Oceanografía Dinámica

8. Circulación general oceánica

8.1 Estructura vertical oceánica

En el capítulo anterior estudiamos la dinámica del interior oceánico integrada verticalmente(teoría de Sverdrup). No obstante, a lo largo del curso hemos visto que en el océano estáestratificado por lo que cabe preguntarse cómo se aplica la solución de Sverdrup en este caso. La columna de agua puede dividirse en 4 grandes regiones (Fig. 8.1). En la superficie seencuentra la capa límite de mezcla que tiene propiedades relativamente constantes como ladensidad y la temperatura. Esta capa tiene una profundidad de 10-50 m y es un poco masprofunda que la capa de Ekman (si bien en una primera aproximación puede asociarse paralos movimientos de gran escala de este curso con la capa límite de Ekman). Por debajo seencuentra la termoclina estacional, una capa cuya estratificación vertical es máxima al finaldel verano y desaparece en invierno por el enfriamiento convectivo y la mezcla inducida porvientos muy fuertes. Su profundidad es del orden de 100 m. El intercambio de masa entre lacapa de Ekman y la termoclina estacional se denomina “entrainment” o arrastre. Mas abajo seencuentra la termoclina permanente, que está permanentemente estratificada y su profundidades entre 500–1000 m. El intercambio entre la termoclina estacional y la permanente sedenomina subducción. El resto de la columna tiene una estratificación muy débil y se conocecomo el océano profundo.

Figura 8.1 – Estructura vertical oceánica desde el punto de vista de la circulación oceánica.Las profundidades de las capas no están en escala; el océano profundo es mucho mayor que

las otras capas.

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La termoclina permanente es la región de los océanos en donde la circulación espredominantemente causada por el bombeo de agua que viene de la capa límite y por lo tantoes mas pronunciada en latitudes medias. Por otro lado, el océano profundo es alimentado porconvección profunda en altas latitudes.

8.2 Subducción y circulación forzada por el viento

Las primeras teorías para explicar la termoclina permanente intentaron describirla como laestructura vertical resultante de un equilibrio local entre afloramiento de aguas frías ydifusión de calor desde la superficie

w∂T∂ z

=k∂2T

∂ z2 (8.1)

El resultado de este modelo es una termoclina muy difusiva caracterizada por gradientes detemperatura mucho menos abruptos que los observados. Este paradigma cambió en los años'80 con la publicación de un artículo llamado “La circulación de la termoclina ventilada” deLuyten, Pedlosky y Stommel (1983). La teoría combina subducción desde la capa límite demezcla con descenso advectivo a lo largo de la estratificación de la termoclina.

8.2.1 Subducción y obducción

En el tope del océano interior (parte de la columna de agua que contiene a la termoclinapermanente y al océano profundo) existe un intercambio de agua con la termoclina estacional.Este proceso es llamado subducción si el agua pasa de la termoclina estacional al interiorocéanico y obducción si el agua sube hacia la termoclina estacional (Fig. 8.2).

Existen varios procesos por los cuales el agua entra a la termoclina permanente, en particularel bombeo de Ekman y el retroceso de la capa limite al final del inverno. La suma de estosprocesos crea subducción que puede ser definido como la entrega irreversible de agua antesperteneciente a la termoclina estacional al interior oceánico. Es importante notar que granparte del agua “dejada atrás” por el retroceso de la termoclina estacional durante primavera yverano es re-capturada en el otoño e invierno siguiente pues no ha tenido tiempo suficiente dehundirse hacia el interior oceánico. Por lo tanto la mayor parte de la subducción es solamentetemporal y el interior oceánico es alimentado efectivamente por la subducción únicamente eninvierno - el llamado “demonio de Stommel” (Stommel 1979).

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Figura 8.2 – Esquema de procesos de subducción y obducción.

8.2.2 La termoclina ventilada

La teoría de la termoclina ventilada (Luyten et al 1983) describe la circulación oceánicaforzada por el viento en un océano estratificado.

El proceso es el siguiente. El agua se mueve hacia mayores profundidades generalmente a lolargo de superficies de densidad constante que tienen una pendiente gradual. Donde las líneasde flujo están conectadas a la superficie decimos que el océano está ventilado.

En el océano de latitudes medias, donde el bombeo de Ekman es hacia abajo, el agua de lacapa límite (de fin de invierno) entra por subducción en la termoclina permanente y viaja a lolargo de isopicnas hacia el ecuador gobernado por la dinámica de Sverdrup llevando consigolas propiedades de superficie tales como densidad y vorticidad potencial (Fig. 8.3a), es decirconserva f/H. El agua viaja en esa capa siguiendo el giro y entra en la corriente de borde oesteo entra en la región tropical (Fig. 8.3b). Las diferentes capas de la termoclina pueden serentonces diferenciadas de acuerdo a donde en la base de la capa límite se realizó la

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subducción, y se dice que están ventiladas. El movimiento de las parcelas de agua estáconfinado a la isopicnal pues los procesos mezcla son muy débiles en la termoclina.

Figura 8.3 – Corte vertical del océano mostrando la estratificación vertical y la dirección delas corrientes (panel superior). Representación lagrangiana (siguiendo parcelas de agua) de la

circulación forzada por el viento (panel inferior).

En cada capa de densidad constante puede haber tres regiones (Fig. 8.4): (1) una regiónventilada, conectada a la superficie, (2) una piscina en la región oeste que no está ventiladacon líneas de flujo que entran y salen de la corriente de borde oeste sin llegar a la superficie,(3) una zona quieta – zona de sombra- entre la línea de flujo mas al este que se hunde(subducción) y la frontera este (Fig. 8.5).

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En el giro subtropical existe un rango contínuo de densidades de superficie; la columna deagua está directamente ventilada en todo ese rango, con aguas de cada densidad viniendo deuna latitud diferente en superficie. La densidad máxima de la termoclina ventilada estádeterminada por la máxima densidad en invierno en el giro subtropical, lo cual ocurre aalrededor de 40-50° de latitud. La profundidad máxima de la termoclina ventilada es laprofundidad de la isopicna mas densa, generalmente entre 500 y 1000m.

Figura 8.4 – Esquema de subducción y movimiento del océano en el hemisferio norte.

Las zonas de sombra tienen consecuencias sobre la distribución de oxígeno en el océano. Enlas regiones orientales de las cuencas oceánicas entre los 100 y los 700 m de profundidadexisten Zonas de Mínimos de Oxígeno (Fig. 8.6). Estas zonas son consecuencia de unacombinación de una pobre ventilación oceánica debido a la existencia de las zonas de sombray un elevado consumo de oxígeno por respiración debido a que estas zonas se encuentranmuy cerca de las regiones de afloramiento costero.

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Figura 8.5 – Líneas de flujo para de una subducción idealizada en una isopicna. Las regionesde gris claro son la piscina del oeste y la zona de sombra, donde las líneas de corriente no

conectan a la superficie. El contorno grueso marca donde la isopicnal llega a la superficie. Enla region gris oscura no hay agua de esta densidad.

Figura 8.6 – Concentración de O2 disuelto a 200m.

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8.3 Circulación termohalina

La circulación forzada por los vientos penetra unos cientos de metros, por lo que en mayoresprofundidades la estructura vertical oceánica debe depender de otros procesos diferentesasociados a la circulación termohalina. Por lo tanto la circulación termohalina y la circulaciónforzada por el viento son complementarias y la profundidad de la termoclina está dada poruna restricción global, como por ejemplo la necesidad del océano de ganar y perder igualescantidades de calor.

La circulación termohalina es aquella parte de la circulación oceánica inducida por laconvección profunda en latitudes polares. A pesar de que los sitios de formación de aguasprofundas están localizados la respuesta oceánica es a escala global y juega un papelfundamental en determinar la propiedades del océano profundo.

La figura 8.7 muestra la estratificación vertical oceánica media en 200 m. Se observa que laestratificación es mínima en los sitios de formación de aguas profundas en el mar deLabrador, mar de Groenlandia y el mar de Weddell.

Figura 8.7 – Estratificación oceánica media. Marcados en rojos son los sitios de convecciónprofunda.

Para cerrar la circulación debe existir un flujo hacia los sitios de convección y unafloramiento muy lento en latitudes mas bajas para devolver el agua a la superficie. Elcircuito total tiene escalas de tiempo de 1000 años.

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Para estudiar esta circulación consideramos el modelo de la figura 8.8, y trabajamos encoordenadas esféricas ya que la extensión latitudinal es muy grande. La cuenca simula elocéano Atlántico norte y supone que esta tiene una fuente de aguas profundas en la regiónpolar de magnitud S0 y un afloramiento uniforme en el resto de la cuenca de magnitud w0

(valor típico de w0=10-7 m/s).

Figura 8.8 – Modelo de circulación termohalina.

El análisis a desarrollar sigue el trabajo de Stommel y Arons (1960). El balance dinámico sereduce al balance geostrófico y la conservación de volumen

(8.2)

donde a es el radio terrestre. Eliminando la presión entre los dos primeros términos se obtiene

(8.3)

y usando continuidad recuperamos la relación de Sverdrup, ahora en coordenadas esféricas

donde =2a

cos . Notar que ahora w es el afloramiento en la termoclina y no el

bombeo de Ekman. Valores típicos de v=10-4 m/s.

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Integrando verticalmente desde -H hasta 0 (Fig. 8.8) y considerando un fondo plano (w(-H)=0) resulta en el transporte de Sverdrup

(8.4)

Con afloramiento (w0>0) casi en toda la cuenca, el flujo en el océano profundo debe ser haciael norte en el H.N. (φ>0) y hacia el sur en el H.S., o sea que es siempre hacia los polos. En elecuador no hay transporte. Este resultado puede interpretarse en el contexto de conservaciónde vorticidad potencial: al igual que en latitudes medias la columna de océano se mueve haciael ecuador como respuesta del bombeo de Ekman, en este caso la columna debe moversehacia los polos en respuesta al afloramiento.

El resultado anterior, no obstante, no puede aplicarse a toda la cuenca ya que no tendríasentido que el flujo sea en todos lados hacia los polos (es de esperar que convección enlatitudes polares de lugar a flujo alejándose de los polos en algún lugar de la cuenca). Lasolución es que el flujo proveniente de los polos está confinado a corrientes de borde oesteangostas mientras que este flujo es el de retorno y ocupa casi toda la cuenca.

De ahora en adelante consideraremos sólo el H.N. El balance de agua para cada latitud φhasta el polo, incluyendo el lugar de formación de aguas profundas, demanda que el flujo enel interior (integral de V) mas el flujo por la convección profunda S0 debe ser balanceado porel flujo de borde oeste (Tw) y el afloramiento w0

(8.5)Sustituyendo V por la expresión de mas arriba y considerando w0 constante

(8.6)

por lo que el transporte en el borde oeste debe ser

(8.7)

el cual es máximo en el polo (φ=π/2) y minimo en el ecuador (φ=0). Pueden ocurrir trescasos:

Caso 1: S 0=1 a2w 0

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En este caso el afloramiento desde el polo al ecuador es idéntico a la convección profunda enel polo. El transporte en la corriente de borde oeste es T w=2S 0 sin y es igual a cero enel ecuador. Como el transporte Sverdrup es también cero en el ecuador los dos hemisferiosestán desacoplados. A su vez cerca del polo el transporte en el borde oeste es el doble que elflujo de convección profunda mientras que el flujo hacia el norte de Sverdrup es igual a lafuente en el polo implicando que la mitad del flujo es recirculación.

Caso 2: S 01 a2w 0

La convección profunda es mayor que el afloramiento y por lo tanto una parte de las aguasprofundas cruzan al otro hemisferio. Este es el caso del Atlántico Norte.

Caso 3: S 01 a2w 0

La convección profunda es insuficiente para mantener el afloramiento y por lo tanto esnecesario una corriente que cruce el ecuador hacia el norte y mantenga la convección en elnorte. Esta es la situación en el Pacífico norte.

Es posible también calcular la velocidad zonal u. Considerando que no haya flujoperpendicular a la frontera este y usando la ecuación de momento según x (8.2) y la velocidadmeridional dada por Sverdrup (8.4) podemos calcular la distribución de la presión

(8.8)donde consideramos que p=0 en la frontera este. Usando ahora la ecuación de momento en ladirección y, se tiene

(8.9)y para w0 constante

(8.10)

la cual es siempre positiva, o sea hacia el este, implicando que la capa límite que alimentaeste flujo debe estar en el borde oeste de la cuenca. La solución se muestra en la figura 8.9(izquierda) y tambien se muestra el flujo que se observaría en profundidad para los océanosreales de acuerdo a esta teoría. En general la estructura de la solución reproduce el patrón dela circulación termohalina observada. La teoría, sin embargo, considera fondo plano (entreotras simplificaciones) que es claramente una debilidad importante ya que la batimetría guíala circulación de los océanos en profundidad.

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Figura 8.9 – Solucion del modelo simple de Arons y Stommel (izq), y su aplicación para ladistribución real de los océanos. Notar que en la solución el flujo interior es siempre hacia los

polos.

Es muy difícil chequear si el esquema de circulación esquematizado en la figura 8.9 tiene unparalelo real en el océano ya que las corrientes predichas son muy débiles y la variabilidadoceánica muy fuerte. Una de las predicciones de la teoría, la existencia de corrientesprofundas de borde oeste, sí se puede chequear. Por ejemplo, la corriente profunda en elAtlantico Norte fue medida directamente por primera vez en 1957 (Swallow y Worthington1957). Ademas existe evidencia clara de la existencia de corrientes de borde oeste ensecciones hidrográficas. La figura 8.10 muestra una sección a través del Atlántico sur en30°S, y se puede ver la existencia de NADW formada en el Atlántico norte, fluyendo hacia elsur pegada a la costa de América del Sur. A su vez se puede detectar AABW fluyendo hacia elnorte por debajo de la NADW. El océano profundo es entonces alimentado de aguasdirectamente por corrientes de borde oeste.

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Figura 8.10 – Secciones hidrográficas a lo largo de 30S mostrando la existencia de corrientesde borde oeste profundas (NADW y AABW) de acuerdo a la teoría de Stommel y Arons

(1960).

Otra forma de observar la existencia de corrientes profundas de borde oeste es a través de ladispersión de trazadores pasivos. La concentración atmosférica de CFC-11 se incrementódramáticamente a partir de la mitad del siglo XX y se disolvió en las aguas superficiales. Enaltas latitudes aguas superficiales mezcladas por convección se hundieron donde empezaronsu recorrido hacia el sur. Una pluma de aguas enriquecidas por CFC-11 puede verse en lafigura 8.11 fluyendo hacia el sur a lo largo del borde oeste del Atlántico norte.

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Figura 8.11 – Observaciones de CFC-11 a 2km de profundidad. Superpuesto en rojo es ladistribución de CFC en 1983 a una profundidad de 2 km simulado por un modelo numérico

del océano.

Por otro lado, las predicciones de la teoría en el interior oceánico lejos de la frontera oeste noparecen ser adecuadas para describir el flujo en esa región. La figura 8.12 muestra el flujo a2.5 km de profundidad en el Atlántico sur, y se puede observar que el flujo en el interiorparece mostrar una tendencia a formar jets zonales de pequeña escala meridional y queconectan con la corriente profunda de borde oeste. La extensión lateral de estos jets y sudistribución geográfica es aún desconocida, pero parece haber poca mezcla y afloramiento encontraposición a la teoría de Stommel y Arons.

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Figura 8.12– Desplazamientos de boyas en un intervalo de 600-800 días a una profundidadde 2.5 km. Se observa el movimiento de la NADW en el Atlantico Sur. Los desplazamientos

hacia el este se muestran en rojo, hacia el oeste en azul y hacia el sur en verde.

8.4 Función corriente meridional

La figura 8.13 muestra la función corriente meridional oceánica media definida como

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ψ( y , z ,t )=∫z

0dz∫oeste

estev (x , y , z ,t )dx (9.11)

donde v es la velocidad meridional. La funcion corriente incluye tanto la circulacióntermohalina como la forzada por los vientos. Líneas de ψ constante son líneas de flujo. Unvalor positivo (negativo) de ψ indica una circulación de aguas en sentido horario (antihorario)en el plano y-z.

Por ejemplo, para el océano Atlántico, la figura 8.13 muestra un máximo de cerca de 16 Sv auna profundidad de 1km asociado a la circulación termohalina y dos celdas en superficieentre el ecuador y 30° asociadas a la circulación forzada por el viento.

Figura 8.13 – Función corriente para el océano global (panel superior) y solamente elAtlántico (panel inferior). Datos de salida de un modelo climático.

La figura 8.14 muestra la evolución del transporte en 26°N calculado a través de datos in situ.Se observa gran variabilidad en los resultados, obteniendose valores del máximo de lafunción corriente entre 4 y 32 Sv.

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Figura 8.14 – Series temporales de transporte en el estrecho de Florida USA, transporte deEkman y transporte en upper-mid ocean. El transporte en el estrecho de Florida está basadoen datos in-situ, el transporte de Ekman es calculado por vientos ERA y el upper-mid ocean

transport está basado en el RAPID array entre 0-1100 m. El transporte meridional de MOC esla suma de los tres términos. Valores positivos hacia el norte.

La figura 8.15 muestra un esquema de la circulación oceánica general promediadazonalmente donde se observa la circulación forzada por el viento en superficie y lacirculación profunda o termohalina. En la base de la termoclina el agua que sube desde lasprofundidades necesita de mezcla turbulenta para hacerlo. Esta mezcla se asocia alrompimiento de ondas internas y a la interacción con la batimetría.

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Figura 8.15 – Esquema de circulación general oceánica meridional (Barreiro et al 2008).

Bibliografía principal

–Introduction to geophysical fluid dynamics, B. Cushman-Roisin–Atmosphere, Ocean and Climate Dynamics, Marshall and Plumb.–Descriptive physical oceanography, Talley et al.

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