípeta. La topografía terrestre y la batimetría delos océanos se muestra en la Figura 1.1. Los grandes océanos globales consisten en trescuencas interconectadas: el océano Pacífico, el océano Atlántico y el océano Indico. Laconexión mas importante se da en el hemisferio sur a través del oceano Austral. El Indico y elPacífico a su vez se conectan a través de los estrechos de Indonesia, mientras que el Pacíficoy 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 extendiéndosehasta una profundidad de 200 m. La plataforma puede variar en ancho desde unas decenas demetros a miles de kilometros. La plataforma termina usualmente en forma abrupta dandolugar 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 estácaracterizado por la existencia de dorsales marinas que son montañas con una altura media de2000 m y presentan un surco central (“rift”) por donde sale magma procedente de laastenosfera, 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 cercade 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 alrededorde 60% de la superficie es océano y 40% continente. En el hemisferio sur, la superficieoceánica es mucho mas dominante abarcando el 80% del total. La profundidad promedio delos océanos (alrededor de 3800 m) es más de 1000 veces mas pequeña que el ancho de lascuencas oceánicas, lo cual permitira realizar aproximaciones en la descripción matemática delos 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 corrientesoceánicas para explorar nuevas áreas en el Atlantico y el Pacífico, respectivamente. Losnormandos, por ejemplo, instalaron colonias cerca de New Foundland en el 1000 AD yviajaron continuamente entre esta colonia y Europa del norte usando las corrientes en elAtlantico Norte.

Las primeras documentaciones occidentales sobre las corrientes oceánicas fueron realizadasdurante las expediciones de Critobal Colón (1492-1494), Vasco da Gama (1497-1499) yFernando Magallanes (1516-1522). Colón fue el primero en medir las corrientes en elAtlántico. Las mediciones fueron luego continuadas por James Cook (1728-1779) en elEndeavour, 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 yTimothy Folger, y fue motivado por tratar de reducir el tiempo para cruzar el Atlántico enbarco. 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 deAmérica pues en los tiempos de Colón troncos y otros objetos aparecían frecuentemente enlas costas de Noruega, Escocia e Irlanda. Para alguien como Colón esto podría haber sugeridola existencia de tierras al oeste de Europa.

En 1751 Henry Ellis, capitán de un barco de esclavos británico hizo un descubrimientosorprendente cerca de 24ºN. Usando un nuevo instrumento recientemente desarrollado porSptephen Hales, Ellis midio la temperatura del océano profundo y encontró que las aguaseran muy frías, una característica que luego se verificaría en todo el océano profundo (Figura1.5). En la época fue muy sorprendente pues se pensaba que la radiación que reciben losocéanos en superficie habría calentado las aguas profundas a través de la difusión de calor. Lasolución al problema fue encontrada por el conde Rumford cerca de 1800: las aguas fríasdescienden en los mares polares y se mueven hacia el ecuador por medio de corrientesprofundas.

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



En general, en latitudes medias el océano está estratificado verticalmente y se puedendiferenciar tres regiones: la capa límite superficial que tiene propiedades uniformes debido aturbulencia por acción de los vientos y flujos de calor, una zona de rápida disminución de latemperatura llamada termoclina y el océano profundo donde la temperatura varíarelativamente poco (Figura 1.6). Es de resaltar que cerca del 75% de las aguas en los océanostienen 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 degran 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 elocéano absorbe la radiación del sol. Mas del 50% de la radiación que llega a la superficie esabsorbida en el primer metro de la columna de agua y aún en las aguas mas claras menos del1% de la radiación incidente penetra hasta 100 m. En regiones costeras donde donde haysedimentos en suspensión y alta productividad biológica el 99% de la radiación es absorbidaen 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 detalladosde 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, motivadafundamentalmente por cuestiones de biología marina y conocer mas sobre el océanoprofundo. Una de las hipótesis de la época era que no existía vida en el océano profundo (eneste 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 serealizaron gran cantidad de medidas incluyendo 492 perfiles de temperatura a lo largo de laruta. 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 conteniendouna increíble cantidad de información sobre los océanos. A la vuelta del viaje, en 1876, pasópor Montevideo.

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

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

El World Ocean Circulation Experiment (WOCE), operacional desde 1985 a 1995, tuvo comofinalidad medir, describir, modelar y comprender la circulación oceánica global. Se realizaronmuchísimos transectos midiendo temperatura y salinidad en todos los océanos, muchos de loscuales fueron repetidos para determinar variaciones de largo plazo en estas variables. Losdatos están disponibles en el sitio web http://whpo.uscd.edu/ y pueden ser analizados usandoel Ocean Data View software o el Java Ocean Atlas. La componente de modelación delprograma dió lugar a una serie de modelos de circulación general oceánica que estándisponibles para la comunidad. Otros programas internacionales donde el estudio de losocéanos 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 latopografía de la superficie del mar usando altimetría con radar. Hoy día se realizan medidasde la altura de superficie del mar (TOPEX, ERS), concentración de clorofila en superficie(SeaWifs) y temperatura y salinidad de superficie del mar (AVHRR, SMAP) en formarutinaria y con cobertura global. Estos datos estan disponibles para la comunidad, porejemplo en http://topex-www.jpl.nasa.gov/.

En las últimas décadas se han dado pasos para un sistema de monitoreo global de losocéanos. Por ejemplo, en el año 2000 se inició ARGO, un programa que consiste en cerca de4000 boyas a la deriva que miden temperatura y salinidad de 0 a 2000 m de profundidad (ver


http://whpo.uscd.edu/

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


Figura 1.7). Esto permite, por primera vez, el monitoreo global y contínuo de temperatura,salinidad y velocidad de las corrientes de los océanos globales. Los datos son transmitidospor cada boya y disponibles al público muy rapidamente (http://www.argo.ucsd.edu/).

Figura 1.7 – Boyas del programa ARGO en julio 2019.

1.3 Características del agua de mar

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

Debido a su gran momento dipolar las moléculas de agua forman cadenas por medio deenlances de hidrógeno, lo cual resulta en una gran tensión superficial comparada con otroslíquidos. Uno de los efectos de la gran tensión superficial es la ocurrencia de ondas capilaresen la superficie del océano, las cuales juegan un papel importante en la transferencia de


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


momento entre el océano y la atmósfera. Otra consecuencia de la formacion de cadenas es elalto calor específico y el calor latente de evaporación del agua. La capacidad de absorbercalor se ve aumentada por la transparencia del agua a la luz solar provocando que sólo unapequeña parte sea reflejada en la superficie. Por lo tanto, los océanos tienen una gran inerciatérmica y juegan un papel importante en el almacenamiento y transporte de calor en elsistema climático.

1.3.1 Salinidad

El agua de mar consiste en una solución de iones como por ejemplo Cl- y Mg2+ (ver figura1.8).

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 masadel 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 esconstante, uno de los hallazgos de la expedicion del Challenger. Esto indica que el agua demar 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 (aguay sal) en el cual la salinidad es la única variable independiente. La definición mas sencilla desalinidad sería entonces la cantidad total de material inorgánico disuelto medido en gramos enun kilogramo de agua.

Inicialmente la salinidad se determinaba midiendo la concentración del anión Cl- en unamuestra 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, unmétodo mucho mas preciso. Para el océano lejos de las fronteras un valor típico de lasalinidad es 34.5 g de sal por kg de agua, y se indica S = 34.5 ppt (partes por mil). Otraunidad común usada para medir la salinidad es la Practical Salinity Unit (psu) definida comola 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 aguasoceánicas tienen salinidad entre 34.5 y 35. En muchos casos es posible considerar la salinidadcomo uniforme. Sin embargo, nuestra comprensión de los procesos oceánicos dependemuchas 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 comosería esperable ya que los trópicos reciben mayor radiación solar. Sin embargo existenregiones que se desvían de este comportamiento: (1) en latitudes medias la temperatura en losbordes 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 relativamentecálidas comparadas con aguas en la misma latitud en el Pacífico norte; (3) en el Pacíficoecuatorial hay un gradiente de temperatura con una lengua fría en el este y aguas cálidas en eloeste. ¿Cuales son las razones de estas desviaciones?

La estructura espacial de la salinidad media en superficie se muestra en la Figura 1.10. Estadistribución está acoplada en forma fundamental con los patrones de evaporación,precipitación y descarga de agua dulce por ríos y derretimiento de los hielos. El Atlánticosubtropical es un área donde la evaporación excede la precipitación dando lugar a unasalinidad relativamente alta. La salinidad promedio en el Atlántico es mayor que en elPacífico (¿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 unaumento de la temperatura. Asimismo, la compresibilidad del agua resulta en variaciones dela densidad con la profundidad.

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

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

Existen otros procesos donde es importante conocer la estructura de densidad oceánica almayor detalle posible. En esas situaciones no es posible asumir un océano homogéneo ni unaecuación 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 enla dinámica oceánica. Por ello, y puesto que los dos primeros dígitos de la densidad nuncacambia, 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 sonmedidas de densidad in situ. Por otro lado, en general la densidad se calcula en un nivel depresión 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 latemperatura potencial.

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

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 , yanálogamente a la densidad se define la anomalía de volumen específico δ, que es ladiferencia entre el volumen específico in situ y aquel de agua de mar a la misma presión peroa 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 latemperatura in situ y la temperatura potencial.

El concepto de temperatura potencial puede derivarse fácilmente de consideracionesenergéticas 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) elcambio 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 enun aumento de la temperatura. Una parcela a una temperatura de 0.58 C en superficie tendráuna temperatura de 1.0 C si se la lleva adiabáticamente hasta una profundidad de 5000 m. Eneste ejemplo entonces la temperatura in situ a 5000 m será T=1.0 C, mientras que latemperatura potencial será θ=0.58 C. Análogamente se define una densidad in situ y unadensidad potencial.

Las aguas en fosas profundas son isotérmicas con respecto a la temperatura potencial, lo cualimplica que la temperatura in situ aumenta con la profundidad (Figura 1.12) y, que mientrasque 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. Mientrasque en los océanos es esperable una razón de 0.1 a 0.15 ºC/1000 m, la temperatura in situ deuna parcela de aire elevada adiabáticamente disminuye entre 5 y 10 ºC/1000 m. Una fórmulaaproximada para la temperatura potencial en el océano es:

θ=T−Ap−Bp2

A=0.04[1+0.185 T+0.035(S−35)]B=0.0075(1−T /30)

con T en C, S en psu, p en “km dinámicos”. Para 30<S<40, -2<T<30, p<6km, estaaproximación tiene un error de 6%.Análogamente se define σθ=ρS ,θ ,0−1000 como la densidad potencial.



Figura 1.12 – Perfiles de temperatura in situ, temperatura potencial y densidad in situ ydensidad 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 como adquiere su



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

ρ d wd t

=ρ d2 ζdt 2 =g ζ(

∂ρ∂ z

)

d2 ζdt 2 = g

ρ (∂ ρ∂ z

)ζ=N 2ζ

N=√−gρ (

∂ρ∂ z

)

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

Por lo tanto las oscilaciones verticales en la columna de agua están restringidas a frecuenciasmenores a N pues si existiera fricción tendería a disminuir la fuerza restitutiva. Por lo tanto,es la mayor frecuencia de las ondas internas en el océano. En la ausencia de fricción laparcela seguirá oscilando indefinidamente; sin embargo en realidad esperamos que laoscilación se amortigue debido a la fricción. La frecuencia N se usa como medida deestabilidad de la columna de agua. Valores típicos de N son algunos ciclos por hora (verFigura 1.13). El máximo de N se encuentra en la picnoclina (coincide con termoclina) que esprofunda en el extratrópico y somera en los trópicos. A su vez, los valores de N son muchomayores en el trópico donde la picnoclina muestra un gradiente vertical de densidad masgrande.

Figura 1.13 – Frecuencia de Brunt-Vaisala en el Pacífico. a) en el extratrópico, y b) en eltrópico. 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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