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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 está estratificado 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 se encuentra la capa límite de mezcla que tiene propiedades relativamente constantes como la densidad y la temperatura. Esta capa tiene una profundidad de 10-50 m y es un poco mas profunda que la capa de Ekman (si bien en una primera aproximación puede asociarse para los movimientos de gran escala de este curso con la capa límite de Ekman). Por debajo se encuentra la termoclina estacional, una capa cuya estratificación vertical es máxima al final del verano y desaparece en invierno por el enfriamiento convectivo y la mezcla inducida por vientos muy fuertes. Su profundidad es del orden de 100 m. Mas abajo se encuentra la termoclina permanente, que está permanentemente estratificada y su profundidad es entre 500–1000 m. El resto de la columna tiene una estratificación muy débil y se conoce como 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 es predominantemente causada por el bombeo de agua que viene de la capa límite y por lo tanto es mas pronunciada en latitudes medias. Por otro lado, el océano profundo es alimentado por convección profunda en altas latitudes.
8.2 Subducción y circulación forzada por el viento
Las primeras teorías para explicar la termoclina permanente intentaron describirla como la estructura vertical resultante de un equilibrio local entre afloramiento de aguas frías y difusión 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 de temperatura 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” de Luyten, Pedlosky y Stommel (1983). La teoría combina subducción desde la capa límite de mezcla 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 termoclina permanente 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 interior océanico 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 particular el bombeo de Ekman y el retroceso de la capa limite al final del inverno. La suma de estos procesos crea subducción que puede ser definido como la entrega irreversible de agua antes perteneciente a la termoclina estacional al interior oceánico. Es importante notar que gran parte del agua “dejada atrás” por el retroceso de la termoclina estacional durante primavera y verano es re-capturada en el otoño e invierno siguiente pues no ha tenido tiempo suficiente de hundirse hacia el interior oceánico. Por lo tanto la mayor parte de la subducción es solamente temporal y el interior oceánico es alimentado efectivamente por la subducción únicamente en invierno - 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 oceánica forzada por el viento en un océano estratificado.
El proceso es el siguiente. El agua se mueve hacia mayores profundidades generalmente a lo largo de superficies de densidad constante que tienen una pendiente gradual. Donde las líneas de 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 la capa límite entra por subducción en la termoclina permanente y viaja a lo largo de isopicnas hacia el ecuador gobernado por la dinámica de Sverdrup llevando consigo las propiedades de superficie tales como densidad y vorticidad potencial (Fig. 8.3a), es decir conserva f/H. El agua viaja en esa capa siguiendo el giro y entra en la corriente de borde oeste o entra en la región tropical (Fig. 8.3b). Las diferentes capas de la termoclina pueden ser entonces diferenciadas de acuerdo a donde en la base de la capa límite se realizó la subducción, y se
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dice que están ventiladas. El movimiento de las parcelas de agua está confinado 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 de las 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 región ventilada, conectada a la superficie, (2) una piscina en la región oeste que no está ventilada con 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 de agua está directamente ventilada en todo ese rango, con aguas de cada densidad viniendo de una latitud diferente en superficie. La densidad máxima de la termoclina ventilada está determinada por la máxima densidad en invierno en el giro subtropical, lo cual ocurre a alrededor de 40-50° de latitud. La profundidad máxima de la termoclina ventilada es la profundidad 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. En las regiones orientales de las cuencas oceánicas entre los 100 y los 700 m de profundidad existen Zonas de Mínimos de Oxígeno (Fig. 8.6). Estas zonas son consecuencia de una combinación de una pobre ventilación oceánica debido a la existencia de las zonas de sombra y un elevado consumo de oxígeno por respiración debido a que estas zonas se encuentran muy 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 regiones de 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. En la 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 mayores profundidades la estructura de temperatura debe depender de otros procesos diferentes asociados a la circulación termohalina. Por lo tanto la circulación termohalina y la circulación forzada por el viento son complementarias y la profundidad de la termoclina está dada por un restricción global, como por ejemplo la necesidad del océano de ganar y perder iguales cantidades de calor.
La circulación termohalina es aquella parte de la circulación oceánica inducida por la convección profunda en latitudes polares. A pesar de que los sitios de formación de aguas profundas están localizados la respuesta oceánica es a escala global y juega un papel fundamental en determinar la propiedades del océano profundo.
La figura 8.7 muestra la estratificación vertical oceánica media en 200 m. Se observa que la estratificación es mínima en los sitios de formación de aguas profundas en el mar de Labrador, mar de Groenlandia y el mar de Weddell.
Figura 8.7 – Estratificación oceánica media. Marcados en rojos son los sitios de convección profunda.
Para cerrar la circulación debe existir un flujo hacia los sitios de convección y un afloramiento muy lento en latitudes mas bajas para devolver el agua a la superficie. El circuito 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 en coordenadas esféricas ya que la extensión latitudinal es muy grande. La cuenca simula el océano Atlántico norte y supone que esta tiene una fuente de aguas profundas en la región polar de magnitud S0 y un afloramiento uniforme en el resto de la cuenca de magnitud w0.
Figura 8.8 – Modelo de circulación termohalina.
El análisis a desarrollar sigue el trabajo de Stommel y Arons (1960). El balance dinámico se reduce 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 =2
ac o 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 hacia el norte en el H.N. (φ>0) y hacia el sur en el H.S., o sea que es siempre hacia los polos. En el ecuador no hay transporte. Este resultado puede interpretarse en el contexto de conservación de vorticidad potencial: al igual que en latitudes medias la columna de océano se mueve hacia el ecuador como respuesta del bombeo de Ekman, en este caso la columna debe moverse hacia los polos en respuesta al afloramiento.
El resultado anterior, no obstante, no puede aplicarse a toda la cuenca ya que no tendría sentido que el flujo sea en todos lados hacia los polos (es de esperar que convección en latitudes polares de lugar a flujo alejándose de los polos en algún lugar de la cuenca). La solución es que el flujo proveniente de los polos está confinado a corrientes de borde oeste angostas 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 φ hasta el polo, incluyendo el lugar de formación de aguas profundas, demanda que el flujo en el interior (integral de V) mas el flujo por la convección profunda S0 debe ser balanceado por el 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 tres casos:
Caso 1: S 0=1 a2 w 0
En este caso el afloramiento desde el polo al ecuador es idéntico a la convección profunda en el polo. El transporte en la corriente de borde oeste es T w =2 S0 s i n y es igual a cero en
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el ecuador. Como el transporte Sverdrup es también cero en el ecuador los dos hemisferios están desacoplados. A su vez cerca del polo el transporte en el borde oeste es el doble que el flujo de convección profunda mientras que el flujo hacia el norte de Sverdrup es igual a la fuente en el polo implicando que la mitad del flujo es recirculación.
Caso 2: S 01 a2 w 0
La convección profunda es mayor que el afloramiento y por lo tanto una parte de las aguas profundas cruzan al otro hemisferio. Este es el caso del Atlántico Norte.
Caso 3: S 01 a2 w 0
La convección profunda es insuficiente para mantener el afloramiento y por lo tanto es necesario una corriente que cruce el ecuador hacia el norte y mantenga la convección en el norte. Esta es la situación en el Pacífico norte.
Es posible también calcular la velocidad zonal u. Considerando que no haya flujo perpendicular a la frontera este y usando la ecuación de momento según x (8.2) y la velocidad meridional 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 la dirección 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 alimenta este 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 océanos reales de acuerdo a esta teoría. En general la estructura de la solución reproduce el patrón de la circulación termohalina observada. La teoría, sin embargo, considera fondo plano (entre otras simplificaciones) que es claramente una debilidad importante ya que la batimetría guía la circulación de los océanos en profundidad (8.10).
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Figura 8.9 – Solucion del modelo simple de Arons y Stommel (izq), y su aplicación para la distribución real de los océanos. Notar que en la solución el flujo interior es siempre hacia los
polos.
Figura 8.10 – Esquema de la circulación en el Indico obtenido de la distribución de temperatura.
Es muy difícil chequear si el esquema de circulación esquematizado en la figura 8.9 tiene una paralelo real en el océano ya que las corrientes predichas son muy débiles y la variabilidad oceánica muy fuerte. Una de las predicciones de la teoría, la existencia de corrientes
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profundas de borde oeste, sí se puede chequear. Por ejemplo, la corriente profunda en el Atlantico Norte fue medida directamente. Ademas existe evidencia clara de la existencia de corrientes de borde oeste en secciones hidrográficas. La figura 8.11 muestra una sección a través del Atlántico sur en 30°S, y se puede ver la existencia de NADW formada en el Atlántico norte, fluyendo hacia el sur pegada a la costa de América del Sur. A su vez se puede detectar AABW fluyendo hacia el norte por debajo de la NADW. El océano profundo es entonces alimentado de aguas directamente por corrientes de borde oeste.
Figura 8.11 – Secciones hidrográficas a lo largo de 30S mostrando la existencia de corrientes de 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 la dispersión de trazadores pasivos. La concentración atmosférica de CFC-11 se incrementó
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dramáticamente a partir de la mitad del siglo XX y se disolvió en las aguas superficiales. En altas latitudes aguas superficiales mezcladas por convección se hundieron donde empezaron su recorrido hacia el sur. Una pluma de aguas enriquecidas por CFC-11 puede verse en la figura 8.12 fluyendo hacia el sur a lo largo del borde oeste del Atlántico norte.
Figura 8.12 – Observaciones de CFC-11 a 2km de profundidad. Superpuesto en rojo es la distribución 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 no parecen ser adecuadas para describir el flujo en esa región. La figura 8.13 muestra el flujo a 2.5 km de profundidad en el Atlántico sur, y se puede observar que el flujo en el interior parece mostrar una tendencia a formar jets zonales de pequeña escala meridional y que
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conectan con la corriente profunda de borde oeste. La extensión lateral de estos jets y su distribución geográfica es aún desconocida, pero parece haber poca mezcla y afloramiento en contraposición a la teoría de Stommel y Arons.
Figura 8.13– Desplazamientos de boyas en un intervalo de 600-800 días a una profundidad de 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.
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8.4 Función corriente meridional
La figura 8.14 muestra la función corriente meridional oceánica media definida como
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 circulación termohalina como la forzada por los vientos. Líneas de ψ constante son líneas de flujo. Un valor 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 8.14 muestra un máximo de cerca de 16 Sv a una profundidad de 1km asociado a la circulación termohalina y dos celdas en superficie entre el ecuador y 30° asociadas a la circulación forzada por el viento.
Figura 8.14 – Función corriente para el océano global (panel superior) y solamente el Atlántico (panel inferior). Datos de salida de un modelo climático.
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La figura 8.15 muestra la evolución del transporte en 25°N calculado en síntesis oceánicas y a través de datos in situ. Se observa gran variabilidad en los resultados.
Figura 8.15 – Series temporales de transporte en 25°N de síntesis oceánicas y datos in-situ.
La figura 8.16 muestra un esquema de la circulación oceánica general promediada zonalmente donde se observa la circulación forzada por el viento en superficie y la circulación profunda o termohalina.
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Figura 8.16 – 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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