2. Movimiento de los océanosmeteo.fisica.edu.uy/Materias/oceanografia/teorico/2019/...200 W/m2 y ocurren en enero en la región de la corriente del Golfo en el Atlántico norte y

Oceanografía Dinámica

2. Movimiento de los océanos

2.1 Forzantes

La circulacion oceánica está forzada por el esfuerzo de los vientos y gradientes depresión impuestos por la atmósfera, por los flujos de calor y agua en la superficie y por laatracción gravitacional de otros cuerpos celestes. Los vientos y las mareas inyectancantidades cercanas a 1 y 3.5 TW, repectivamente, de energía cinética al océano. No obstante,estas grandes cantidades de energía mecánica son pequeñas cuando se las compara con elintercambio estacional de calor en superficie. Por ejemplo, mientras que se inyecta cerca de0.1 W/m2 de energía mecánica en la zona de la plataforma, en latitudes medias las razones decalentamiento o enfriamiento son del orden de los 100 W/m2.

El principal efecto del intercambio de calor es modificar la densidad del aguahaciéndola mas o menos liviana, lo cual cambia la estratificación de la columna. Además, uncalentamiento diferencial en las diferentes áreas generará gradientes horizontales de densidadque tendran asociados gradientes de presión que inducirán corrientes. Estos movimientos sepueden pensar como formas de liberar parte de la energía potencial del campo de densidadcreado por el calentamiento/enfriamiento.

2.1.1 Esfuerzo de los vientos

La magnitud y dirección del esfuerzo cortante (o tensión) que es ejercido por los vientossobre la superficie de los océanos depende de su velocidad. Si u=(u,v) indica la velocidad delos vientos horizontales a una altura de 10 m, entonces el esfuerzo de los vientos está dadopor la siguiente relacion semi-empírica

τ=CD ρa∣u∣u (2.1)

donde ρa=1.2 kg/m3 es la densidad del aire y CD = 10-3 es un coeficiente de fricción quedepende de u.

La figura 2.1 muestra el esfuerzo medio anual de los vientos observados, separado en los doscomponentes. Los valores máximos del esfuerzo ocurren para la componente zonal en elhemisferio sur y son del orden de 0.15 Pa, mientras que 0.05 Pa es un valor típico. Laestructura espacial del esfuerzo es similar durante todo el año: vientos del este en los trópicos,fuertes vientos del oeste en latitudes medias, y vientos débiles del este en latitudes polares. Elesfuerzo meridional es mas débil que el zonal y los mayores valores ocurren en los trópicos yen el océano Austral.

La atmósfera también fuerza el océano a través de la acción de la presión atmosférica sobre lasuperficie oceánica. Los gradientes de presión atmosférica, que generan los vientos, tambiénactúan sobre el océano y pueden inducir flujos debido al ajuste oceánico a los campos depresión atmosférica. No obstante, la acción de la presión es generalmente un orden demagnitud menor que la acción directa del esfuerzo de los vientos.

Notas: Prof. Marcelo Barreiro 1


Figura 2.1 – Media anual del esfuerzo zonal (panel superior) y meridional (panel inferior) delos vientos (Pa).

2.1.2 Flujos de calor

Los componentes del intercambio de calor en superficie se muestran en la figura 2.2. Elprincipal forzante es la radiación de onda corta solar Qs (λ≈0.5 μm), la mayoría de la cual esabsorbida y sólo una parte menor es reflejada (8%, Albedo=A=0.08). Esta energía calienta elocéano y es devuelta en forma de radiación de onda larga (Qb) o como combinación de flujosde calor debido a la evaporación (Qe) y transferencia de calor sensible por conducción (Qc).



Figura 2.2- Componentes de flujo de calor en superficie.

El flujo de calor neto Qi (W/m2), positivo hacia abajo, es la suma de varios componentes

Qi=Q S(1−A)−Q b−Qe−Qc (2.2)

La figura 2.3 muestra la media anual del flujo neto de calor en superficie y su variaciónanual.

Como se puede observar en el primer panel de la figura 2.3, en la media anual hay un flujoneto de calor de la atmósfera al océano en la zona ecuatorial y un flujo desde el océano haciala atmósfera en latitudes medias. En el verano del hemisferio sur (norte) hay un flujo neto decalor hacia el océano en el hemisferio sur (norte). Los valores máximos de Qi son cercanos a200 W/m2 y ocurren en enero en la región de la corriente del Golfo en el Atlántico norte y enla corriente de Kuroshio en el Pacífico norte. Esto induce una gran asimetría zonal en el flujoneto de calor a través de la superficie oceánica.



Figura 2.3- Flujo de calor neto en superficie: media anual, DEF y JJA.

La energía solar promedio recibida en el tope de la atmósfera es cercana a 340 W/m2 y tieneuna distribución espectral de energía similar a la ley de radiación de Planck de un cuerpo



negro

I(λ)=C1

λ5(eC2

λ TK −1)(2.3)

donde TK es la temperatura del Sol (6000 K), C1=3.74x10-16 W/m2, C2=1.44x10-2 m/K. En supasaje a través de la atmósfera esta distribución es modificada por el scattering y la absorciónde gases como O2, O3, H2O y CO2 cuyas bandas de absorción se observan claramente en laFigura 2.4.

Figura 2.4- Espectro de radiación solar. Notar la ausencia de radiación solar en superficiedebido a la absorción por el O3, O2 , CO2 y H2O.

El albedo promedio del océano es 0.08, lo cual implica que el 92% de la radiación solar quellega a la superficie es absorbida. La mayor parte de esta radiación se convierte en calor,excepto una componente importante en la banda visible entre 400 y 700 nm, denominadaRadiación Fotosintéticamente Activa (RFA), que está disponible para la fotosíntesis.

La figura 2.5 muestra la distribución espacial de la radiación solar media anual en superficie.Si bien, como es esperable, la radiación recibida es mayor cerca del ecuador y menor en lospolos, se observa la existencia de variaciones espaciales debido fundamentalmente a lapresencia de nubosidad.

La absorción de energía con la profundidad depende de la longitud de onda y sigue una ley dela forma

dEd(λ)dz

=K d Ed(λ ) (2.4)



donde Kd es el coeficiente de atenuación. Si Kd fuera constante el flujo de energía decaeríaexponencialmente, o sea

Ed (z)=E0 eKd z (2.5)

donde E0 es el flujo de energía en superficie (z=0 en superficie y decrece con la profundidad).

Las componentes infraroja y ultravioleta se atenúan rápidamente en los primeros mm.Solamente las regiones verde y azul del espectro, incluídas en PAR, penetran algunos metrosen la columna de agua. En aguas claras la mayor penetración es para λ=0.45 μmcumpliendose que el 5% del flujo de energía en esta longitud de onda alcanza los 100 m. Enla plataforma continental, debido a su gran turbidez, la atenuación de energía es muchomayor de tal forma que menos del 5% de la radiación en el azul-verde penetra mas de 20 m.

Figura 2.5- Promedio anual de radiación solar neta en superficie.

La superficie oceánica actúa como un emisor de radiación que se aproxima a un cuerpo negrocon temperatura entre 270-310 K. La energía total emitida por la superficie oceánica estádada por la ley de Stefan Boltzman

Qb0=ϵs σ sT K4 (2.6)

donde ϵs=0.985 es la emisividad y σ s la constante de Stefan-Boltzman. Debido a lapotencia a la cuarta de TK la energía emitida por el océano es mucho menor que la solar.Además, cuando el cielo está cubierto la mayor parte de Qb0 es interceptado por las nubes yemitido de nuevo hacia la superficie por lo que la pérdida de radiación de onda larga Qb esmenor que Qb0. La figura 2.6 muestra el promedio anual de radiación de onda larga ensuperficie.



Figura 2.6- Promedio anual de radiación de onda larga en superficie. Negativo hacia arriba.

El océano también pierde calor por evaporación. En este proceso moléculas con velocidadalta escapan de la superficie a la atmósfera llevando con ellas energía cinética mayor a la delpromedio lo cual constituye una pérdida de calor latente del océano. Para una razón deevaporación Ev (kg/m2/s) la pérdida de calor es Qe=LHEv, donde LH es el calor latente deevaporación.

Al contrario de los términos radiativos que pueden ser medidos con radiómetros, laevaporación debe ser estimada por métodos semi-empíricos que relaciona Ev con otrosparámetros

Qe=Ev LH =1.5x10−3ρaW (qs−qa)LH (2.7)

donde qa y qs son la humedad específica del aire y su valor de saturación a la temperatura desuperficie del mar y W es la velocidad del viento en 10 m. La figura 2.7 muestra la mediaanual de calor latente en superficie.

Figura 2.7- Promedio anual de calor latente en superficie. Negativo hacia arriba.



El otro mecanismo de transferencia de calor no radiativo es la transferencia directa de calorpor conducción Qc debido a una diferencia de temperatura entre el aire y el agua y sedenomina calor sensible. La pérdida de calor por conducción es mucho menor que el calorlatente y también debe ser estimado a través de una fórmula empírica

Qc=1.45x10−3 caρa W (T s−T a) (2.8)

donde Ts y Ta son la temperatura de superficie del mar y del aire, respectivamente, ca=1000J/kg/K es la capacidad calorífica del aire y ρa=1.3 kg/m3 la densidad del aire. La figura 2.8muestra un mapa de la media anual de calor sensible.

Figura 2.8 – Promedio anual de calor sensible en superficie. Negativo hacia arriba.

Los flujos de calor varían con la época del año y por lo tanto el flujo neto también. La figura2.9 ilustra el patrón típico de variabilidad estacional para cada uno de los flujos de calor enlatitudes medias. Notar que la radiación solar Qs es positiva todo el año con máximos ymínimos en los solsticios de verano e invierno, respectivamente. La emisión de onda largatiene poca variación estacional pues la temperatura de la superficie del mar no cambia muchodurante el año. El flujo neto Qi es positivo durante primavera y verano y negativo duranteotoño e invierno (ver figura 2.3).

Además de Qb, el otro término de pérdida de calor importante es la evaporación Qe. El calorsensible es una contribución pequeña y, de acuerdo al ejemplo de la figura 2.9, puede cambiarde signo durante el verano cuando la temperatura del aire es mayor que la del océano. Q e y Qc

tienden a seguir el mismo patrón estacional con valores grandes en invierno cuando losvientos son fuertes. Qb por el contrario tiene un máximo en verano cuando la TSM es alta yhay menor nubosidad.



Figura 2.9 – Evolución anual de los flujos de calor en latitudes medias del H.N.

Tanto para Qb, como Qe y Qc los procesos de transferencia de calor ocurren en una micro-capade espesor cercano a 1 mm, o sea que la pérdida de calor oceánica ocurre en esta capa. Para laenergía solar Qs, por otro lado, si bien es absorbida principalmente en los primeros metros,tiene componentes en la banda visible que penetra decenas de metros debajo de la superficie.

Los procesos que controlan el balance de calor en la columna de agua se muestranesquemáticamente en la figura 2.10. El calor total contenido en la columna HT (J/m2) sedefine como

HT=c pρ∫fondo

sfcT K (z )dz (2.9)

La razón de cambio de HT está determinado por el intercambio de calor en la superficie y porel transporte de calor lateral neto Qv. El intercambio de calor con los sedimentos es pequeño ydespreciable debido a la poca conductividad térmica de los mismos. Así, el balance de caloren la columna está dado por

∂ HT

∂ t=QS(1−A)−Qu+Q v

Qu=Qb+Qe+Q c

(2.10)

En la plataforma continental Qv es generalmente mas chica que los términos de superficie porlo que Qi domina el ciclo de HT.



Figura 2.10 – Flujos de calor que afectan la columna de agua.

De la figura 2.9 se desprende que es posible aproximar la evolución de la transferencia decalor en superficie en forma sinusoidal, o sea

Qi=A0 sin(ωa t+δ) (2.11)

donde A0 es la amplitud del ciclo estacional, ωa la frecuencia angular y δ el ángulo de fase.Por lo tanto la variación correspondiente en contenido de calor en la columna es

HT=H̄T+HT0 cos (ωat +δ)=H̄T+A0ωa

cos(ωat +δ) (2.12)

donde H̄T es el contenido de calor medio. Ajustando el ciclo de contenido de calor en lacolumna a un coseno se pueden determina HT0 y A0 siempre y cuando Qi domine sobre Qv.

Los efectos estacionales son mayores entre latitudes medias y las regiones polares. En altaslatitudes la cobertura de hielos contínua inhibe el intercambio estacional. En regionesecuatoriales no existe casi cambios en el contenido de calor océanico durante el año.

La figura 2.11 muestra la amplitud del ciclo estacional de TSM ajustando una sinusoide a laevolución de la temperatura. Se observan máximos en 35-45° N/S y un mínimo en lostrópicos.



Figura 2.11 – Ampitud ciclo anual de TSM.

Recordemos que un input de calor en superficie de ΔQ aumenta la temperatura en ΔT=ΔQ/cpρ. Este aumento de temperatura, a su vez, reduce la densidad lo cual impone un empujepor unida de volmen b (N/m3) dado por

b=−gΔρ=gαρ0 ΔT=gα ΔQc p

(2.13)

Como este calentamiento está concentrado en la superficie, se desarrollan gradientes dedensidad con aguas menos densas en superficie. Para redistribuir, o mezclar, esta agua menosdensa es necesario entregar energía. Por lo tanto, un input de calor en superficie vuelve masestable a la columna, mientras que la pérdida de calor la vuelve mas inestable. Gradienteshorizontales de densidad daran lugar a corrientes.

Como consecuencia de las variaciones anuales en la insolación y a las condicionesatmosféricas en latitudes medias el océano muestra una termoclina permanente y otraestacional. Por el contrario en los trópicos sólo existe la termoclina permanente (Figura 2.12).



Figura 2.12 - Termoclina en diferentes regiones océanicas.

La profundidad de la termoclina estacional puede ser explicada cualitativamenteconsiderando la profundidad de penetración de la radiación incidente y los procesos demezcla vertical que son fundamentalmente debido a la acción de los vientos. En primavera latermoclina es más profunda que en verano pues los vientos son generalmente mas intensos yporque el océano se vuelve mas estable a medida que la termoclina es mas intensa. Así, amedida que avanza el verano la termoclina es mas somera y mas marcada. En el otoño latermoclina se debilita debido a la pérdida neta de calor en la superficie. La combinación demenor estabilidad, vientos mas intensos y convección vertical genera una termoclina masprofunda. En invierno la termoclina estacional desaparece y el proceso comienza nuevamente(figura 2.13).



Figura 2.13 – Crecimiento y decaimiento típico de la termoclina estacional en un sitio delatitudes medias en el H.N.

Notar que en este proceso el calentamiento del océano tiene un desfasaje con la radiaciónsolar de 2-3 meses: mientras que la insolación es máxima en junio, el máximo calentamientoes en agosto-setiembre. Además, se ve que el océano tiende a almacenar calor durante elverano que luego se devuelve a la atmósfera en invierno. Es bueno mencionar que excepto enáreas de convección profunda los cambios estacionales por debajo de los 200 m son muypequeños en el resto de los océanos. Por lo tanto, los cambios anuales en el HT vistos masarriba son fundamentalmente debidos a los cambios en el contenido de calor en los primeros200 m de la columna.



2.1.3 Flujo de agua dulce

El océano recibe agua dulce a través de las lluvias y de la descarga de ríos, y pierde a travésde la evaporación. Al igual que la transferencia de calor, el input de agua dulce cambia laestabilidad de la columna a través del empuje por unidad de volumen

b=−gΔρ=gβρ0 Δ S .

Por ejemplo, como la diferencia de densidad entre agua dulce y agua de mar es cerca a Δρ=26kg/m3, una descarga de Rd=22000 m3/s debido al Río de la Plata representa una razón deaumento de empuje de

Rd b=−Rd g =22000 x 9.81 x26=56.1 x 105 N /s

lo cual es comparable al input de empuje por flujos de calor sobre grandes áreas. La descargade ríos es fuertemente dependiente de la ubicación geográfica y tiene gran variabilidadestacional y anual. La figura 2.14 muestra la descarga media anual de los ríos.

Figura 2.14 – Descarga de agua dulce por los ríos en kilómetros cúbicos por año ( 1

km3/yr=31.7 m3/s).

La figura 2.15 muestra la media para DEF y JJA del campo de evaporación menosprecipitación. La estructura general tiende a ser zonalmente uniforme. Las zonas de grandesprecipitaciones, con máximos cercanos a 10 mm/día, se corresponden a la Zona deConvergencia Intertropical, y a la Zona de Convergencia del Pacífico Sur. Las regiones



subtropicales, dominadas por anticiclones en superficie, son áreas donde la evaporacióndomina sobre la precipitación y de poca variación estacional en el flujo de agua. En latitudesmas altas la precipitación domina sobre la evaporación resultando en un flujo neto de aguahacia el océano.

Figura 2.15 – Evaporación menos precipitación (mm/dia) para DEF (panel superior) y JJA(panel inferior).



2.2 Circulación oceánica

Existen varias metodologias para medir corrientes, directas e indirectas. La forma indirectausa medidas hidrográficas de temperatura y salinidad para calcular corrientes, y que veremosmas adelante. Medidas directas de corrientes pueden realizarse con un correntómetro sujeto auna cuerda en la columna de agua o con un perfilador de corriente Doppler (ADCP), lo cualmide la velocidad euleriana. La otra forma directa de medir corrientes es a través de lavelocidad de un objeto que se mueve con la corriente usando, por ejemplo, un sistema demonitoreo satelital para saber la ubicación del objeto con el tiempo. Las boyas ARGO son unejemplo de estos instrumentos lagrangianos, que pueden inclusive posicionarse en un niveldado de densidad.

En un primer acercamiento es conveniente dividir la circulación oceánica en doscomponentes: la circulación forzada por el viento y la circulación termohalina. La primera esdirectamente forzada por el esfuerzo de los vientos en superficie, mientras que para lasegunda las variaciones de densidad (que generan empuje) debido a la distribución de T y Sjuegan un rol dominante aunque el efecto de los vientos es también importante.

La figura 2.16 muestra un esquema de las corrientes superficiales y los vientos en superficie.Lo primero a notar es que las corrientes en superficie siguen los patrones de vientos medios;en particular hay corrientes hacia el oeste en el ecuador y hacia el este en latitudes medias locual da lugar a los “giros” subtropicales (antihorarios en el H.S. y horarios en el H.N.) en losocéanos Atlántico y Pacífico, asi como a giros subpolares.

2.2.1 Circulación forzada por el viento

La circulación forzada por el viento es la mas energética, pero está confinada al primerkilómetro del océano. Como vimos anteriormente el viento ejerce un esfuerzo sobre lasuperficie proporcional al cuadrado de la velocidad. Esto produce olas e inyecta momento enla superficie oceánica.

La forma en que los vientos generan las corrientes es bastante mas complicada quesimplemente suponer que son producto directo del esfuerzo de los vientos sobre la superficieoceánica, como parecería de comparar la estructura espacial de los vientos y corrientes desuperficie. Si ese fuera el caso uno esperaría que la intensidad de las corrientes y su direcciónestuviera directamente correlacionada con los vientos y eso no ocurre; los giros oceánicos sonasimétricos. Las corrientes en las márgenes oeste de los océanos son muy intensas yprofundas, como por ejemplo, las corrientes del Golfo y Kuroshio en el hemisferio norte, y enmenor medida la corriente de Brazil y la de Agulhas en el hemisferio sur. Por el contrario lascorrientes en los bordes este de los océanos son mas débiles, como por ejemplo las corrientesdel Perú y de California.

Es bueno resaltar que las corrientes no son estacionarias y constantes en el tiempo. Mientrasque siempre existen las corrientes mas importantes, la intensidad y dirección de las mismascambia constantemente en escalas de días, semanas y años. También se pueden desarrollar



anillos que luego se separan de las corrientes principales. Como ejemplo se muestra eltrayecto que recorrió una boya derivante en el Atlántico Sudoccidental (figura 2.17).

Figura 2.16 – Esquema de corrientes en superficie (arriba), y vientos medios anuales a 10mde altura (abajo).



Figura 2.17 – Trayectoria de una boya lanzada el 18/11/2009 (tirangulo rojo) hasta el21/12/2011.

Para caracterizar la intensidad de las corrientes se usa el concepto de transporte de masa o devolumen. El transporte masa es el flujo de masa a través de una sección de área unidad porunidad de tiempo (ver figura 2.18)

M=∫∫u .n dA (2.14)



dA

n

u

Figura 2.18 – Esquema de transporte de masa y de volumen

El transporte de volumen se define como

Q=∫∫u .n dA (2.15)

La tabla 2.1 muestra los transportes de volumen de las corrientes mas importantes medidos enSverdrup (Sv) donde 1 Sv = 106 m3/s.

De las corrientes de contorno oeste, la corriente del Golfo es la que transporta mayorvolumen (88 Sv), seguida por la corriente de Agulhas. Notar que el ancho zonal de lascorrientes es mucho mas pequeño que el ancho de la cuenca oceánica en todos los casos. Enlos lados este de las cuencas oceánicas existen corrientes mucho mas débiles que aquellas decontorno oeste y son generalmente mas anchas. Ejemplos estas corrientes son: la deCalifornia, de Canarias y de Benguela.

En la zona ecuatorial existen corrientes intensas tanto en el Pacífico como en el Atlántico: lacorriente ecuatorial del sur y la corriente ecuatorial del norte. Cerca de 4°N existe lacontracorriente ecuatorial que va en dirección contraria a los vientos de superficie. Por último, la Corriente Circumpolar Antártica es la corriente dominante en el hemisferio surque atraviesa el oceano Austral, en la única region del planeta donde el océano no tienebarreras meridionales. El transporte de esta corriente es cercana a los 140 Sv, el mayor de losoceanos.

Transportes típicos de las mayores corrientes

Corriente Ubicacion Valor

Agulas 31°S, Indico 70 Sv

Golfo 26°N, Atlantico 32 Sv

Golfo 38°N, Atlantic 88 Sv

Brazil 28°S, Atlantic 22 Sv

Kuroshio 25°N, Pacifico 22 Sv



Kuroshio 33°N, Pacifico 57 Sv

Este de Australia 30°S, Pacifico 22 Sv

CCA 150°E, Austral 147 Sv

CCA 60°E, Austral 137 Sv

Tabla 2.1 – Transporte de volumen de algunas corrientes

2.2.2 Circulacion termohalina

El intercambio de calor y agua entre el océano y la atmósfera altera la densidad de las aguasen superficie. Como vimos, un calentamiento y lluvias aumentan la flotabilidad del agua,mientras que un enfriamiento y la evaporación la disminuyen. Las aguas mas densas desuperficie se hundiran hasta la profundidad de equilibrio y luego se dispersaran en el interioroceánico desplazando aguas mas viejas que se volvieron menos densas por la mezclaoceánica y subiran. Para cerrar la circulación y alcanzar el estado estacionario la pérdida deagua en la superficie debe ser reemplazada o sea que el agua desplazada deberá llegar hasta laregión de hundimiento. Esto genera la circulación termohalina y es mucho mas lenta que lacirculación forzada por el viento. Las corrientes asociadas son menores a 0.1 m/s pero muevetodo el océano por lo que trae a la superficie aguas profundas que han dejado de estar encontacto con la atmósfera hace 500-1000 años. Su descripción se facilita a través delconcepto de masas de agua.

2.2.2.1 Diagramas T-S y masas de agua

Una técnica desciptiva muy usada en oceanografía es graficar las variaciones de T y S en unacolumna de agua a varias profundidades y compararlas con observaciones similares en otrasregiones de los océanos. Es decir, se toman los datos de temperatura y salinidad medidas parauna columna de agua en función de la profundidad y se los grafica T=f(S). El resultado es undiagrama T-S y la figura 2.19 muestra un ejemplo. Asimismo, se superponen las curvas dedensidad constante calculadas con la ecuación de estado.

La curvatura de las líneas de densidad constante en la Figura 2.19 es una indicación de la no-linealidad de la ecuación de estado. Si la densidad fuera calculada usando la relación lineal1.5 las líneas de densidad constante serían líneas rectas.

Los datos graficados proporcionan información cualitativa sobre el grado de estratificaciónde la columna. Por ejemplo en los primeros 1000 m la línea conectando las observacionescruza varias curvas de densidad constante implicando una gran estratificación. En cambio, enprofundidad las curvas de densidad constante son casi paralelas a la línea que une lasobservaciones implicando una baja estratificación.

En oceanografía descriptiva se usa comúnmente el concepto de masa de agua, que en realidadse origina en meteorología. V. Bjerknes, un meteorólogo noruego, fue el primero en describir



las masas de aire frías y secas que se forman en las regiones polares. Mostró que esas masasde aire se mueven hacia el sur, donde se encuentran con masas de aire mas cálidas y húmedasformando frentes. De forma similar masas de agua de diferentes T y S se forman en diferentesregiones del océano y están separadas por frentes.

Tomczak (1999) define masa de agua como un cuerpo de agua con una historia común deformación y que tiene orígen en una región definida del océano. En su región de formaciónlas masas de agua son las únicas existentes; en otras regiones del océano las masas de agua semezclan.

Figura 2.19 – Diagrama T-S para una estación hidrográfica en el Atlántico norte. La densidadpotencial cambia muy despacio por debajo de los 1000 m. La profundidad de las

observaciones (en unidades de 100m) están marcadas a lo largo de la curva.

Las masas de agua se forman en la superficie (capa de mezcla) donde las propiedades (T, S)dependen de procesos de calentamiento, enfriamiento, lluvia y evaporación. Una vez que lasaguas se hunden por debajo de la capa límite T y S sólo pueden cambiar a través de la mezcla



con otras masas de agua adyacentes. Como los procesos de mezcla en el océano son muydébiles la relación de T y S de una masa de agua se mantiene y éstas se moverán a lo largo delíneas de densidad constante. Así, las masas de agua pueden ser seguidas a grandes distanciasde su región de formación.

Temperatura y salinidad son propiedades conservativas pues no hay fuentes de calor o sal enel interior oceánico. Otras propiedades, como el oxígeno son no conservativos pues puedecambiar por oxidación de materia orgánica y respiración.

La figura 2.20 muestra el resultado de mezclar dos o tres masas de agua y cómo serepresentan en un diagrama T-S. La mezcla de dos masas de agua produce una línea en eldiagrama T-S; como las líneas de densidad constante son curvas la mezcla genera aguas masdensas (Figura 2.21).

Figura 2.20 – Mezcla de dos (paneles superiores) y tres (paneles inferiores) masas de agua.

En el caso de la mezcla de 3 masas de agua el diagrama T-S es suave en el punto 2 pormezcla adicional.



Figura 2.21– Mezcla de dos masas de agua de igual densidad produce agua mas densa quelas dos originales.

La figura 2.22 muestra un diagrama T-S para el Atlántico sur en diferentes latitudes. Sepueden distinguir las siguientes masas de agua: Aguas Antárticas de Fondo (AABW), AguasProfundas del Atlántico Norte (NADW), Aguas Antárticas Intermedias (AAIW) y AguasCentrales del Atlántico Sur (U) cada una caracterizada por un rango de T y S diferentes (vertabla 2.2).

Figura 2.22 – Diagrama T-S en el Atlántico sur para diferentes latitudes.



Masa de agua T (°C) S

Aguas Profundas del Atlántico Norte(NADW)

2.0 – 4.0 34.9 - 35.0

Aguas Antárcticas de Fondo (AABW)

-0.5 – 0 34.6 – 34.7

Aguas Antárticas Intermedias (AAIW)

3.0 – 4.0 34.2 – 34.3

Aguas Centrales del Atlantico Sur (U)

5.0-18.0 34.3-35.8

Tabla 2.2

Una masa de agua homogénea, o sea que tiene temperatura y salinidad uniformes, aparece enel diagrama T-S como un punto. Ejemplos de esto son NADW, AABW y AAIW (ver figura2.22). En estos casos las masas de agua se identifican por un único tipo de agua (un punto enel diagrama T-S) y por su desviación estandard.

Por otro lado, Aguas Centrales del Atlántico Sur (U) es una masa de agua identificada por unasecuencia de tipos de agua ubicados a lo largo de una línea. Comparar en la tabla 2.2 el rangode T y S.

El concepto de masa de agua tiene defensores y detractores. Algunos oceanógrafos lasconsideran reales, como entidades físicas objetivas, y que se usan para explicar la estructuravertical de la columna de agua (estratificación). En el otro extremo están los oceanografosque consideran las masas de agua únicamente como concepto útil para describir ladistribución de las propiedades oceánicas (Emery 2003). El punto de vista mas común, sinembargo, es considerar que en la mayor parte del océano la estratificación está dada por lamezcla en las direcciones vertical y horizontal de las diferentes masas de agua que fueronadvectadas a la región considerada, desde una región de formación.

La figura 2.23 muestra un ejemplo de medida hidrográfica que cruza el oceano Atlántico denorte a sur (A16 del WOCE Atlas). De las figuras podemos notar las diferentes masas de aguamencionadas mas arriba. Se observa la lengua de baja salinidad que caracteriza la AAIWcuyo orígen es en la Antártida; la lengua que viene del Atlántico norte en capas profundas consalinidad cercana a los 35 psu (NADW) y las aguas en el fondo con salinidad uniforme al surdel Ecuador (AABW).

Esta circulación se observa pues en el Atlántico norte agua relativamente cálida y salinatransportada por la corriente del Golfo es enfriada en su camino hacia el norte. En ciertasregiones, por ejemplo el mar de Labrador y el de Groenlandia, la columna de agua se vuelveinestable verticalmente induciendo convección. El efecto neto es la formacion de aguasprofundas (NADW). Luego, la NADW es transportada hacia el sur en profundidades mediascomo una corriente de contorno oeste, cruza el ecuador y conecta con las masas de agua deloceano Austral.



En el Pacifico norte no existe formacion de aguas profundas pues las aguas en superficieestán relativamente diluídas. Por otro lado, existe formación de aguas profundas cerca delcontinente Antártico. En el Pacífico, este flujo de agua densa y profunda es compensada porun flujo de retorno en superficie que tambien conecta con las masas de agua del océanoAustral. Las masas de agua que entran al Atlantico desde el sur se denominan AntarcticBottom Water (AABW) que fluye cerca del fondo oceánico y Antarctic Intermediate Water(AAIW) que fluye en profundidades medias (figura 2.23). El flujo de NADW desde el nortees también compensado por un flujo de superficie de aguas provenientes del océano Indico ya través del estrecho de Drake.

Figura 2.23 – Sección hidrográfica A16 WOCE Atlas.



Como se mencionó antes, el agua tiende a mezclarse fundamentalmente a lo largo deisopicnals. Por lo tanto es posible determinar el origen del agua determinando donde laisopicnal corta con la superficie. Esto sugiere que las aguas mas profundas provienen delatitudes polares, mientras que aquellas de profundidades intermedias provienen de latitudesno tan altas (ver figura 2.24). Una vez sumergidas las aguas se mueven despacio y puedenreaparecer en superficie cientos de años mas tarde. Por ejemplo, el agua que aflora en elPacífico norte puede haberse hundido en el Atlántico norte 1000 años antes.

Figura 2.24 – Esquema idealizado de la circulación oceańica profunda.

El flujo tri-dimensional de las diferentes masas de agua que fluyen a traves de los océanos ha sido llamado “Ocean Conveyor” (ver figura 2.25).



Figura 2.25 – (Panel superior) El “Ocean Conveyor” o circulación termohalina. En azul seindican aguas que circulan por debajo de la superficie a diferentes profundidades; en rojo se

indican corrientes superficiales. (Panel inferior) Vista desde el sur con masas de aguaprincipales.

2.2.3 Transporte de masa global

Usando los datos obtenidos por WOCE combinado con analisis estadísticos ha sido posibleobtener estimaciones precisas de los transportes en los océanos. La figura 2.26 presenta lostransportes de masa integrados zonalmente para varias secciones (unidades 109 kg/s). La línearoja indica flujos superficiales y aguas relativamente cálidas. La linea punteada amarillarepresenta aguas intermedias y profundas, y la línea punteada azul representa aguas frías en elfondo océanico. Las flechas no corresponden a corrientes oceánicas sino a transporte neto através de cada sección hidrográfica (en negro). Surgencia y hundimiento se indican conpuntos y flechas, respectivamente y su color indica el nivel de donde se originan las aguas.



Figura 2.26 – Transporte de masa para diferentes secciones y profundidades de los oceanos.

2.2.4 Transporte de calor

Los océanos transportan entre una tercera parte y la mitad del total del transporte meridionalde calor del sistema atmósfera-océano necesario para balancear el exceso de energía recibidopor los trópicos y el déficit de energía en zonas polares a nivel global. El transporte de calores muy dificil de medir en forma directa y otros métodos indirectos se han desarrollado parahacerlo usando los flujos de calor en superficie así como los datos hidrográficos de WOCE.



La figura 2.27 muestra el transporte de calor meridional para cada cuenca oceánica, así comoel transporte total. El transporte meridional de calor en el Atlántico es positivo en toda lacuenca con un máximo de 1.2 PW cerca de 30°N. En el Pacífico, el transporte de calor eshacia los polos en ambos hemisferios, marcando el hecho de que el océano absorbe calor enel ecuador y luego es transportado a latitudes mas altas. El transporte en el océano Indico eshacia el sur con un máximo de 1.0 PW cerca de los 15°S. El flujo combinado de todos losocéanos tiene un máximo de 2 PW cerca de los 20° en cada hemisferio y luego decae hacialos polos.

Figura 2.27 – Transporte meridional de energía transportado por todos los océanos y porcada cuenca por separado.

Para concluir, es bueno recordar que el océano también transporta sal (o la ausencia de esta).



Como se ve en la figura 2.15 hay un flujo positivo de precipitacion sobre los océanos en elecuador y latitudes altas, y un flujo negativo (evaporación) en los subtropicos. Paracompensar, la circulacion oceánica debe transportar agua dulce hacia las regiones dondedomina la evaporación y sal hacia las regiones donde las precipitaciones son mayores. Comoresultado se obtiene que el Pacífico es una cuenca con un flujo neto de agua dulce desde laatmósfera al oceano debido a las intensas precipitaciones en la ITCZ, mientras que elAtlantico y el Indico son cuencas que en promedio evaporan mas.

Bibliografía principal– H. Dijkstra “Dynamical Oceanography”– B. Stewart “Introduction to Physical Oceanography”, “Oceanography in the 21st century”.– Simpson & Sharples “Introduction to the physical and biological oceanography of the

shelf seas”.


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2. Movimiento de los océanosmeteo.fisica.edu.uy/Materias/oceanografia/teorico/2019/...200 W/m2 y ocurren en enero en la región de la corriente del Golfo en el Atlántico norte y