Aplicación de Modelos Numéricos al Estudio de la ......Aplicación de Modelos Numéricos al Estudio de la Hidrodinámica y del Flujo de Partículas en el Mar Mediterráneo. Aplicación

Aplicación de Modelos Numéricos alEstudio de la Hidrodinámica y del Flujode Partículas en el Mar Mediterráneo.

Juan José Taboada Hidalgo

Noviembre 1999

D. Vicente Pérez Villar, Profesor Catedrático del Departa-mento de Física de la Materia Condensada de la Universidadde Santiago de Compostela,

INFORMA:

Que la presente memoria titulada “Aplicación de ModelosNuméricos al Estudio de la Hidrodinámica y del Flujo dePartículas en el Mar Mediterráneo”, ha sido realizada, bajomi dirección, por D. Juan José Taboada Hidalgo, en el Grupode Física No Lineal del Departamento de Física de la MateriaCondensada, para optar al grado de Doctor en Física.

Santiago de Compostela, Noviembre 1999

Prof. Vicente Pérez Villar

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A mi familia

Agradecimientos

Durante los anos que transcurren desde que se empieza un trabajo de tesis,hasta que éste se termina, son muchas las personas que intervienen de unau otra forma, ya sea a través de su actividad profesional o en el plano per-sonal, y cuando el trabajo se termina, una de los aspectos más gratificanteses poder dejar constancia escrita del agradecimiento a todas ellas.

En primer lugar debo agradecerle a D. Vicente Pérez Villar la confianzaque depositó en mí, permitiéndome no sólo trabajar en su laboratorio, sinoempezar junto con otras personas de su grupo, una nueva línea de investiga-ción sobre la aplicación de modelos físicos al medio marino. Particularmentequiero agradecerle que renovase su confianza en mí durante los años quesiguieron a este inicio y me haya permitido llegar hasta aquí, trabajandosiempre en un ambiente de cordialidad y libertad.

Detrás de prácticamente todas las ideas de esta tesis está Diana RuizPino, profesora en la Universidad París VI, y una persona realmente infati-gable, capaz de entusiasmarse y entusiasmar a los demás con las ideas quesalen permanentemente de su cabeza, siempre en ebullición. Los casi dosanos que trabajé junto a ella en París me sirvieron para aprender casi todolo que sé sobre el medio marino, del que antes pensaba que era una canti-dad de fluido esperando ser modelizada. Su carácter muy latino, y el mío,algo gallego, le han dado a nuestra colaboración un carácter por veces algotormentoso, pero después de la tormenta siempre llegó la calma. Tengo queagradecerle muy profundamente el que siempre apreció mi trabajo y me haofrecido constantemente alternativas para continuar. Mi agradecimiento vatambién por las veces que se ha preocupado por mí como persona.

Dentro de las personas con las que he trabajado en el Grupo de Físicano Lineal quiero mencionar en primer lugar a Pedro. Los dos empezamosal mismo tiempo la tesis (en un mismo ordenador y con medio teclado cadauno!!) y desde entonces ha sido un gran compañero, tanto en el trabajocomo fuera de él. Todos hemos aprendido con él que ‘un solo dedo no puede

V

vi Agradecimientos

tocar el tambor’ y muchas cosas más que en aras de la brevedad creo prefe-rible omitir. Sin él esta tesis no hubiese sido la misma. Mi agradecimientoes proporcional a las cañas, Albariños, Riojas, etc. que nos hemos tomadojuntos, lo cual empieza a aproximarse bastante a infinito. Espero que laaproximación continúe. Quiero hacer extensivo el agradecimiento a toda sufamilia por lo bien que siempre me han tratado.

Poco después de empezar el trabajo se incorporó a nuestro grupo de‘modelizadores’ Manuel, que ha contribuido con su buen humor a que elambiente de trabajo sea más agradable. Además, sus análisis de nuestrotrabajo, siempre crítico, nos ha servido para ir mejorando poco a poco nues-tros resultados.

Mi gratitud también se dirige a las personas que ya estaban en el grupode Física no Lineal antes de que yo llegase a él, por su apoyo, y como no, porconfiar también ellos en mí. Así, Vicente se ocupó desde un primer momentode la posibilidad de abrir la nueva línea de investigación en la que he trabaja-do estos años. También a Vicente le agradezco el entusiasmo que demuestrapor la investigación que se hace dentro del grupo y por animarnos a seguircon ideas y proyectos nuevos. Moncho se comprometió desde un principioa trabajar con nosotros y por tanto es participe de los logros que se hayanalcanzado. Le agradezco que me apoyase a mi regreso de Francia para quepudiese reintegrarme al laboratorio. Por último (‘last but no least‘), graciasa Alberto, que me ayudó en la prehistoria de mis trabajos a dar los primerospasos en un laboratorio.

Quiero agradecerles a todo el resto de compañeros en el laboratorio to-dos estos años de convivencia y amistad tan agradables que hemos tenido.Gracias en primer lugar a Julio, que empezó conmigo, por su compañerismoy su absoluto desprendimiento a la hora de ayudar a los demás. A Maitede Castro, con la que pasé tan buenos e inolvidables momentos y que entreotras muchas cosas me enseñó el valor de la tenacidad y el esfuerzo. A Inés(esa puertitaaa!!), Nieves y Mónica, siempre cuidando de los circuitos, lasincronización y el ruido, y haciéndonos reír al mismo tiempo, lo cual puedeparecer más difícil que un triple salto mortal sin red, pero es cierto. Ademásde ésto a Nieves siempre le ha sobrado tiempo para ayudar a quien lo puedanecesitar con sus muy variados conocimientos sobre Matlab y disciplinas afi-nes lo que definitivamente resulta sobrenatural. Creo que debe ser un ángel.A Chus un agradecimiento especial por todo su apoyo, por su amistad y subuen humor. A Irene (alaaa!!) gracias por los muy buenos ratos que me hahecho pasar y por su inagotable y divertida capacidad de sorpresa, que hahecho que yo no deje de sorprenderme con ella. A Iván (mi biógrafo particu-

vii

lar) cuyas conversaciones, algunas de ellas ya míticas, han salvado del tedioalgunas mañanas. Espero que podamos seguir hablando de lo divino o lohumano durante bastante tiempo. Y además no me puedo olvidar de Edu,Diego (el teórico), Adolfo y Bea, que han sido los últimos en incorporarseal laboratorio y han contribuido también a su buen ambiente. Ambiente alque por cierto también contribuyeron otras personas que formaron parte ensu momento del laboratorio, como Guillermo, Manuel, Héctor, Gonzalo oElena. Muchas gracias a todos. Gracias también a Daniel por sus visitas ypor esos cafés de los viernes por la tarde que solo él sabía hacer.

Como mencioné anteriormente parte de esta tesis se realizó en París. Allí,encontré un fenomenal grupo de personas que me hicieron muy llevadera miestancia y a los que he echado de menos desde entonces. Gracias en generala todos los ‘cocineros del 4 º piso’, Miguel, Mariví, Isabel, Paco, Lula, Dolo-res, Nuria (mi vecina) y un largo etcétera. También quiero agradecer a miscompañeros del LPCM, Marie-Alexandrine, Yann, Marie Boye y Alexandrael buen ambiente creado en el despacho. En lo que hace al desarrollo deltrabajo, quiero agradecer especialmente a Marie-Alexandrine Sicre y YannTernois que me facilitasen todos los datos relativos a las alquenonas. Tam-bién quiero agradecerle al director del laboratorio Mr. Poisson su amableacogida, y a Nicolas su interés en mi trabajo mientras coordinó la secciónJGOFS francesa. Además parte del trabajo lo hice en el LODYC con elequipo de Michel Crepon. Quiero agradecerle especialmente a ChristopheHerbaut todas sus explicaciones y su amistad y al resto del equipo, Liliana,Laurent Mortier y Thierry. A Jean Pierre Bethoux le agradezco que en me-dio de sus multiples ocupaciones todavía haya tenido tiempo de ocuparse demi trabajo y la paciencia de disculpar mis torpezas administrativas. Ademássus trabajos y sus ideas sobre el Mediterráneo han sido una especie de guíapara la realización de esta memoria.

Una de las primeras personas con las que trabajé en la modelización delmedio marino fué Ricardo Prego, del Instituto de Investigaciones Marinas,al cual agradezco todos los conocimientos que me ha aportado. Gracias aél he sabido como es el trabajo en un barco. También quiero agradecer asu grupo (Montse, Carmen y Paloma) lo bien que siempre me han tratado,ya sea en el barco o en el Instituto. También agradezco a la tripulación delMytilus su paciencia y su ayuda.

A Maite, con la que me fui a ver un eclipse, que resultó ser total, quieroagradecerle muchas cosas, tantas que me faltan las palabras. Entre ellas sucapacidad para hacerme reír y la paciencia casi franciscana que tiene con-migo. Espero que este eclipse no sea cubierto por espesas nubes en mucho

. . .Vlll Agradecimientos

tiempo.Por ultimo, reservo este párrafo para agradecerle a mi familia todo lo

que me han dado, tarea que se me antoja casi imposible. Si alguien me haapoyado en todos los momentos, buenos o no tan buenos, han sido ellos.Resulta reconfortante saber que si la nave se desarbola y va a la deriva, unosiempre encontrará un puerto seguro. Gracias por todo.

Índice General

1 Introducción 1

1.1 Características del Mar Mediterráneo. ............. 1

1.1.1 Cambios en el Mediterráneo Occidental ........ 51.1.2 Cambios en el Mediterráneo Oriental .......... 6

1.2 Flujo de carbono ......................... l l1.3 Herramientas de estudio ..................... 13

1.3.1 Modelos de Cajas ..................... 141.3.2 Modelos numéricos 3D Baroclínicos ........... 141.3.3 Modelos biogeoquímicos ................. 15

1.4 Objetivos ............................. 16

2 Circulación en el Mar Mediterráneo 192.1 Mediterráneo Occidental ..................... 21

2.1.1 Estrecho de Gibraltar .................. 212.1.2 Mar de Alborán ..................... 222.1.3 Cuenca Algero-Provenzal ................ 232.1.4 Mar Tirreno ........................ 242.1.5 Estrecho de Sicilia .................... 25

2.2 Mediterráneo Oriental ...................... 262.2.1 Mar Adriático ...................... 262.2.2 Mar Jónico ........................ 272.2.3 Mar Egeo ......................... 272.2.4 Cuenca Levantina .................... 28

2.3 InfIuencia de los cambios en la circulación ........... 29

3 Modelo de Cajas 313.1 Características generales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 313.2 Modelo para la cuenca Mediterránea . . . . . . . . . . . . . . 33

ix

X Agradecimientos

3.33.4

3.53.63.7

Descripción del trazador ..................... 34Datos utilizados para la calibración del modelo ........ 373.4.1 Semaphore 94 ....................... 373.4.2 Meteor5 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 393.4.3 Meteor31 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39Resultados. ............................ 44Implicaciones en el Ecosistema . . . . . . . . . . . . . . . . . 59Conclusiones ........................... 62

4 Dinámica del flujo de partículas en la columna de agua 654.1 Modelo COLDO ......................... 68

4.1.1 Descripción ........................ 684.1.2 Parametrización de los diferentes procesos ....... 72

4.2 La estación Dyfamed. ...................... 744.2.1 Localización y Características .............. 754.2.2 Descripción de datos disponibles ............ 77

4.3 Aplicación de COLDO en el punto Dyfamed . . . . . . . . . . 794.3.1 Condiciones iniciales y de contorno . . . . . . . . . . . 794.3.2 Resultados para el Carbono ............... 82

4.4 Aplicación paleoclimática . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 944.5 Conclusiones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 98

5 Modelo 3D Baroclínico 1015.1 Modelo MOHID3D ........................ 103

5.1.1 Descripción ........................ 1035.1.2 Resolución numérica ................... 106

5.2 Condiciones de contorno ..................... 1105.2.1 Viento ........................... 1115.2.2 Temperatura y salinidad ................. 112

5.3 Resultados. ............................ 1175.3.1 Circulación ........................ 1175.3.2 Hidrografía ........................ 126

5.4 Comparación con modelos existentes en el Mediterráneo ... 1365.5 Variabilidad estacional ...................... 139

5.5.1 Flujo a través del estrecho de Gibraltar ........ 1395.5.2 Temperatura global del modelo ............. 141

5.6 Conclusiones ........................... 142

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6 Conclusiones 1436.1 Conclusiones Generales. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1436.2 Perspectivas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 144

7 Bibliografia 147

Resumen

El mar Mediterráneo es un mar semicerrado, comunicado con el OcéanoAtlántico a través del estrecho de Gibraltar. Constituye una cuenca de eva-poración, con una circulación general antiestukica. Esta cuenca presenta laventaja de poseer a una escala más pequeña todas las características de losocéanos abiertos, pero con tiempos de residencia del agua mucho menores.Además está sometido a una gran presión antrópica. Estas dos propieda-des hacen de esta cuenca un lugar ideal para estudiar los cambios que laactividad humana puede inducir sobre la dinámica del medio marino. Lamodelización es una herramienta poderosa para estos estudios puesto quepermite evaluar la importancia relativa de los diferentes fenómenos implica-dos y su eventual previsión.

En el presente trabajo se han aplicado a la cuenca Mediterránea tres mo-delos diferentes. El primero de ellos es un modelo de balances que, utilizandocomo trazador pasivo los clorofluorocarbonos, nos ha permitido cuantificarlos cambios en la dinámica del Mediterráneo Oriental ocurridos durante laultima década. Estos cambios son debidos a la acumulación de pequeñasmodificaciones en el balance de evaporación y precipitación, aunque no estáclaro si estos cambios por sí solos han podido propiciar la variación, pudiendoinfluir también el viento. Estas modificaciones han dado lugar a una varia-ción en la estructura hidrográfica de las masas de agua. Así, se ha producidoun desplazamiento de la fuente principal de aguas profundas en la cuencaOriental, del mar Adriático hacia el mar de Creta. Este desplazamiento ha-ce que las aguas profundas provenientes del Adriático se desplacen hacia eloeste. Además se produce una disminución de la profundidad de las aguaslevantinas intermedias por la remontada de las aguas que ocupaban la partemás profunda de la cuenca Levantina y Jónica.

Otro modelo aplicado ha sido un modelo geoquímico para el estudio delflujo de carbono entre la capa eufótica y los sedimentos. Este modelo (COL-DO) se ha aplicado en un solo punto de la cuenca Liguro-Provenzal en el que

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xiv Resumen

existen medidas para el flujo desde 1987. El modelo de partículas ha sidocalibrado con una serie de datos de 4 anos de duración, obteniendose quemenos de un 15% del carbono exportado desde la capa eufótica llega a lossedimentos. Con este mismo modelo se ha estudiado la reconstrucción de latemperatura superficial del agua a partir de medidas de trazadores orgánicosen los sedimentos, poniendo de relieve la idoneidad del modelo para los es-tudios paleoclimáticos.

Finalmente se ha aplicado un modelo hidrodinámico 3D para el estudiode la circulación horizontal del Mediterráneo a lo largo del año. El modelosimula razonablemente bien las características conocidas de la circulacióna gran escala del Mediterráneo. Se ha obtenido un flujo entrante de aguaAtlántica a través de Gibraltar de 1.39 Sv (1Sv = lo6 m3sT1). Este flujoes particularmente importante, puesto que los principales forzamientos dela dinámica en el Mediterráneo son el viento y las diferencias de densidadentre el agua Atlántica y el agua Mediterránea, inducidas por la diferenciaentre la evaporación y la precipitación dentro de la cuenca. En el futuro losmodelos 3D y los geoquímicos deberán funcionar acoplados, con lo que sepodrá predecir los cambios que la dinámica tiene sobre el ecosistema.

Capítulo 1

Introducción

En las ultimas décadas ha cobrado gran relevancia social la posibilidad de uncambio climático de origen antropogénico. Desde mediados del siglo XVIIIse ha observado un aumento de la concentración de COZ en la atmósferaprovocado por la deforestación y la combustión agrícola e industrial de ma-dera, carbón y petróleo. El clima de la Tierra puede sufrir cambios debidoa este aumento y es posible incluso que esos cambios hayan comenzado ya(informe IPPC, 1994). Esto es así debido a la capacidad del COa de absor-ber la radiación infrarroja emitida por la Tierra y reemitirla hacia la misma,provocando el efecto invernadero. Además del aumento de la concentraciónde COZ en la atmósfera existen otras posibles causas de origen antropogénicoque pueden modificar el clima, propiciadas por el aumento de la poblacióny el desarrollo industrial. Sin embargo, la dificultad para medir y poderanticipar estos cambios ha hecho que no haya sido posible hasta el momentollegar a un acuerdo sobre la evolución del clima terrestre.

El mar Mediterráneo presenta varias características, que serán explica-das en el párrafo 1.1, que hacen que pueda servir como laboratorio para ladetección y prevención de algunos de estos cambios climáticos.

1.1 Características del Mar Mediterráneo.

Los primeros estudios sobre la dinámica del Mediterráneo datan del períodogriego, siendo éste el primer mar en ser estudiado. La doble capa en Gi-braltar fue descrita por vez primera en 1755 por J.S. Waitz, y las primerasestaciones zoológicas en sus orillas datan de la segunda mitad del siglo XIX

1

2 Capítulo 1. Introducción.

en las costas francesas e italianas. La construcción del museo oceanográficode Mónaco entre 1899-1910 marca la existencia de las primeras series sis-temáticas de medidas de parámetros marinos y climáticos, mientras que laprimera expedición oceanográfica fue llevada a cabo a principios de siglo porel equipo dirigido por el científico danés Nielsen. Durante toda la segun-da mitad del siglo XX numerosas campañas completaron el conocimientode la hidrografía del Mediterráneo. Esto hace que existan series de datoscompletas, tanto de parámetros climáticos como hidrográficos que permitendetectar y cuantificar los cambios producidos en el Mediterráneo debidos ala presión antropogénica y a fenómenos de carácter más general, como elefecto invernadero. Además, todas estas campañas han puesto de manifiestoque sus características hacen de esta cuenca un modelo a escala reducida delos océanos, debido a la presencia en este mar de varias zonas, que serándescritas con detalle en el próximo capítulo, donde se produce el fenómenode formación de aguas profundas.

Este fenómeno forma parte de la circulación oceánica termohalina a nivelplanetario y viene producido esencialmente por un aumento en la densidadde las aguas superficiales, provocando la inestabilidad en la columna de aguay el intercambio de masas de agua entre la superficie y las capas profundasdel océano. Además de producirse en el Mediterráneo el fenómeno tienelugar también en el mar del Labrador, situado en la parte NO del OcéanoAtlántico, en el mar de Noruega en la parte NE del Atlántico y en el marde Weddell en el Océano Austral (Killworth, 1983), formando el fenómenodenominado conveyor belt en el océano Atlántico, que consiste en una co-rriente hacia el norte en superficie y hacia el sur en profundidad. Así pues,el estudio de la circulación en el Mediterráneo y sus variaciones a lo largo deltiempo se revela de gran interés para su posterior aplicación a otros puntosdel planeta.

El Mediterráneo es un mar semi-cerrado que se comunica con el restodel océano mundial a través del estrecho de Gibraltar. Puede ser divididoen dos partes diferentes, la Occidental y la Oriental, separadas ambas porel estrecho de Sicilia. En el Mediterráneo Occidental pueden distinguirse elmar de Alborán, que se comunica con el Océano Atlántico a través del es-trecho de Gibraltar, la cuenca Algero-Provenzal a continuación y por últimoel mar Tirreno, delimitado por la Península de Italia, la isla de Sicilia al sury Córcega y Cerdeña al oeste. En el Mediterráneo Oriental, podemos a suvez distinguir las cuencas Jónica y Levantina y los mares Adriático y Egeo(figura 1.1). El hecho de ser un mar semicerrado facilita la evaluación de losintercambios con el océano abierto y al mismo tiempo facilita el calculo del

1.1 Características del Mar Mediterráneo.

balance de evaporación-precipitación (EP).Las numerosas campañas realizadas en el Mediterráneo junto con la

Figura 1.1: Cuencas en el Mediterráneo.

facilidad en el cálculo de los balances ha hecho que la circulación sea re-lativamente conocida. El Mediterráneo es una cuenca de evaporación y subalance de agua es negativo. Además, las cuencas Occidental y Orientalconsideradas por separado también son cuencas de evaporación. Esto quieredecir que las pérdidas de agua por evaporación no son compensadas por losaportes de agua dulce de los ríos y la precipitación, lo que trae consigo unacirculación general antiestuárica. Así, de forma muy general, tenemos unamasa de agua que entra en la superficie, a través del estrecho de Gibraltar,fluye hacia el este, aumentando su salinidad debido a la evaporación a me-dida que discurre por el Mediterráneo, hasta que su densidad propicia queesa masa de agua pase a profundidades intermedias, haciendo el camino deregreso y abandonando el Mediterráneo por las capas profundas del estrechode Gibraltar. Evidentemente este esquema tan sencillo y reducido no dacuenta de todas las características de la circulación en el Mediterráneo, peronos sirve para ilustrar el carácter de cuenca de evaporación.

El tamaño del Mediterráneo hace que el tiempo de residencia en su inte-rior no sea muy grande en comparación con los océanos abiertos. El tiempode residencia en estos océanos es del orden de los miles de años, mientras


que en el Mediterráneo estos tiempos de residencia se reducen a una escalade aproximadamente una vida humana. Esto hace que cualquier cambio re-percutirá en el Mediterráneo en una escala de tiempo mucho más reducida,y por tanto fácil de detectar, que en los océanos abiertos. Además, los paísesribereños del Mediterráneo están muy poblados e industrializados, haciendoque este mar esté sometido a una influencia antrópica muy fuerte. Así, elaporte de nutrientes y metales a través de los ríos y de la atmósfera ha au-mentado debido al aumento de la agricultura y las actividades industriales(Bethoux et al., 1990a; 1998b). También han variado en las últimas décadasel aporte de agua dulce de los ríos que desembocan en el Mediterráneo, sien-do el ejemplo más dramático el del río Nilo. La construcción de la presa deAssuan en la década de los 60 redujo el caudal de agua dulce que desembocaen el Mediterráneo en un orden de magnitud.

Así pues, hemos visto como principales características del Mediterráneo

Figura 1.2: Zonas de formación de aguas profundas en el Mediterráneo.

la existencia de series de datos históricas, la formación de aguas profundasen algunos lugares (figura 1.2), lo que hace del Mediterráneo un océano aescala reducida, un tiempo de residencia menor que el de los océanos, lafacilidad del calculo de balances por ser semi-cerrado y la gran presión an-trópica en sus orillas. Todas estas características hacen del Mediterráneouna cuenca privilegiada para la detección de cambios antropogénicos y han

1.1 Características del Mar Mediterráneo. 5

permitido por primera vez observar variaciones de parámetros geoquímicos ehidrológicos y relacionar estas variaciones con efectos antrópicos (Ruiz-Pino,1990, 1991; Nicolas et al., 1994, Bethoux et al, 1998).

A continuación describiremos los cambios observados en la salinidad ytemperatura de diferentes masas de agua que han conducido a cambios cualitativos en la dinámica.

1.1.1 Cambios en el Mediterráneo Occidental

Una de las características de la cuenca occidental del Mediterráneo es lahomogeneidad de sus aguas profundas. Estas se forman cada año en la zonadel Golfo de León, y se extienden a toda la cuenca. Durante el periodo queabarca desde -1959 hasta 1994 se ha observado un aumento de temperaturade 0.13ºC y un aumento de salinidad de 0.04 en las aguas profundas delMediterráneo Occidental (Bethoux et al., 1990), tal como puede observarseen la figura 1.3.

En las aguas intermedias de esta misma cuenca los cambios observados

2 12.75-

Medoc 1. 2. 3 EL 4

12.65 < 155 1960 65 70 75 SO 95 1990

Year

Figura 1.3: Aumento en la temperatura de las aguas profundas del MediterráneoOccidental a lo largo de un periodo de 30 años. Bethoux et al. (1990).

para la temperatura y salinidad durante el mismo periodo fueron de 0.2ºC y0.055, manteniéndose la densidad constante en ambos casos. En el trabajode Bethoux et al. (1990), se relacionaban estos cambios con el efecto inver-


nadero, que ha hecho que los aportes de agua dulce disminuyeran un 7% enlos últimos 30 años por la reducción en las precipitaciones, según el análisisde los datos adquiridos en Mónaco (CSM, 1988) durante el periodo 1911-1985. Esta disminución ha producido un aumento de la salinidad superficial.Asimismo, las temperaturas en la atmósfera tendieron también a aumentardurante ese periodo, explicando así el aumento de temperatura superficial,y el hecho de que los dos aumentos al mismo tiempo, el de salinidad y tem-peratura, propiciasen que la densidad de estas masas de agua se mantuvieseconstante.

Sin embargo con el aumento de información proveniente de diferentescampañas se sabe ahora que esto es sólo una parte de la explicación. Estascampanas han puesto de manifiesto importantes cambios que afectan a lahidrología del Mediterráneo Oriental, de donde proceden en ultimo términolos cambios observados en las aguas intermedias y profundas de la cuencaOccidental. Esta procedencia de los cambios en las aguas profundas del Me-diterráneo Occidental fue postulada por Rohling y Bryden (1992) y puedededucirse si tenemos en cuenta diversos factores. El primero de ellos es eldiferente aumento tanto en la salinidad como en la temperatura de las aguasintermedias y de las profundas. La masa de agua en el Golfo de León situadaen profundidades intermedias procede de la vena de agua levantina interme-dia formada en la cuenca Oriental. Las aguas profundas del MediterráneoOccidental están formadas por una mezcla entre las aguas superficiales y lasintermedias de esta cuenca en la zona del Golfo de León. Esta mezcla se pro-duce en la proporción 2/3 de agua superficial y 1/3 de agua intermedia, conlo que los cambios en la temperatura y salinidad de las aguas profundas delMediterráneo Oriental pueden provocar cambios en las aguas profundas delMediterráneo Occidental, tal como han señalado Bethoux y Gentilli (1996).Una parte de estos cambios en la cuenca Oriental pueden ser explicados porel efecto invernadero, pero existen otras causas que serán explicadas en elsiguiente párrafo.

1.1.2 Cambios en el Mediterráneo Oriental

La circulación general del Mediterráneo Oriental se ha visto afectada porimportantes cambios, de carácter no sólo cuantitativo, sino también cua-litativo. Estos cambios han sido detectados de forma inequívoca a partirde la campaña Meteor 31 del grupo POEM (Physical Oceanography of theEastern Mediterranean) que tuvo lugar durante Enero de 1995 (Klein et

1.1 Características del Mar Mediterráneo. 7

al., 1999). Así, antes de la adquisición de estas medidas las observacionesindicaban que el agua profunda del Mediterráneo Oriental provenía esen-cialmente del mar Adriático, cuyas aguas densas se mezclaban con la venade agua levantina intermedia antes de hundirse. Las medidas tomadas du-rante la campaña Meteor31 indicaron la existencia de otra fuente para lasaguas profundas, proveniente del mar de Creta. Esta fuente ya había sidoencontrada con anterioridad por varios autores (Malanotte-Rizzoli y Hecht,1988). Sin embargo, su contribución a las aguas profundas era muy pequeña,siendo cuantificada como del orden del 10% (Bethoux, 1993). Esta nuevafuente alimenta tanto a la cuenca Jónica como a la Levantina y ha tenido dosefectos principales sobre la hidrología del Mediterráneo Oriental. En primerlugar, las aguas profundas provenientes del mar Adriático han sido empuja-das hacia la parte oeste de la cuenca Jónica (Roether et al., 1996), y por otraparte, la vena de agua levantina intermedia ha disminuido su profundidad,empujada por el agua profunda (Roether et al., 1998). Además los intercam-bios verticales en esta cuenca han aumentado de forma muy notable, aunquetodavía no han sido cuantificados. Todos estos cambios han hecho que ladistribución de salinidad y temperatura en el Mediterráneo haya cambiado.

Se ha postulado (Bethoux y Gentilli, 1996) que estos cambios en la parteOriental están producidos por cambios en el balance de la evaporación y laprecipitación producidos por tres efectos distintos. Por una parte el cierrede la presa de Assuan en 1964 trajo consigo una dramática disminución enel caudal del Nilo, pasando de 6.2 x lOlo m3año-’ a 0.4 x lOro m3 año-r.Además la utilización de los ríos rusos y del Danubio que desembocan enel mar Negro para regadíos intensivos ha traído consigo la disminución en4.5 x lOlo m3 año-r del aporte de agua dulce (Tomalzin, 1985) y consecuen-temente un menor aporte de agua al Egeo proveniente del mar Negro. Porultimo el efecto invernadero provoca una disminución del 7% en el aporte deagua dulce (CSM, 1988) en los últimos 30 anos en la cuenca Mediterráneaen general y en la parte Oriental en particular.

Como se mencionó anteriormente los cambios en la circulación se vieronconfirmados en la campaña del grupo POEM en el invierno de 1995 dondese encontraron medidas que no pueden ser explicadas con los esquemas decirculación existentes hasta el momento (Roether et al., 1996; Malanotte-Rizzoli et al., 1996). A continuación presentamos unos perfiles comparandodatos de la campaña realizada por el buque Meteor en Enero de 1995 condatos obtenidos en otra campaña del mismo buque entre los meses de Sep-tiembre y Octubre de 1987. Estas campañas serán descritas con detalle enel capítulo 3 del presente trabajo, donde se muestran también los mapas

8 Capítulo

detallados de la situación de todas las estaciones.En la figura 1.4 se muestra la comparación de perfiles

1. Introducción.

de salinidad pa-

LEVANTINE SEASdhity@Ul

Figura 1.4: Comparación de perfiles de salinidad en distintas zonas del Medite-rráneo Oriental a partir de datos de las campañas Meteor5 en 1987 y Meteor31 en1995. Se observan cambios en todas las cuencas excepto en el Jónico occidental.

ra la cuenca Jónica occidental, la cuenca Jónica oriental, el mar Egeo ensu parte sur, también conocida como mar de Creta, y la cuenca Levantina.De esta forma puede apreciarse como los perfiles en la parte occidental de lacuenca Jónica son prácticamente idénticos por debajo de 200 metros, ponien-do de manifiesto que esa zona sigue recibiendo en 1995 las aguas profundasdel Adriático de la misma forma que lo hacía en 1987. Sin embargo, en laparte oriental de esta cuenca, así como en la cuenca Levantina y en el marde Creta se observa un aumento significativo de la salinidad por debajo de1000 metros. Asimismo podemos ver en estas cuencas una disminución dela salinidad en las aguas intermedias, entre 200 y 500 metros aproximada-mente. Esto es debido a que la mayor salinidad en las aguas del mar Egeoha tenido como consecuencia la formación de aguas profundas en este mar,empujando las aguas que anteriormente ocupaban las aguas profundas, demenor salinidad, hacia arriba.

La figura 1.5, donde se comparan perfiles de oxígeno, pone de mani-

1.1 Características del Mar Mediteráneo.

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Figura 1.5: Comparación de perfiles de oxígeno en cuatro diferentes cuencas delMediterráneo Oriental utilizando los mismos datos que en la figura 1.4. Se observande nuevo cambios en todas las cuencas excepto en el Jónico occidental.

fiesto más claramente que la 1.4 la formación de aguas profundas que tienelugar partiendo del mar de Creta hacia la cuenca Jónica y la Levantina. Así,vemos como de nuevo los cambios son muy pequeños en la parte occidentalde la cuenca Jónica mientras que la parte oriental de esta misma cuenca yla cuenca Levantina muestran un aumento en la concentración de oxígenodisuelto por debajo de 800 metros de profundidad aproximadamente. Estoquiere decir que esta masa de agua está más ventilada en 1994 que en 1987por causa de la llegada de agua superficial. Asimismo se observa la dismi-nución en la concentración de oxígeno en las aguas intermedias producidopor la remontada de las aguas profundas, menos ventiladas y por tanto máspobres en oxígeno.

En la figura 1.6 podemos ver la comparación de los perfiles del clorofluo-rocarbono CFC12 en las mismas zonas descritas en la figura 1.4 y 1.5. Losclorofluorocarbonos serán descritos con detalle en el capítulo 2 del presen-te trabajo, y basta decir aquí que son trazadores pasivos de la circulación,es decir, que no sufren ningún tipo de transformación en el medio mari-no. Además, las aguas superficiales están en equilibrio con la atmósfera y la


Figura 1.6: Comparación de perfiles de CFC12 en cuatro diferentes cuencas delMediterráneo Oriental con los datos procedentes de las campañas Meteor 5 de 1987y Meteor31 de 1995, tal como se mostró en las figuras 1.4 y 1.5.

concentración de los clorofluorocarbonos en ésta presenta un perfil monótonocreciente. De esta forma, la concentración de CFCs en una masa de aguapondrá de manifiesto la edad de ésta. Además, como su entrada en el mediomarino se produce a través de la atmósfera, su llegada a las aguas profundasse produce únicamente por el hundimiento de masas de agua superficiales,con lo que son un trazador adecuado para el fenómeno de formación de aguasprofundas. Por lo tanto, el aumento de CFC12 en las aguas profundas dela cuenca Jónica oriental y de la cuenca Levantina apoya más la hipótesisde una mezcla de esta agua con aguas superficiales más ricas en CFC12,mezcla que no se producía sin embargo si tenemos en cuenta las medidas dela campana Meteor5 de 1987. También se puede ver como la concentracióndisminuye en las aguas intermedias de estas cuencas y del mar de Creta.Esto vuelve a poner de manifiesto la remontada de aguas profundas pobresen CFC’s. De nuevo se observa como los cambios en la parte occidental dela cuenca Jónica son de menor importancia.

Las tres figuras anteriores vienen a demostrar la transformación cualita-tiva que se ha producido en la dinámica del Mediterráneo Oriental por causa

1.2 Flujo de carbono .ll

de la aparición de una nueva fuente de las aguas profundas del MediterráneoOriental provenientes de cambios en balances EP. En el capítulo 3 del pre-sente trabajo veremos como estos cambios han traído como consecuencia uncambio en los sedimentos. Por comparación con el registros de sedimentosde los últimos 5 x lo5 anos, este cambio nos permitirá deducir la tendenciaclimática actual.

Con todo esto parece evidente que hay cambios que están ocurriendoactualmente en la dinámica del Mediterráneo. También parece cada vezmás evidente que estos cambios están relacionados con la actividad humana,tanto industrial como agrícola. Así, podemos ver como el Mediterráneo nosofrece por primera vez una prueba de las modificaciones que el hombre puedeinducir en el océano.

1.2 Flujo de carbono

Hemos visto como el aumento de la concentración de COZ atmosférico es unade las posibles causas de los cambios en la dinámica del Mediterráneo. Peroa su vez estos cambios pueden tener consecuencias sobre la concentración deCOZ atmosférico al variar los intercambios en la interfase atmósfera-oceano.Es por lo tanto necesario conocer el comportamiento del carbono una vez queentra en el medio marino, no solamente en profundidades a las que llegue laenergía solar, sino también en aquellas en las que ésta no llega. En adelantedividiremos la columna de agua en una capa eufótica, cuya profundidad esdescrita como aquella a la que llega solamente un 1% de la luz solar, la capaafótica por debajo de ésta y que alcanza hasta los sedimentos y una capa encontacto con estos últimos.

De forma esquemática podemos decir que en la capa eufótica, el fito-plancton consume COa para fabricar tejidos. El carbono incorporado a es-tos tejidos abandona la capa eufótica, formando parte de cadáveres o biende pelotas fecales. Esto forma una lluvia de partículas que caen hacia lossedimentos. En su camino hacia los sedimentos, pueden sufrir procesos quelos devuelvan al estado disuelto. Decimos entonces que el carbono ha sidoregenerado. Una vez en estado disuelto el carbono puede ser reintegrado ala capa eufótica, por ejemplo a través de procesos de afloramiento. De estaforma, dependiendo de la cantidad de carbono que sea regenerado, es posibleque la concentración de COZ en la superficie marina pueda ser menor que laatmosférica, produciéndose así una entrada de CO2 atmosférico, o bien que


se produzca el efecto contrario. En este caso la presión parcial de Coz en elmedio marino sería mayor que en la atmósfera y el océano se convertiría enuna fuente.

Por lo tanto, el estudio de los procesos intermedios que tienen lugar enla columna de agua afótica y que afectan a la lluvia de partículas, cobra unagran importancia. Estos procesos serán explicados con detalle en el capítulo4, donde se presenta un modelo calibrado del flujo de carbono en la columnade agua en un punto del Mediterráneo. Como introducción podemos decirahora que las partículas que abandonan la capa eufótica sufren agregación,desagregación, remineralizacion y absorción. De la importancia relativa deestos procesos dependerá el porcentaje que llega a los sedimentos de todoel carbono que abandona la capa eufótica y en consecuencia el porcentajeque es regenerado. Cabe destacar que a diferencia de los procesos que tienelugar en la capa eufótica, la columna de agua afótica ha recibido muy pocaatención. Por ejemplo en los modelos acoplados de circulación y geoquímicarealizados con el fin de cuantificar la cantidad de COZ atmosférico que escapaz de absorber el océano, la cantidad de flujo de carbono entre la basede la capa eufótica y los sedimentos se suele considerar como una funciónpotencial, que denominaremos función de Martins, de la forma (Suess, 1980;Martin, 1987):

donde F representa el flujo a cualquier profundidad, Frss representa el flujoa 100 metros, z es la profundidad en metros y b es una potencia que dependedel punto considerado.

Sin embargo, esta función, como veremos posteriormente, no se adecuasiempre a los valores del flujo de carbono. Tampoco permite recoger los cam-bios que tienen lugar durante el año, puesto que la forma del flujo dependeráde la época del año y de la cantidad de carbono exportado. Al no incluirel tiempo como variable esta función no nos permite realizar pronósticos nievaluar el impacto de los aportes externos de origen natural o antrópico enla columna de agua. Estos aportes llegan a través de la lluvia, el vientoy los ríos. La posible modificación en el flujo puede suceder de una formadirecta como ocurre con la llegada de arenas del Sahara, o indirecta. Estaúltima se produce con las entradas crecientes de nutrientes a través de losríos que desembocan en el Mediterráneo. Estos nutrientes pueden aumentar

1.3 Herramientas de estudio. 13

la producción, aumentando así el flujo.Podremos por tanto decir que para comprender de manera cuantitativa,

y poder pronosticar el papel del océano en el ciclo global del COs es necesariodisponer de un modelo que pronostique la evolución de los flujos a cualquierprofundidad y en particular los flujos que sedimentan y que abandonan elsistema global. Cualquier modificación de estos flujos va a tener un impactodirecto sobre la disponibilidad del oxígeno en las capas profundas del océano.Este tipo de modelos es igualmente indispensable para el estudio del impactode aportes externos de origen natural o antrópico sobre el flujo de cualquierelemento en la columna de agua.

1.3 Herramientas de estudio

En el presente trabajo se aplicarán diferentes modelos al Mediterráneo, quesean capaces de cuantificar los cambios en la hidrodinámica y en los flujos deCOs. Existen diferentes razones, además de la cuantificación de los cambios,que hacen interesante la aplicación de modelos evolutivos al medio marino, ymás concretamente a la cuenca Mediterránea. Una razón importante es queun modelo de estas características nos ayudará a completar la información.Considerando las dificultades de muestreo que se presentan en el océano,por su gran superficie y la dificultad añadida de la presión a grandes pro-fundidades, esta característica de los modelos cobra gran relevancia, puestoque nos permite estudiar la variación temporal y espacial que de otra formano podríamos conocer. Además un modelo permite separar la influencia delos diferentes procesos implicados en cualquier fenómeno que queramos es-tudiar.

Como se ha explicado anteriormente el mar Mediterráneo tiene variascaracterísticas que lo hacen adecuado para estudiar el efecto de la presiónantrópica sobre el medioambiente. Hemos visto también como algunos deestos cambios son ya visibles. Uno de los objetivos de esta memoria seráel proponer diferentes herramientas que nos permitan cuantificar estos cam-bios, ya sean relativos a la dinámica del sistema o a los procesos geoquímicos.A continuación se hará un breve resumen de estas herramientas.


1.3.1 Modelos de Cajas

Una herramienta para el análisis y la eventual predicción de cambios en ladinámica de un sistema tal como el mar Mediterráneo, es el propuesto porlos modelos de cajas. Estos modelos presuponen un cierto conocimiento delárea de estudio, puesto que esta área se divide en cajas, dentro de las cualesse supone que las propiedades son homogéneas. Para el conocimiento de ladinámica se utilizan entonces medidas de salinidad en cada una de las cajas.Las ecuaciones para la resolución de estos modelos serán presentadas en elcapítulo 3. Estas ecuaciones son la conservación de la cantidad de agua y laconservación de la salinidad. Estos modelos pueden utilizarse, aprovechan-do el conocimiento previo de la dinámica, para comprobar los cambios desalinidad que inducen cambios en los balances de evaporación y precipita-ción. Este enfoque ha sido utilizado en el Mediterráneo (Bethoux y Gentili,1996) con el objeto de comprobar el efecto sobre la salinidad de los cambiosen la densidad del mar Negro y el aporte de agua dulce del Nilo. En elcapítulo 3 veremos como un tercer enfoque permite cuantificar los cambiosen la dinámica a partir de las medidas de otro tipo de trazadores pasivosdenominados clorofluorocarbonos (CFC’s), cuyas características principalesserán también descritas en dicho capítulo. La gran ventaja de estos modelosreside en su sencillez, puesto que una vez conocida la dinámica permitencomprobar cómo cambios en factores externos afectan a la misma. Otragran ventaja de estos modelos es que pueden servir como validación para losmodelos dinámicos 3D, puesto que los modelos de cajas son fácilmente vali-dables, tal como se verá en el capítulo 3. Además, estos modelos constituyenherramientas muy útiles para el estudio de las perturbaciones en los ciclosbiogeoquímicos de diferentes elementos.

1.3.2 Modelos numéricos 3D Baroclínicos

La dinámica de un fluido tal como el medio marino puede ser calculada apartir de las ecuaciones de balance del momento, también conocidas comoecuaciones de Navier-Stokes, la ecuación de balance de masa o ecuación decontinuidad, y las ecuaciones de transporte de la salinidad y la temperatu-ra. Sin embargo, estas ecuaciones tienen la dificultad de que sólo en casosmuy sencillos, que no incluyen evidentemente la dinámica de una cuencacomo la del Mediterráneo, pueden ser resueltas analíticamente. De esta for-ma, los modelos matemáticos resuelven de forma numérica estas ecuaciones.

1.3 Herramientas de estudio. 15

Así, estos modelos, provistos de unas condiciones iniciales, son integradosnuméricamente dando como resultado la dinámica del sistema. La principaldificultad de estos modelos, viene dada precisamente por la necesidad dediscretizar las ecuaciones, lo que lleva de forma inevitable a realizar aproxi-maciones y a cometer errores, en algunos casos de difícil control. Las ecua-ciones que resuelve usualmente un modelo numérico, no son exactamente lasecuaciones de Navier-Stokes, sino las denominadas ecuaciones primitivas,producto de aplicar la aproximación de Reynolds, consistente en promediarestas ecuaciones en periodos de tiempos cortos, para evitar las fluctuaciones,además de la aproximación hidrostática y la aproximación de Boussinesq quehace que la densidad sea constante excepto en los términos que aparezcanmultiplicados por la gravedad. Esto nos lleva a introducir una parametri-zación para tener en cuenta la influencia de las escalas de espacio y tiempopequeñas sobre las más grandes, influencia que viene dada por la no lineali-dad de las ecuaciones de Navier-Stokes. Esta parametrización está contenidaen los coeficientes de viscosidad y difusividad turbulenta. Otra dificultad quepresentan estos modelos consiste en disponer de los datos necesarios para si-mular correctamente la dinámica. En un caso como el del Mediterráneose necesita disponer de datos concernientes a los intercambios de calor, asícomo de la intensidad y dirección del viento. Normalmente estos datos nocoincidirán con la malla del modelo. Tampoco el paso temporal fijado parael modelo coincidirá con la frecuencia de almacenamiento de los datos. Es-to implicará la necesidad de realizar interpolaciones tanto espaciales comotemporales, que inevitablemente traerán consigo nuevos errores.

La ventaja principal de estos modelos es que permiten conocer las co-rrientes con mucho detalle permitiendo distinguir zonas bastante próximas, ysi son validados pueden llegar a predecir los cambios en respuesta a diferentesperturbaciones, ya sean de origen antrópico o natural. Además permiten es-tudiar fenómenos tales como la formación de aguas profundas o el transportede partículas o manchas con mucho detalle. En el capítulo 5 se presentaránlos resultados de la dinámica del Mediterráneo obtenidos por un modelo deeste tipo.

1.3.3 Modelos biogeoquímicos

Además de los modelos diseñados para el conocimiento de la circulación, sontambién de gran importancia para el estudio de un ecosistema los modelosque describen el comportamiento de los diferentes elementos susceptibles de


ser transformados en el interior del medio marino. Así, pueden distinguirseesencialmente dos tipos de modelos. El primero de ellos serían los modelosdenominados de capa eufótica. La profundidad de esta capa se define comoaquella a la que llega solamente un 1% del total de luz que incide sobre lasuperficie del océano. A continuación se situarían los llamados modelos decolumna de agua. Estos modelos describen el comportamiento de materiales,tanto disueltos, como en forma de partículas, en la zona del medio marinoa la que no puede llegar la luz. Dado que en biología no existen ecuacionestales como las de Navier-Stokes en física, para plantear las ecuaciones deestos modelos se deben caracterizar las variables por cajas y a continuacióndescribir los balances entre estas cajas. En los modelos de capa eufótica, sesuelen definir las variables atendiendo a su función en la cadena trófica, quetiene su inicio en esta capa debido a la presencia de luz. Estas variables sonentonces, los nutrientes, separados normalmente en nitrato, nitrito, fosfato ysilicato, el fitoplancton y el zooplancton. Además se distinguen también deforma natural cajas para los detritus que genera tanto el fitoplancton comoel zooplancton.

Los modelos de columna de agua, por el contrario, fijan su atención enla predicción del flujo de materia. La materia en forma de partículas sedivide, basado en la estrategia de medidas utilizada, en grandes partículas,que son recolectadas por las trampas de sedimentos, y pequeñas partículasque son detectadas mediante el filtrado del agua recogida en botellas. Deesta forma el modelo puede ser fácilmente inicializado y calibrado utilizandoestas medidas. Se tiene en cuenta también otra caja para el material quepasa al estado disuelto. En el capítulo 4 veremos el funcionamiento de unode estos modelos aplicado para el carbono en un punto del MediterráneoOccidental conocido como punto Dyfamed.

1.4 Objetivos

Actualmente no existe un diagrama de circulación general que sintetice to-dos los cambios que han tenido lugar, cuantificando los flujos de agua entrelas diferentes cuencas. Así pues el primer objetivo de esta memoria será elproponer un esquema de circulación utilizando el modelo de cajas.

Asimismo se aplicará un modelo geoquímico para el estudio del flujo decarbono en un punto del Mediterráneo Occidental. Esta aplicación tendrávarios objetivos. Uno de ellos será la parametrización de los distintos proce-

1.4 Objetivos. 17

sos que afectan al flujo de carbono en el Mediterráneo. Además se dará unaestimación de la cantidad de carbono que llega a los sedimentos.

Por último se aplicará un modelo 3D de circulación general. El objetivoserá el reproducir la circulación horizontal en el Mediterráneo y el disponer deun modelo que pueda ser posteriormente acoplado a un modelo geoquímicopara estudiar posteriormente la influencia que los cambios en la dinámica oen los aportes externos ejercen sobre los flujos de Coz.

De esta forma los objetivos de esta memoria se inscriben dentro de losobjetivos de programas de investigación internacionales tales como JGOFS(Joint Global Ocean Flux Study), WOCE (World Ocean Circulation Expe-riment) o el programa europeo MATER (Mediterranean Targeted Project).

La organización del manuscrito será la siguiente:En el capítulo 2 se dará una descripción detallada de la circulación ge-

neral de las dos cuencas del Mediterráneo, describiendo los forzamientosprincipales. A continuación describiremos los cambios observados por dife-rentes autores en la última década.

En el capítulo 3 se presentará el modelo de cajas existente en la litera-tura y que ha sido ya aplicado al estudio del Mediterráneo. Se pondrá demanifiesto que con los flujos considerados en este modelo no se pueden repro-ducir los cambios observados en el Mediterráneo. Por tanto se presentaranlos cambios necesarios y se propondrá un nuevo esquema de circulación. Enla parte final de este capítulo se relacionarán los cambios propuestos en lacirculación con cambios que ya existieron anteriormente en el Mediterráneoy cuya huella ha quedado en el registro sedimentario.

En el capítulo 4 se presentará una introducción general del comporta-miento de las partículas en el medio marino. Se explicará el desarrollo delmodelo y su parametrización y a continuación se describirá con detalle elpunto del Mediterráneo que se utilizará para aplicar el modelo. Utilizandolas series de medidas de flujos a diferentes profundidades en ese punto secalibrará el modelo. En la última parte de este capítulo se dará una apli-cación al estudio de un compuesto particular del carbono, que se utiliza enpaleo-oceanografía para reconstruir la temperatura superficial del agua delmar.

En el capítulo 5 se explicará la elección del modelo 3D, su parametri-zación en el Mediterráneo y los forzamientos utilizados. Los resultados ob-tenidos para la circulación horizontal y la hidrografía son estudiados, asícomo su variación estacional. Se dará la estimación obtenida por el modelopara el flujo a través del estrecho de Gibraltar, puesto que este flujo es unode los principales forzamientos para la circulación en el Mediterráneo. Este


flujo será comparado con los datos existentes en la bibliografía. Además seha calculado también la temperatura global del modelo con el objetivo decomparar la variación anual con la obtenida por otros modelos.

Capítulo 2

Circulación en el MarMediterráneo

La circulación general del Mediterráneo Occidental se conoce a grandes ras-gos desde hace varias décadas. En Millot (1991) podemos ver una revisiónde todos los conocimientos que atañen a la dinámica de esta cuenca. Laparte oriental del Mediterráneo no fue suficientemente conocida hasta elcomienzo de los trabajos del grupo POEM (Physical Oceanography of theEastern Mediterranean). Este grupo internacional se constituyó justamentepara intentar completar la información concerniente al Mediterráneo Orien-tal. Malanotte-R.izzoli y Hecht (1988) revisaron la información existenteantes de que este grupo comenzase sus estudios y pusieron de manifiesto lascarencias existentes. La síntesis de los conocimientos alcanzados sobre lacirculación del Mediterráneo a través del trabajo de este grupo pueden verseen Physical Oceanography of the Eastern Mediterranean (POEM) Group(1992).

De una manera esquemática podemos decir que la circulación superficialdel Mediterráneo está dominada por varios giros diferentes, conectados porcorrientes estacionarias (figura 2.1). De oeste a este vemos en primer lugarel agua Atlántica que entra a través del estrecho de Gibraltar y se desplazahacia el este paralelo a las costas de Argelia. A esta corriente se le conocecomo Corriente Argelina. El agua Atlántica comienza a sufrir transforma-ciones, mezclándose con el agua Mediterránea en el mar de Alborán, porlo que a la masa de agua que forma la corriente argelina se le conoce comoMAW (Modified Atlantic Water). Parte de esta corriente sube hacia la partenorte de la cuenca Algero-Provenzal y forma el giro ciclónico del golfo de

19


León. En la parte norte de la cuenca Algero-Provenzal se forma la corrientedel mar Liguro-Provenzal, que desciende hacia el mar de Alborán por lascostas españolas. El mar Tirreno por su parte, está dominado por un girociclónico.

Al llegar al estrecho de Sicilia, una parte de la MAW entra en la cuen-ca Oriental del Mediterráneo, formando la Corriente Jónica. En la cuencaJónica nos encontramos con dos giros permanentes. Uno de ellos ciclónico enla parte noroeste de la cuenca, denominado Giro del Jónico Occidental y elotro en la parte noreste, denominado Giro de Pelops, de sentido anticiclónico.La Corriente Jónica entra a su vez en la cuenca Levantina, denominándosea la corriente que se forma MMJ (Mid-Mediterranean Jet). Esta corrientediscurre hacia la parte este de la cuenca, y en el límite oriental gira haciael norte formando una corriente de retorno, denominada Corriente de AsiaMenor. En la cuenca Levantina se encuentran dos giros permanentes. Unode ellos ciclónico denominado Giro de Rodas, al este de Creta, y el otroanticiclónico, denominado Giro de Mersa-Matruh, al Sur de éste. Por otraparte la circulación superficial en el mar Adriático está dominada por ungiro ciclónico en su parte Sur. El mar Egeo por su parte, presenta tambiénun giro ciclónico en su parte sur.

Como corresponde a su característica de cuenca de evaporación, la cir-culación intermedia del Mediterráneo está dominada por una corriente deretorno hacia el Atlántico. Hablamos de circulación intermedia, puesto quela profundidad máxima del estrecho de Gibraltar es de solamente 330 metros,mientras que el estrecho de Sicilia, alcanza 450, haciendo que esta corrientediscurra aproximadamente a estas profundidades. Esta corriente se forma enel giro de Rodas, donde la masa de MAW ha alcanzado ya unas densidadesque le hacen hundirse hasta profundidades intermedias, formando la masade agua denominada LIW (Levantine Intermediate Water). Esta masa deagua está caracterizada por salinidades y temperaturas altas. La LIW dis-curre hacia el oeste atravesando la cuenca Jónica por debajo de la CorrienteJónica. Parte de esta masa de agua va también hacia el norte, entrando enel mar Adriático a través del estrecho de Otranto. Aquí se mezcla con lasaguas muy frías que vienen de la parte norte de esta cuenca y forma la masade agua denominada EMDW (Eastern Mediterranean Deep Water), que ali-menta las aguas profundas del Mediterráneo Oriental. Continuando hacia eloeste, la vena de agua LIW entra en la cuenca occidental del Mediterráneoatravesando el estrecho de Sicilia en profundidad, completando de esta for-ma la doble capa que se encuentra en este estrecho, debido al carácter decuenca de evaporación del Mediterráneo Oriental. En la cuenca Occidental,

2.1 Mediterráneo Occidental 21

esta agua entra en parte en el mar Tirreno, discurre próxima a las costasde la península itálica, y en su salida del Tirreno sigue aproximadamenteel mismo camino que la corriente Liguro-Provenzal. Otra parte de la LIWque atraviesa el estrecho de Sicilia, discurre hacia el este por debajo de lacorriente argelina para abandonar el Mediterráneo por el estrecho de Gibral-tar. Como ocurría en el sur del mar Adriático, la LIW también tiene undestacado papel en la formación de la masa de agua denominada WMDW(Western Mediterranean Deep Water). Como se explico en la introducción,esta masa de agua se forma en el giro del golfo de León y resulta de la mezclaentre las aguas superficiales y las intermedias de esta zona.

A continuación entraremos en los detalles de la circulación cuenca porcuenca. De esta forma se completan los conocimientos existentes sobre ladinámica del Mediterráneo, y los intercambios que se producen en los dife-rentes estrechos.

2.1 Mediterráneo Occidental

2.1.1 Estrecho de Gibraltar

La dinámica del estrecho de Gibraltar puede ser resumida en un flujo en-trante hacia el Mediterráneo, superpuesto con una corriente de salida delMediterráneo hacia el Atlántico. El intercambio de agua a través de esteestrecho ha sido cuantificado de distintas formas y varía según los autores.Así, atendiendo a balances de masa y salinidad se ha calculado un valorpara el flujo que abandona el Mediterráneo de 1.6 Sv (Lacombe y Tchernia,1972; Bethoux, 1980; Copin-Montegut, 1993). Por otra parte y a partir deuna serie de medidas obtenidas en Septiembre de 1960 y durante el periodoMayo-Junio 1961 Lacombe y Richez (1982) propusieron un valor de 1.15 Sv.También con medidas directas realizadas en 1985-1986 durante el proyectoGIBEX (Gibraltar Experiment), Candela (1991) obtiene un valor de 0.9 Sv,siendo éste el menor de los valores estimados para este flujo. Ademas Harza-llah et al. (1993) da un valor de 1 Sv. Para su estimación utiliza los valoresde datos de viento, humedad relativa y presión atmosférica provenientes delECMWF (European Center of Medium Weather Forecast), para obtener unbalance EP, y a partir de este dato obtener el flujo intercambiado en Gi-braltar. Por último cabe destacar también el trabajo de Bryden y Stommel(1984) que estimaron un transporte hacia el Atlántico de 1.59 Sv utilizan-do la teoría hidraúlica. Este resultado fue corregido por Bryden y Kinder,

22 Capítulo 2. Circulación en el Mar Mediterráneo

(1991). La corrección viene dada por el hecho de que la interfase entre elagua que sale y la que entra no está a una profundidad intermedia. Conesta corrección, el flujo disminuye hasta un valor de 1.03 Sv, si consideramosun balance EP de lm/año. Si consideremos 0.56 m/año este valor puededisminuir hasta 0.86 Sv.

La división del Mediterráneo en dos subcuencas de evaporación y la cuan-tificación de los intercambios a través del estrecho de Sicilia, parecen avalarla posibilidad de que el intercambio se aproxime a 1.6 Sv (Bethoux, 1998).Sin embargo, la dificultad de realizar medidas durante largos períodos detiempo y la dificultad en controlar todas las variables que intervienen en elintercambio, han hecho que la incertidumbre en cuanto al valor verdaderopersista. Cabe destacar la importancia que tiene su conocimiento, puestoque este intercambio limita el balance EP, que es uno de los dos forzamien-tos de la dinámica en el Mediterráneo.

2.1.2 Mar de Alborán

Esta cuenca está en contacto con el mar Mediterráneo a través del estrechode Gibraltar. El agua que entra del Atlántico en la superficie tiene una sa-linidad media de 36.2 y una temperatura de 15.4ºC. Al atravesar el mar deAlborán, debido a la mezcla entre las capas de agua entrante y saliente, lasalinidad aumenta, siendo en la parte final de este mar de 36.7 (Bethoux,1980). Esta intensa mezcla vertical es otra de las características del mar deAlborán. En cuanto al agua que abandona el Mediterráneo hacia el Atlánticoen las capas más profundas, éstas presentan una salinidad y temperatura me-dia de 38.4 y 13°C respectivamente.

La circulación de esta cuenca presenta como hecho más relevante la exis-tencia de dos giros anticiclónicos en la parte oeste y este de la cuenca, aunqueHeburn y La Violette (1990) encontraron períodos de tiempo en que algunode los dos giros podía desaparecer. Los mecanismos de formación de estosdos giros fueron estudiados por Speich et al. (1996), llegando a la conclu-sión de que diferentes factores, tales como la conservación de la vorticidadpotencial, influían en su formación.


2.1.3 Cuenca Algero-Provenzal

Esta cuenca ocupa la parte central del Mediterráneo Occidental. En su zonasur recibe el agua superficial que abandona el mar de Alborán. Esta corrien-te, después de realizar dos giros de sentido anticiclónico (Speich et al., 1996)en la parte final del mar de Alborán, se desliza hacia las costas de Argeliaen el denominado frente Orán-Almería (Tintoré et al., 1988), formando lacorriente argelina. Esta corriente, al llegar al estrecho de Sicilia se bifurca.Una parte penetra en el Mediterráneo Oriental, mientras que la otra girahacia la parte norte de la cuenca Algero-Provenzal, provocando el giro ci-clónico que tiene lugar en las aguas superficiales de esta cuenca, como puedeverse en la figura 2.1.

Esta corriente, junto con los vientos fríos y secos que soplan del conti-

Figura 2.1: Esquema de la circulación superficial en el Mediterráneo.

nente durante el invierno, provoca la aparición del fenómeno de formación deaguas profundas en el golfo de León, siendo este uno de los factores clave enla circulación del Mediterráneo, puesto que esta agua renueva las aguas pro-fundas de toda la cuenca occidental del Mediterráneo y hace que el tiempode residencia sea de 22 años. La formación de aguas profundas se produceen esta zona porque, en el centro del giro ciclónico, el agua de superficie estárelativamente estacionaria, y el viento del continente produce un aumento dela salinidad y una disminución de la temperatura, que da lugar al aumento

24 CapítuIo 2. Circulación en el Mar Mediterráneo

de densidad en las capas superiores.El proceso de formación de aguas profundas puede ser dividido en tres

fases (Killworth, 1976; Gascard, 1978). La primera fase de precondiciona-miento comienza cuando los vientos fríos y secos (Mistral y Tramontana)actúan sobre la masa de agua situada en el centro del giro, entre 41 y 43”N y 3.5 y 6” E, hasta hacer que alcancen valores de 12.85ºC de temperaturay 38.35 para la salinidad a principios del mes de Enero. Estas aguas sufrenuna primera mezcla con las aguas subyacentes, alcanzando esta mezcla los150 m de profundidad. Entre Enero y Febrero nuevas rachas de viento fríoy seco procedentes del continente hacen que la densidad de estas aguas au-mente todavía más, permitiendo su mezcla con las aguas profundas. Estefenómeno ha sido objeto de numerosos estudios desde los años 60 (MedocGroup, 1970). El volumen de aguas profundas formadas cada año varía segúnlos autores, con un rango desde 0.6 Sv (Gascard, 1978) a 1.1Sv (Lacombe yTchernia, 1972). Este proceso ha sido también muy estudiado desde el puntode vista de la modelización (Madec et al., 1991 a,b,c; Madec et al., 1996),poniéndose de manifiesto la dificultad en su correcto tratamiento numérico(Marshall, 1994; 1997) con modelos que tengan en cuenta la aproximaciónhidrostática. La temperatura y salinidad de las aguas profundas recién for-madas fue medida por el grupo Medoc (1970) obteniéndose unos valores de12.70ºC de temperatura y 38.40 para la salinidad. Leaman y Schott (1991)midieron unos valores de 12.75ºC y 38.44 para la temperatura y salinidadrespectivamente.

La circulación en las aguas intermedias de esta cuenca sigue un patrónmuy similar a la circulación superficial. De esta forma la vena de LIW queentra por la parte norte de la cuenca a través del estrecho de Córcega, sedesliza por las costas francesas y españolas hasta abandonar el Mediterráneopor el estrecho de Gibraltar.

2.1.4 Mar Tirreno

Esta cuenca presenta las mayores profundidades del Mediterráneo Occiden-tal. Está conectada al Mediterráneo Oriental mediante el estrecho de Sicilia.En su circulación recibe en profundidad, y a través del estrecho de Sicilia,las aguas intermedias que circulan desde el Mediterráneo Oriental. Esta ma-sa de agua circula hacia el norte del mar Tirreno junto a las costas de lapenínsula Itálica y se incorpora a la cuenca Algero-Provenzal al norte de laisla de Córcega. En la figura 2.2 podemos ver de una manera esquemática


la trayectoria que sigue la vena de LIW hasta su salida hacia el Atlántico.En cuanto a la circulación en superficie, el agua Atlántica llega a este

Figura 2.2: Circulación de aguas intermedias en el Mediterráneo

mar desde la corriente argelina mencionada anteriormente. Esta corriente sedivide en dos partes. Una de ellas entra en el Mediterráneo Oriental a travésde éste, y la otra entra en el mar Tirreno. La salinidad del agua Atlánticasufre un fuerte aumento. Así, llega al estrecho de Cerdeña con una salinidadde 37.1 y en el canal de Córcega alcanza valores de 38 (Bethoux, 1980). Asípues, parte del agua superficial que entra en el mar Tirreno a partir de lacorriente Argelina abandona este mar por el estrecho formado entre las islasde Córcega y Cerdeña, mientras que otra parte de esta corriente recorre todoel mar y lo abandona por su parte norte, conocida como mar de Liguria, paraincorporarse al giro ciclónico característico del Mediterráneo Occidental.

2.1.5 Estrecho de Sicilia

La circulación en el estrecho de Sicilia presenta una doble capa. En la super-ficie el agua atlántica modificada (MAW) entra en el Mediterráneo Oriental,mientras que en profundidad la vena de LIW entra en el Mediterráneo Oc-cidental. Esta circulación pone de manifiesto que el Mediterráneo Orientales una cuenca de evaporación. El flujo a través del estrecho de Sicilia, al


igual que ocurre con el estrecho de Gibraltar ha sido cuantificado de diversasformas, obteniéndose valores para el flujo de agua Atlántica que entra en elMediterráneo Oriental que oscilan entre 0.68 y 1.46 Sv (Herbaut, 1994) conestimaciones realizadas a partir de balances de agua y calor. No existenseries de medidas de correntímetros lo suficientemente largas para calcularestos flujos, al igual que ocurre con en estrecho de Gibraltar. Las medidasde Manzella et al. (1993) muestran una gran variación estacional entre 1.5Sv durante el verano y 3.2 Sv en invierno. Estos valores están por encimadel máximo calculado a partir de balances de agua y calor. Además tambiénestán por encima de los valores máximos de flujo en el estrecho de Gibraltar,lo que no parece muy coherente con la característica de cuenca negativa delMediterráneo considerado en conjunto. En contraposición a estas medidasMoretti et al. (1993) obtuvieron flujos menores, siendo el máximo en Agostode 1988 con un valor de 0.9 Sv, descendiendo hasta un valor de 0.26 Sv enMarzo de 1990. Estimaciones recientes (Astraldi et al. 1996) realizadas apartir de datos in-situ, han obtenido un flujo medio anual de lSv, con unafuerte variación estacional. El agua atlántica modificada se caracteriza porun mínimo de salinidad que varía entre 37.1 y 37.2, mientras que la salinidadde la vena de LIW se caracteriza a su llegada al estrecho de Sicilia por unasalinidad de 38.75 (Malanotte-Rizzoli y Hecht, 1988).

2.2 Mediterráneo Oriental

2.2.1 Mar Adriático

La cuenca Adriática tiene como característica principal el estar muy enca-jonada en el continente. Este hecho, unido a su poca profundidad en laparte norte donde alcanza profundidades máximas de 100 m, produce la for-mación de aguas frías (T<llºC) y con una salinidad relativamente baja de38.3 (Artegiani y Salusti, 1987) debido a los vientos de componente Estefríos y violentos, denominados Bora, que soplan en la zona durante el invier-no (Artegiani et al., 1993). Estas aguas densas se mezclan en la parte surdel Adriático con las aguas más cálidas y saladas que se introducen en elAdriático a través del estrecho de Otranto, pertenecientes a la vena de LIW.La mezcla de estas masas de agua forma las aguas profundas del Adriático(T=12.95ºC, S=38.60) que se deslizan a través del estrecho de Otranto, ydespués de una nueva mezcla con las aguas levantinas alimentan las aguasprofundas del Mediterráneo Oriental. Esta masa de agua tiene unas carac-

2.2 Mediterráneo Oriental 27

terísticas de 13.30ºC de temperatura y 38.65 para la salinidad.La circulación superficial de esta cuenca está dominada por la presencia

de tres giros ciclónicos (Artegiani et al., 1997). El primero de ellos en laparte norte de la cuenca se observa solamente en otoño, mientras que el se-gundo situado en la parte intermedia se observa durante todo el año exceptoen invierno. El tercer giro, situado en la parte sur, no se observa ni en vera-no ni en otoño. En la costa este de la cuenca la corriente remonta hacia elnorte, mientras que en la costa oeste la corriente desciende hacia el estrechode Otranto.

2.2.2 Mar Jónico

El mar Jónico presenta las mayores profundidades de la cuenca Oriental yde todo el Mediterráneo, alcanzando cotas máximas superiores a 4000 m.Recibe sus aguas superficiales a través del estrecho de Sicilia. Esta masa deagua es la MAW que se desplaza desde el estrecho de Gibraltar por las costasargelinas. En el momento de su llegada al mar Jónico, esta masa de aguaha ganado salinidad, hasta alcanzar valores de 38.5 dentro de la cuenca. Ensu paso por la cuenca Jónica se denomina a esta masa de agua Atlantic-Ionian Stream (Malanotte-Rizzoli et al., 1996) y antes de abandonarla haciala cuenca Levantina, esta agua continúa aumentando su salinidad, y por tan-to su densidad, hasta alcanzar un valor de 38.6 antes de entrar en la cuencaLevantina (Malanotte-Rizzoli y Hecht, 1988). En esta cuenca se observandos giros permanentes, uno de ellos anticiclónico al sudoeste de la penínsuladel Peloponeso, y el otro ciclónico al sudoeste de la isla de Creta.

En cuanto a la circulación intermedia, el mar Jónico es atravesado por lavena de LIW en su camino hacia el estrecho de Sicilia. Parte de esta masade agua se desvía hacia el norte llegando hasta el sur de la cuenca Adriáticay formando parte del proceso de formación de las aguas profundas del Me-diterráneo Oriental, denominadas EMDW. Cuando entra en el Adriático aesta masa de agua se le denomina MLIW (Modified Levantine IntermediateWater).

2.2.3 Mar Egeo

Esta cuenca se distingue por una línea de costa muy irregular y la presenciade casi 2000 islas repartidas por el área. Se compone de tres subcuencas.


La subcuenca norte con profundidades máximas de 1600 metros, la cuencaChios en la parte central con profundidades de 1160 metros y el mar deCreta al sur con profundidades que superan los 2500 metros en la parte este.El mar Egeo se comunica con la cuenca Levantina a través del estrecho deRodas, el estrecho de Kárpatos y el estrecho de Kassos. El intercambio conla cuenca Jónica se produce también a través de tres estrechos, denominadosElafonissos, Kithira y Antikithira. En su parte norte esta cuenca se conectacon el mar Negro a través de dos estrechos: el estrecho de los Dardanelos yel estrecho del Bósforo y un pequeño mar intermedio, denominado mar deMármara. Esta conexión tiene gran importancia para la hidrografía de estemar, debido a que la salinidad del mar Negro es muy inferior a la del marEgeo, y que la profundidad de este mar en su parte norte, y por tanto suvolumen, no es demasiado grande. Así, en los últimos años, se ha observadocomo la disminución del aporte de agua proveniente del mar Negro debidoa la disminución del aporte a este mar de los ríos que en él desembocan,ha provocado un aumento en la salinidad del mar Egeo. La circulaciónen esta cuenca varía según las épocas del año, no presentando fenómenosestacionarios (Theocharis et al., 1993).

2.2.4 Cuenca Levantina

Esta cuenca, la más oriental del Mediterráneo, recibe sus aguas superficia-les desde el mar Jónico. Esta masa de agua, que ha venido aumentandosu densidad producto de un aumento de salinidad desde su entrada en elMediterráneo a través del estrecho de Gibraltar, se hunde finalmente, pro-vocando la aparición de las aguas levantinas intermedias. Esta formación seproduce en varias zonas de la cuenca Levantina con especial relevancia enel denominado giro ciclónico de Rodas, donde, debido a los vientos conti-nentales secos y fríos reinantes en la zona durante los meses de Febrero yMarzo, estas aguas alcanzan la densidad crítica para provocar la inestabi-lidad en la columna, siendo sus valores de salinidad y temperatura de 38.9y 14.5” C respectivamente. De modo muy esquemático puede decirse, queesta formación de aguas profundas cierra el ciclo de circulación antiestuáricapresente en el Mediterráneo, puesto que es esta masa de agua la que atrave-sando el estrecho de Sicilia llega a salir en las capas profundas del estrechode Gibraltar, hacia el Atlántico, mezclada con otras masa de agua, pero aúnreconocible. En cuanto a las aguas más profundas de la cuenca Levantina,ha sido observado algunos años que en el giro de Rodas se forman también

2.3 Influencia de los cambios en la circulación 29

aguas profundas, aunque este fenómeno no tiene carácter general.Ademas de esta formación de aguas densas en el giro ciclónico de Rodas,

la cuenca Levantina presenta otras características que definen su circulación.Así, al sur del giro de Rodas se forma un giro anticiclónico denominado gi-ro de Mema-Matruh. Entre estos dos giros discurre la corriente de aguaatlántica modificada que al entrar en la cuenca Levantina recibe el nombrede Mid-Mediterranean Jet (MMJ). En su desplazamiento hacia las costas deAsia Menor se bifurca al sur de la isla de Chipre, formando por una partela corriente de Asia Menor, que gira hacia el norte y discurre por las costasturcas y por otra parte el giro anticiclónico denominado Shikmosa (Ozsoy etal., 1993; Malanotte-Rizzoli et al., 1996).

2.3 Influencia de los cambios en la circulación

La circulación descrita en los párrafos anteriores sintetiza el conocimientoexistente sobre la circulación en el Mediterráneo. Sin embargo, en la in-troducción se ha explicado que en 1995, durante la campaña Meteor31, sedescubrieron cambios en la hidrología del Mediterráneo Oriental que se pue-den explicar a partir de una nueva zona de formación de aguas profundasen el mar de Creta. Esta formación de aguas profundas ha tenido variasconsecuencias para la circulación. La densidad de esta nueva masa de aguaes mayor que la EMDW, con lo que el agua profunda existente en las cuencasJónica y Levantina es empujada hacia arriba, mezclándose con la LIW. Estohace que la profundidad de la LIW haya disminuido. Además, la EMDWque anteriormente ocupaba toda la cuenca Oriental del Mediterráneo, ahoraha sido desplazada a la parte occidental de la cuenca Jónica.

Así pues tenemos un esquema completo de la circulación en el Medite-rráneo y de forma cualitativa hemos visto los cambios que se han producidoen la cuenca Oriental. El objetivo del próximo capítulo será el cuantificarestos cambios mediante un modelo de cajas y proponer un nuevo esquemapara la circulación en el Mediterráneo.

Capítulo 3

Modelo de Cajas

3.1 Características generales

Uno de los posibles enfoques a la hora de estudiar la dinámica del mediomarino es el de los modelos de cajas, cuya principal ventaja reside en susencillez. Estos modelos pueden dividirse en modelos de cajas estacionariosy no-estacionarios, dependiendo del tipo de dinámica que se quiera simular.En los modelos estacionarios se divide la cuenca a estudiar en zonas dondeel valor de un trazador, normalmente la salinidad, sea conocido. De estaforma, si conocemos la salinidad en diferentes lugares, podremos imponeruna ecuación de balance para cada caja i, tal como:

j = m j=m

C Fij-Sj - Si C F’i = 0j=l j=l

(34

donde Fij representa los flujos de agua desde la caja j hacia la i, Fji re-presenta los flujos desde la caja i hacia la j, m es el numero de cajas y Sirepresenta la salinidad de la caja i.

Además, se puede también imponer la condición de balance para la can-tidad total de agua, que puede ser expresada como:

j = m j=m

C Fij - -C Fii = (E - P)ij=l j=l

31

32 Capítulo 3. Modelo de Cajas.

donde Fij representa de nuevo los flujos entre la caja i y la j, E representala evaporación y P el aporte de agua dulce, ya sea por cauces fluviales o porprecipitación, en la caja i.

En este caso, si se conocen los balances de evaporación y precipitación,dispondremos de las suficientes ecuaciones para ajustar la dinámica. Porotra parte los modelos de cajas no estacionarios implican una variación tem-poral en el trazador. Esto implica que el modelo puede ser utilizado parapronosticar los cambios en el trazador por variaciones en los forzamientos(Tian y Ruiz-Pino, 1995), o bien, si tenemos datos de la evolución de untrazador a lo largo del tiempo, podremos servirnos de estos datos para com-probar si el modelo reproduce o no estos cambios, comprobando en estecalculo si la dinámica que se está suponiendo es la adecuada para reproducirlos cambios en el trazador. Un ejemplo del primer uso puede encontrarse enel trabajo de Bethoux y Gentili (1996) que utilizaron la salinidad como tra-zador no estacionario y estudiaron las variaciones de salinidad en diferenteszonas del Mediterráneo producidas por el cambio del balance de evaporación-precipitación producidos en algunas áreas por causas tales como el cierre dela presa de Assuan, el aumento de salinidad del mar Negro por el uso inten-sivo de los ríos que desembocan en él para regadíos, o el efecto invernadero.En el presente capítulo se utilizará un modelo de cajas en el segundo modo,es decir, disponiendo de datos sobre la variación temporal de un trazador endiferentes cuencas, utilizaremos el modelo para calcular como la dinámicadel Mediterráneo ha variado y proponer un nuevo esquema de circulación.

Para el funcionamiento de estos modelos se hace necesario disponer dedatos de alguna propiedad que sea transportada por los flujos de agua yque sirva como marcador de éstas. Esta propiedad puede ser la salinidad ola concentración de alguna especie química. El trazador utilizado ha sidoel CFC12 que es una especie química del tipo de los clorofluorocarbonos ycuyas características serán explicadas en el apartado 3.3 de este capítulo. Laelección de este trazador viene determinada por su utilidad como marcadorde los procesos de ventilación de las aguas profundas, ya que su entrada seproduce a través de la atmósfera y su comportamiento en el medio marinoes similar al de los gases nobles, es decir, no sufren ninguna reacción.

Así pues, las ecuaciones que habrá que integrar en el modelo para ca-da caja se plantearán de la siguiente forma. Sea Q(t) la concentración deCFC12 en la caja i en un tiempo t y Vi el volumen de la caja i. Sea Fijel flujo que entra en la caja i proveniente de la j y Fji el flujo que sale dela caja i hacia la j. Además se consideran los posibles intercambios, ya seaa través de las fronteras con otros sistemas marinos, donde se deberán con-

3.2 Modelo para la cuenca Mediterránea. 33

siderar los flujos entrantes fi con concentración ci, y los salientes $i con laconcentración ai. También se considerarán los intercambios a través de lasuperficie libre con la atmósfera. Así, tendremos que resolver para cada cajai la siguiente ecuación:

(3.3)

donde m es el número máximo de cajas. De esta forma, si conocemos todoslos flujos y los intercambios con el exterior podremos predecir los cambiosen un trazador tal como los clorofluorocarbonos.

3.2 Modelo para la cuenca Mediterránea

El modelo que será utilizado en nuestro caso deriva directamente de un mo-delo de cajas elaborado por Bethoux y Gentili (1996). Este modelo se com-pone de 20 cajas (figura 3.1) para el total del Mediterráneo y utiliza flujosconocidos de anteriores trabajos, principalmente los calculados por Bethoux(1980). Para completar estos flujos también se hizo uso de los resultados deRoether y Schlitzer (1991) para los intercambios en las aguas profundas delMediterráneo Oriental y las estimaciones de formación de aguas densas enla cuenca Levantina realizadas por Lascaratos et al. (1993).

La división del modelo, cuyo esquema se encuentra en la figura 3.1, porcuencas es la siguiente: El modelo consta de dos cajas representando el marde Alborán superficial y profundo. La cuenca Algero-Provenzal se represen-ta por tres cajas para su superficie, una de ellas cubriendo la parte norte,en la que tiene lugar la formación de aguas profundas (mar Liguro, Golfode León y mar Catalán), otra para la parte central y una última para lasaguas profundas de esta cuenca. El mar Tirreno por su parte consta de trescajas, representando las aguas superficiales, intermedias y profundas respec-tivamente. A continuación se entra en el Mediterráneo Oriental, donde doscuencas son representadas por una sola caja. Estas son el mar Adriático yel mar Egeo. Finalmente, las cuencas Jónica y Levantina son representadaspor cuatro cajas cada una de ellas, representado respectivamente las aguassuperficiales, intermedias, profundas y muy profundas. Esta configuración


ADRGITIC AEGEAN

TYt”UD%NIAN

L

IONIAN

LEVANTME

Figura 3.1: Esquema del modelo de 20 cajas. En este esquema se representanlos flujos entre las distintas cuencas en unidades de 1015kg año-‘. Los númerossituados en el interior de cada caja representan el volumen de la misma en unidadesde 1015kg. Las flechas de doble dirección representan las mezclas.

nos permite distinguir las zonas de formación de aguas profundas por se-parado. La integración de la ecuación de cada caja se realiza mediante unesquema de Euler explícito con un paso de tiempo de un mes. Este pasode tiempo nos permite distinguir procesos a nivel estacional, tal como el deformación de aguas profundas o densas.

3.3 Descripción del trazador

El objeto de nuestro trabajo ha sido el ajustar la dinámica utilizando comotrazador los clorofluorocarbonos (CFC’s). Las principales características delos CFC’s que los hacen ideales para este objetivo son las siguientes: Por

3.3 Descripción del trazador 35

una parte está el hecho de ser pasivos en el agua del mar en una escala detiempo del orden de las decenas de años. Esto quiere decir que no estánsometidos a ningún proceso químico ni biológico y su transporte hacia elinterior del océano se produce solamente por formación de aguas profundas.Además, el origen de estos compuestos es totalmente antrópico y su emisióna la atmósfera ha ido en aumento desde que fueron manufacturados por pri-mera vez en la década de los 30. Debido a su largo tiempo de residencia en laatmósfera comparado con las escalas de tiempo de mezcla en la atmósfera laconcentración de CFC’s puede ser considerada homogénea meridionalmente,con pequeñas variaciones zonales (Cunnold et al., 1986). Esto significa que,por una parte es muy fácil inicializar el modelo de cajas con una condicióninicial de concentración cero en todas las cajas en el año 1940 (ano a partirdel cual, las concentraciones en la atmósfera comenzaron a hacerse visibles).Por otra parte, su entrada a través de la superficie puede ser fácilmente es-timada, dado que la concentración en la atmósfera es conocida. En tantoque gases, la solubilidad en el agua del mar se puede expresar como una fun-ción que depende de la temperatura y salinidad. Así pues, una vez conocidala salinidad y temperatura y dada la función de solubilidad calculada porWarner y Weiss (1985), la cantidad de CFC’s que entran por la interfaseatmósfera-océano puede ser conocida. En la figura 3.2 podemos ver comolas entradas por la interfase atmósfera-océano han ido aumentando con losanos. Además podemos también ver en esta figura que las diferencias rela-tivas entre las diferentes cuencas son pequeñas.

Todas las características explicadas en el párrafo anterior hacen de losCFC’s trazadores útiles para estudiar la ventilación de las aguas profundas,puesto que si esta ventilación no se produjese, la concentración de los CFC’spor debajo de la capa de mezcla debería ser nula.

Las condiciones de salinidad y temperatura para cada caja superficial,necesarias para calcular las entradas de CFC12 en la interfase atmósferaocéano en cada paso de tiempo, han sido obtenidas de la base de datosMODB (Mediterranean Oceanic Data Base, Brasseur, 1995). Esta base dedatos tiene la ventaja de que sintetiza toda la información de salinidad ytemperatura existente en el Mediterráneo.

Una última característica importante de los CFC’s es su posibilidad deactuar como marcadores de la edad de masas de agua profundas. Esto es así,porque la proporción de los dos tipos principales de CFC’s en la atmósfera,el CFCll y CFC12 ha sido variable a lo largo del tiempo. Una masa deagua en contacto con la atmósfera el tiempo suficiente se puede suponer quelleva esa proporción en sus concentraciones de CFCll y CFC12 disueltos.


1.6

1.2

‘in+Jõ 1

Ev

3 0.6

4CV

E 0.60

0.4

-e-.Gulf of Lien

Algero-Prowncal Centr

..+ Algero-Proiencal Soutt

--x.-Thymnian Sea

-.o.-Adifatic Sea

t bnian Sea

-Aegean Sea

0.2

0

1960 1960

Time (years)

Figura 3.2: Variación de las entradas de CFC12 a través de la interfase atmósfera-océano en las diferentes cuencas consideradas por el modelo de cajas.

3.4 Datos utilizados para la calibración del modelo. 37

Estas proporciones se mantendrán a pesar de las posibles mezclas una vezque la masa de agua abandone la superficie, siempre y cuando esta mez-cla se produzca con masas de agua libres sin CFC’s. De todas formas ennuestro trabajo no se utilizará esta propiedad de los CFC’s debido a quela proporción entre CFCll y CFC12 en la atmósfera es aproximadamenteconstante desde el año 1975, por lo que dado los tiempos de residencia en elMediterráneo, los errores pueden alcanzar grandes valores con este método.Además en el Mediterráneo existen varias zonas de formación de aguas pro-fundas, y dada la homogeneidad que presentan las aguas profundas, tantode la cuenca Occidental como de la Oriental, podemos pensar que las masasde agua no están en ningún caso libres de CFC’s. Por lo tanto la proporciónde CFCll sobre CFC12 del agua profunda recién formada cambiará con lasmezclas.

Para la comprobación de la dinámica en el Mediterráneo se debe dispo-ner de unos valores finales para los CFC’s. En nuestro caso, se ha utilizadoel CFC12 como trazador y los valores utilizados para ajustar la dinámicahan sido los de las campanas Meteor 5 (Septiembre-Octubre 1987) y Meteor31(Enero 1995), realizadas en el Mediterráneo Oriental y de la campanaSEMAPHORE 94 (Septiembre-Octubre 1994), realizada en el MediterráneoOccidental. A continuación pasamos a describir con algún detalle estas cam-pañas.

3.4 Datos utilizados para la calibración del modelo

3.4.1 Semaphore 94

La campaña Semaphore94 tuvo lugar entre el 19 de Septiembre y el 2 deOctubre de 1994 a bordo del buque Oceanográfico D’Entrecasteaux. Duran-te esos días once estaciones fueron cubiertas en el Mediterráneo Occidental,sin entrar en el mar Tirreno, situadas en los puntos que pueden verse en lafigura 3.3.

A modo de resumen de los datos obtenidos durante esta campaña sepresenta la radial formada por las once estaciones (figura 3.4). En ella pode-mos observar como los perfiles obtenidos para el CFC12 presentan máximossubsuperficiales a una profundidad de 100 m. Después, las concentracionesdisminuyen hasta un mínimo entre 650 y 1000 m, caracterizando las aguaslevantinas intermedias, que son las aguas que más tiempo han pasado sincontacto con la atmósfera. De forma general se observa bajo este mínimo


Figura 3.3: Estaciones de la campaña Semaphore 94 realizada entre los meses deSeptiembre y Octubre de 1994.

Distancia (Km)

Figura 3.4: Radial con las ll estaciones muestreadas durante la campana Sema-phore 94, representando los valores de la concentración de CFC12 en pmol/kg. Enla esquema inferior izquierda de la figura puede verse la trayectoria correspondientea la sección representada.


un suave aumento. Los valores más altos en las aguas profundas se observanen la zona Liguro-Provenzal (estaciones 1 a 3), en las proximidades de lazona de formación de aguas profundas. Esto pone de relieve la idoneidadde los CFC’s como trazadores de la formación de aguas profundas. La con-centración de CFC’s es idéntica en el centro y sur de la cuenca (Connan,1996). Esto viene a demostrar que una vez formadas las aguas profundasdel Mediterráneo Occidental en la cuenca Liguro-Provenzal, estas aguas sedistribuyen uniformemente por toda la cuenca con bastante rapidez. Estefenómeno no ha sido explicado todavía satisfactoriamente (Bethoux y Tai-lliez, 1994).

3 . 4 . 2 Meteor5

La campana Meteor 5 fue realizada durante los meses de Septiembre-Octubrede 1987 a bordo del buque oceanográfico Meteor en el marco del programaPOEM (Physical Oceanography of the Eastern Mediterranean). Este progra-ma se constituyó para intentar aumentar el conocimiento de la circulación enla cuenca oriental del Mediterráneo, que se veía limitado por los pocos datosexistentes (Malanotte-Rizzoli y Robinson, 1988). Las estaciones cubrierontoda la parte oriental del Mediterráneo (figura 3.5), aunque no se dispone demedidas de CFC12 en todas las estaciones. Como puede verse en la figura3.5 esta campaña contó con una gran cobertura del Mediterráneo Oriental,cubriendo el objetivo de contribuir a aumentar el conocimiento de la cir-culación y la hidrografía en esta cuenca. En los perfiles de CFC12 de estacampana puede observarse de forma general que el máximo de concentra-ción de este elemento se encuentra a 50 metros, las concentraciones mínimastienen lugar en las aguas intermedias, coincidiendo con el mínimo de salini-dad, para aumentar muy suavemente hacia el fondo. Las concentraciones enel mínimo son menores en la cuenca levantina (0.03 pmol/kg) y aumentanhacia el oeste (0.13 pmol/kg en Jónico). Los perfiles en el mar Egeo y en elmar Adriático presentan fuertes concentraciones en toda la columna, con unmínimo a profundidades medias muy poco marcado (Schlitzer et al. 1991).

3.4.3 Meteor31

Esta campaña tuvo lugar en el mes de enero de 1995 en el marco de lostrabajos del grupo POEM, a bordo del buque oceanográfico Meteor. En


Figura 3.5: Estaciones de la campaña Meteor 5 realizada por el grupo POEMentre los meses de Septiembre y Octubre de 1987. Obsérvese que todas las estacionesexcepto una se encuentran situadas en el Mediterráneo Oriental.

Figura 3.6: Estaciones de la campaña Meteor 31, realizada por el grupo POEMdurante el mes de Enero de 1995.


su trayectoria se cubrieron 4 estaciones en el Mediterráneo Occidental y lasrestantes 72 en la cuenca Oriental (figura 3.6). De nuevo, al igual que en lacampana Meteor5, la cobertura en el Mediterráneo Oriental incluyó estacio-nes en todas las cuencas, incluyendo la parte sur del Adriático y el mar deCreta. Las profundidades a las que se tomaron muestras en esta campana nofueron las mismas en cada estación, lo que permite una buena representaciónde la variabilidad de las concentraciones de CFC’s en las diferentes masasde agua.

La campaña Meteor31 tiene gran importancia dentro de todas las quese han realizado históricamente, puesto que puso de manifiesto los cam-bios producidos en la hidrografía del Mediterráneo Oriental. Estos cambioshabían sido ya detectados en las aguas profundas del Mediterráneo Occiden-tal. (Bethoux, 1990; Rohling y Bryden, 1992). El principal de los cambiosdetectados en la campaña Meteor31 fue la detección de una nueva zona deformación de aguas profundas proveniente del mar de Creta. En las figuras3.7 y 3.8 podemos ver dos radiales realizadas durante la campana Meteor5, y Meteor 31 respectivamente. En los datos de 1987, tomados durante lacampaña Meteor5 (figura 3.7), se observa un máximo local en la concentra-ción de CFC12 en las aguas profundas de la cuenca Jónica próximas al marAdriático, evidenciando así la formación de aguas profundas en esa zona.

En la figura 3.8, correspondiente a los datos de la campaña Meteor31,se observa claramente el aumento en la concentración de CFC12 en las aguasprofundas de la cuenca Levantina occidental y de la cuenca Jónica oriental,lo que pone de manifiesto que son aguas que han estado en contacto con laatmósfera muy poco tiempo atrás y se han hundido. Estas aguas profundasvienen del mar de Creta (Roether et al., 1996). Tal como se discutió en laintroducción la causa de estos cambios pueden ser variaciones en el balancede evaporación y precipitación (Bethoux, 1990; Rholing y Bryden, 1992).No está claro si estos cambios por sí solos han podido propiciar el cambio(Klein et al., 1999). El análisis de los datos de viento han indicado cambiossignificativos a partir de 1988. Estos cambios consisten en la intensificaciónde los vientos sobre el mar Egeo y la cuenca Levantina (Samuel et al., 1999).En la cuenca Jónica, la nueva masa de agua desplaza a las aguas prove-mentes del Adriático hacia el oeste. En la cuenca Levantina, la principalconsecuencia de estos cambios es una disminución en la profundidad de lavena de agua levantina intermedia, debido a la remontada de agua posteriora la formación de aguas profundas (Roether et al., 1998).

Así pues vemos, comparando las figuras 3.7 y 3.8, como las zonas deformación de aguas profundas y la dinámica del Mediterráneo han variado


- -1500-. *-.

ErTiG

-2500-

-3500-

Distance (km)

Figura 3.7: Radial de la campaña Meteor5 donde se muestran los valores deCFC12 en pmol/kg. Como puede verse en la esquina inferior izquierda de lafigura esta radial sigue aproximadamente la parte central de la cuenca Jónicaprácticamente sin adentrarse en la cuenca Levantina, debido a la carencia de medi-das de CFC12 en esta cuenca.

Distance (km)

Figura 3.8: Radial mostrando los valores de CFC12 en pmol/kg extraída de losdatos de la campaña Meteor 31 realizada en Enero de 1995. En este caso podemosver en la esquina inferior derecha como la radial abarca prácticamente la cuencaJónica y Levantina.


-1000

zBg -2000

5z%

1 0 9 878 5 4 891011 27 32 48 53 5671697574

600 1000 1400 1800 2200 2600 3000 3400

Distancia(km)

Figura 3.9: Corte longitudinal del Mediterráneo, con datos de las campañas Se-maphore94 y Meteor31. En este corte que abarca desde el mar de Alborán hasta lacuenca Levantina, pasando por la cuenca Algero-Provenzal y la Jónica se represen-tan los valores de CFC12 en pmol/kg poniendo de relieve las zonas de formación deaguas profundas.

entre 1987 y 1995, principalmente debido a que una nueva fuente de for-mación de aguas profundas procedentes del mar de Creta se ha añadido ala existente en el Mediterráneo Oriental proveniente del mar Adriático. Enla figura 3.9 podemos ver un corte de todo el Mediterráneo, utilizando losdatos correspondientes a las campañas Meteor31 (1995) para los datos de lacuenca Oriental y Semaphore94 para la cuenca Occidental. Hay que tener encuenta que estas medidas fueron efectuadas con cuatro meses de intervalo,correspondiendo las medidas de Semaphore94 con el periodo Septiembre-Octubre de 1994 y las medidas de Meteor31 a Enero de 1995. Sin embargo,esta diferencia es lo suficientemente pequeña en comparación con los tiem-pos de residencia de las distintas masas de agua como para mostrar la nuevaestructura hidrográfica. Así pues, en esta figura puede observarse como losmáximos están en las aguas superficiales, puede verse también la vena deagua levantina intermedia en su desplazamiento hacia el oeste y se observantres máximos relativos en las aguas profundas. Uno de ellos situado en lazona del Golfo de León, donde tiene lugar la formación de aguas profundasen el Mediterráneo Occidental, otra en la cuenca Jónica, en las aguas cer-


canas al mar Adriático, y la ultima entre las cuencas Jónica y Levantina,señalando la existencia de una formación de aguas profundas proveniente delmar de Creta.

3.5 Resultados

Así pues, el objetivo principal de nuestro trabajo es el obtener el nuevo es-quema de circulación en el Mediterráneo. Para ello la idea básica consiste enllegar a los valores de la campaña Meteor5 sin realizar variaciones sobre losflujos entre cajas propuestos por Bethoux y Gentili (1996) y a continuaciónrealizar los necesarios cambios en el esquema de circulación para obtenertambién los valores de la campana Meteor 31. Estos cambios llevan consi-go el desdoblamiento de algunas de las cajas, principalmente de las cajasprofundas del Jónico y el Levantino, para distinguir las diferentes fuentesde formación de aguas profundas. Así, en el Jónico será necesario distin-guir entre las aguas provenientes del Adriático y las provenientes del mar deCreta, tal como se pone de manifiesto en las figura 3.8. Como se mencionóanteriormente, en el esquema de 20 cajas propuesto por Bethoux y Gentilli(1996), se pueden observar dos zonas de formación de aguas profundas y unazona de formación de aguas densas. Esas zonas son, en el Mediterráneo Oc-cidental la zona norte de la cuenca Algero-Provenzal, y en el MediterráneoOriental, la cuenca del mar Adriático y la formación de aguas densas en lacuenca Levantina, que da lugar a la formación de la vena de aguas levantinasintermedias.

La primera experiencia se realizó con este modelo, sin efectuar ningúncambio sobre el mismo. Esta experiencia, así como todas las demás, co-menzó en el año 1940 considerando como condición inicial la concentraciónde CFC12 en todas las cajas igual a cero y tomando como paso temporalun mes. El resultado de esta primera experiencia se presenta en las figuras3.10 y 3.11, para las cajas intermedias y las profundas respectivamente. Lascajas superficiales no se representan puesto que su concentración está deter-minada por la concentración atmosférica, de forma que la coincidencia delos resultados del modelo con las medidas no depende de la dinámica internadel Mediterráneo, que es lo que queremos determinar en el presente capítulo.Así pues, en la figura 3.10 podemos ver como el acuerdo entre los resultadosdel modelo y las medidas es bastante bueno. Considerando los márgenes deerror, obtenidos a través de la variancia de los datos en cada una de las cajas,

3.5 Resultados 45

I Alborán Profundo Jónico Intermedio

/ T1.2

! 1940 1960 1980 2000

Tiempo(años)

Algero-Porvenzal Int.

1.2

1

f 0.8

& 0.6

g 0.4

0.2

I 0ii

I 1940 1960 1980 2000

Tiempo (años)

Tirreno int.

0.6

0.5

f

,a 0.3

3õ

0.4 LL I

0.2

0.1

0

1940 1960 1980 2000

Tiempo (aibs)

i 0.8 ’& 0.6

2 0.4

t; 0.2

0

1940 1960 1980 2000

Tiempo kios)

Levantino int.

1.2

P'; 0.8

4 0.6

3 0.4

B 0.2

0

1940 1960 1980

Tiempo (años)

1

Figura 3.10: Comparación modelo-medidas en las cajas intermedias con el esquemapropuesto por Bethoux y Gentilli. Los puntos representan las medidas experimen-tales tomadas en las diferentes campañas.


Algero-Provenzal Prof Jónico Muy Prof.

0.90.0

f ii%

e2 0.4 0.33 0.2

0.10

1940 1960 1980

Tiempo b5os)

2000

0.7

0.6

g 0.5

% 0.4

g 0.3

g ;::

0

1940 1960 1980 2000

Tiempo Cdios)

Tirreno Prof. Levantino Prof.

1940 1960 1980 2000

Tiempo (años)Tiempo Wms)

Jónico Prof. Levantino Muy Prof.

1940 1960 1980 2000 1940 1960 1980 2000

Tiempo Wms) Tiempo (años)

Figura 3.11: Comparación modelo-medidas en las cajas profundas con el esquemapropuesto por Bethoux y Gentilli. Los puntos representan las medidas experimen-tales tomadas en las diferentes campañas.

3.5 Resultados 47

Diferencias modelo-medidasCaja Diferencia (porcentaje)

Alborán Profundo 38Algero-Porvenzal Int 46

Tirreno Int. 15Jónico Int 34

Levantino Int 34Algero-Provenzal Prof. 26

Jónico Prof. 45Jónico Muy Prof. 25

Levantino Prof 80Levantino Muy Prof. 39

Tabla 3.1: Diferencia porcentual entre los resultados del modelo y las medidastomadas en la campaña Meteor31.

podemos ver que el acuerdo es bueno excepto en la caja correspondiente almar Tirreno intermedio. En la figura 3.11 sin embargo podemos ver comolos resultados del modelo se quedan por debajo de las medidas obtenidas enla campaña Meteor31 en las cajas correspondientes a las aguas profundasdel mar Tirreno, y de la cuenca Levantina, y a las aguas muy profundas delas cuencas Jónica y Levantina. En el caso de las aguas muy profundas de lacuenca Jónica y Levantina, la diferencia es especialmente notable al efectuarlas comparaciones entre los resultados del modelo y las medidas efectuadasen la campana Meteor31. En la tabla 3.1 se presentan las diferencias por-centuales entre el modelo y las medidas.

Teniendo en cuenta las grandes diferencias entre los valores medidosde CFC12 en las cajas profundas de las cuencas Jónica y Levantina y losvalores obtenidos por el modelo, procedimos a modificar las mezclas verti-cales, en un principio solamente las correspondientes a la cuenca oriental,y posteriormente en todo el Mediterráneo. Este aumento vino motivadopor el hecho de que el valor de estas mezclas es una de las cuestiones queno han sido clarificadas en la literatura. Así, su valor ha aumentado enla bibliografía en las últimas décadas. Bethoux (1992) realizó una primeraestimación utilizando el fósforo como trazador, obteniendo que los valoresestaban fuertemente subestimados sobre todo en la parte Oriental. Trabajos


posteriores han modificado estos valores.El aumento progresivo de las mezclas en el modelo nos fue indicando que

la concentración obtenida por el modelo en las cajas profundas iba creciendo.Un aumento gradual nos indicó que el mejor resultado era obtenido cuandotodas las mezclas se multiplicaban por cuatro. Los resultados de esta simu-lación, con las mezclas multiplicadas por 4 se muestra en las figuras 3.12 y3.13. En la figura 3.12 podemos ver que el acuerdo entre los resultados delmodelo y las medidas ha mejorado en general para las cajas intermedias,siendo en este caso buena la comparación incluso en el mar Tirreno interme-dio, donde anteriormente fallaba. En el caso de las cajas profundas (figura3.13) los resultados del modelo coinciden con las concentraciones medidas,tanto en 1987 como en 1995, para todas las cajas, excepto en los casos delas cajas correspondientes a las aguas muy profundas de la cuenca Jónica yLevantina. En algunos casos, como los correspondientes a la cuenca Algero-Provenzal, el mar Tirreno o el Jónico profundo, la mejoría en los resultadoses muy buena, y el modelo y las medidas coinciden sin necesidad de conside-rar el error en las medidas. Sin embargo, para las cajas Jónica muy profunday Levantina muy profunda los valores medidos en 1995 se siguen alejando delas predicciones del modelo. El incremento de las mezclas no conduce puesa unos perfiles como los observados en 1995.

Diferentes trabajos (Malanotte-Rizzoli y Hecht, 1988; Georgopoulos,1989; Bethoux, 1993) observaron que, en algunos momentos, en la cuencaLevantina además de agua levantina intermedia, lo que es común, se forma-ban aguas profundas. Se evaluó este efecto de forma separada de las mezclas,haciendo una simulación donde se producía formación de aguas profundasen la cuenca Levantina. El resultado al que se llegó fue al mismo que va-riando las mezclas, por lo cual no se muestran en este caso las figuras. Losperfiles medidos en 1995 no pueden ser explicados por tanto por ninguno deestos dos hechos y deben incluirse necesariamente cambios en los flujos in-tercambiados entre las diferentes cajas, y por tanto en la hidrodinámica delMediterráneo. Este resultado del modelo apoya las conclusiones de Roetheret al. (1996), que a partir de las medidas obtenidas en la campaña Meteor31 propuso que cambiar la hidrodinámica del Mediterráneo Oriental era laúnica forma de explicar los valores obtenidos en la salinidad y los CFC’s.

Como se explicó anteriormente, los cambios producidos en el Mediterráneo Oriental vienen dados esencialmente por la formación de aguas pro-fundas partiendo del mar de Creta. La primera cuestión que surge al conoceresta formación de aguas profundas es si se dirige hacia la cuenca Levantina ohacia la Jónica. Para dilucidar esta cuestión podemos servirnos de los datos

3.5 Resultados 49

Alborán Profundo

1960 1980

Tiemyo(ahos)

Algero-Porvenzal Int.

1960 1980Tiempo (afios)

Tirreno int.

0.6 7 ,

0 . 5

fo.4

g 0.3CIg 0.2u

0.1 t 1

OI

1940 1960 1980 2000Tiemyo (afios)

1

,,.r.,,,.,,,.M 1

28 0.8

& 0.6

3 0.4

ã 0.2

0

1940 1960 1980

Tiempo Wios),

Levantino int.

2 ’g 0.62 0.6

2 0.4

ö 0.2

0

1960 1980

Tiempo Wms)

Figura 3.12: Comparación modelo-medidas en las cajas intermedias con el esquemapropuesto por Bethoux y Gentilli, multiplicando las mezclas verticales por 4.

Capítulo 3. Modelo de Cajas.

Algero-Provenzal Prof

0.9 T0.8 . .

^M 0.7 *.E: *.B

0.60.5 .*

0.1 m.

I

ll

Jónico Muy Prof.

0.7 -

j i:;mB-i

p 0.3 . .8 II0.2 .’

0.1 . .

0 I1940 1960 1980

Tiempo (afios)

2000 1940 1960 1980

Tiempo (aiios)

Tirreno Prof. Levantino Prof.

0.7

0.6

2000

1960 1980

Tiempo (años)

1960 1980

Tiempo (azíos)

Jõnico Prof.

LL!1940 1960 1980

Tiempo (afios)2000

Levantino Muy Prof.

0.6

M 0.5

2ti” 0.4

& 0.3

8 0.28

0.1

0

1960 1980

Tiempo (años)

Figura 3.13: Comparación modelo-medidas en las cajas profundas con el esquemapropuesto por Bethoux y Gentilli, multiplicando las mezclas verticales por 4.

3.5 Resultados 51

obtenidos en la campaña Meteor31. Para esto se representan tres radialesdiferentes. La primera de ellas parte (figura 3.14) del mar de Creta, con-cretamente de la estación 39 situada en el estrecho de Antikithira, hacia lacuenca Jónica. En esta figura podemos ver como el agua densa que sale delmar de Creta va hacia la cuenca Jónica, evidenciado por la alta concentra-ción de CFC12 en las aguas profundas de todas las estaciones de la radial.

Así pues, hemos visto como las aguas profundas formadas a partir delmar de Creta ocupan, al menos en parte, las aguas profundas de la cuen-ca Jónica partiendo del estrecho de Antikithira. Ahora nos preguntamostambién si tiene lugar la formación de aguas profundas hacia la cuenca Le-vantina. Para responder a esta pregunta se presentan dos radiales diferentes.Ambas parten del estrecho de Rodas, el mas profundo de los tres estrechosque delimitan el mar de Creta y la cuenca Levantina. La primera radial(figura 3.15) va hacia el sudoeste, internándose casi en la cuenca Jónica. Enella podemos ver de nuevo como las aguas densas del mar de Creta tambiénocupan las aguas profundas de la cuenca Levantina, como pone de manifiestoel máximo local que podemos observar en las aguas profundas de los perfilesde las estaciones.

La segunda radial (figura 3.16), parte del mismo estrecho y va haciala cuenca Levantina, pero esta vez en dirección sudeste, es decir, alejándosede la cuenca Jónica. De nuevo vemos máximos locales en las aguas profun-das, con lo que podemos decir que las medidas efectuadas en la campanaMeteor31 ponen de manifiesto que existe una formación de aguas profundasdesde el mar de Creta, que no había sido observada anteriormente, y queestas aguas profundas van tanto hacia la cuenca Jónica como hacia la Le-vantina.

La cantidad de agua profunda formada a partir de este mar ha sido cal-culada por varios autores utilizando métodos distintos. Así, Tsimplis et al.(1997) calculó una formación de 0.5 Sv a partir de medidas de correntímetroscolocados en los estrechos entre el mar de Creta y las cuencas Jónica y Le-vantina. De esta cantidad, 0.34 Sv irían hacia la cuenca Levantina y 0.16 Svhacia la cuenca Jónica. Este valor es pequeño si se compara con los trabajosde Roether et al. (1996, 1998). En el primero de ellos, a partir de un ba-lance de salinidad, Roether obtenía una formación de aguas profundas totalde 1 Sv y en el segundo, tras calcular la nueva profundidad de la vena deLIW a partir de las concentraciones de CFC12 y obtener una profundidadmenor que la que anteriormente había sido observada, realizó un cálculo dela cantidad de agua que tendría que haber remontado de las aguas profundasde las cuencas Levantina y Jónica para producir esa disminución de la pro-


E

20

5xP -2000

-3000

50 150 250 350

Distancia (km)

Figura 3.14: Sección partiendo desde el mar de Creta (parte derecha de la figura)hacia la cuenca Jónica donde se representan datos de CFC12 en pmol/kg extraídosde la campaña Meteor31

500 49 46 47 46 45 44 43

-1000

6

x.;

2 -2000en.

50 150

Distancia (km)

250 350

Figura 3.15: Sección partiendo desde el mar de Creta (parte derecha de la figura)hacia la cuenca Levantina en dirección SO, donde se representan los valores deCFC12 de la campaña Meteor31.

3.5 Resultados 53

li0

Distancia (km)

Figura 3.16: Sección partiendo desde el mar de Creta (parte derecha en la fi-gura) hacia la cuenca Levantina en dirección SE, representando los valores de laconcentración de CFC12 obtenida de la campaña Meteor31.

fundidad, obteniendo también un valor de 1 Sv. Si se observan las medidasrealizadas por el Meteor5, en contraposición a las realizadas en la campanaMeteor31, se observa que las concentraciones de CFC12 en las aguas muyprofundas de la cuenca Levantina pasan de 0.08 pmol/kg a 0.41 pmol/kgcon una diferencia en las aguas muy profundas de la cuenca Levantina de0.33 pmol/kg. Si se considera un volumen total para estas aguas muy pro-fundas de 550 x 1015 kg, y se considera que según medidas en los sedimentoslos cambios comenzaron en 1990 (Della-Vedova et al., 1998) obtenemos quela cantidad de agua procedente del mar de Creta necesaria para producir elcambio en 5 anos es del orden de 30 x 1Or5 kg/año, suponiendo concentracio-nes de CFC12 en las aguas superficiales de 1 pmol/kg. Este calculo se acercamucho al cálculo realizado por Roether et al (1996), teniendo en cuenta que1Or5 kg equivalen a 0.031 Sv, si tomamos un agua de densidad media de 1026kg/m3, lo que nos hace suponer que debe acercarse más a la realidad queel calculo realizado por Tsimplis et al. (1997). En realidad Tsimplis et al.(1997) realizan el calculo con pocos correntímetros y por tanto la cantidadque calculan es un límite inferior pero no tiene que ser necesariamente elvalor realista.


A partir de estas consideraciones se decidió desdoblar algunas cajas, pues-to que en función de sus diferencias en la concentración de CFC12 no parecíamuy realista seguir considerándolas como una sola. Así, la caja representadolas aguas profundas de la cuenca Jónica, se separó en una caja representadolas aguas profundas de la parte occidental de la cuenca Jónica y otra repre-sentando la parte oriental. Lo mismo se hizo con la caja representando lasaguas muy profundas de la cuenca Jónica. Así el modelo pasó a tener 22cajas, en lugar de las 20 del propuesto por Bethoux y Gentilli (1996). Acontinuación se explican con detalle los cambios realizados en el esquema decirculación:

1 - En primer lugar tenemos una formación de aguas profundas que vadesde la cuenca Levantina superior, hasta las aguas muy profundas de estamisma cuenca. Este flujo representa el agua densa del mar de Creta queatraviesa el estrecho de Kassos y se hunde en la cuenca Levantina. Además,y debido a las mezclas, no toda el agua alcanza las aguas muy profundas (demás de 2000 m de profundidad) sino que parte se queda en las aguas profun-das, entre 1000 y 2000 metros de profundidad. Una parte de esta agua, el20%, remonta por la cuenca Levantina, provocando el efecto de disminuir laprofundidad de la vena de agua levantina intermedia y la otra parte circulahacia las aguas profundas del Jónico.

2 - Ademas tenemos una formación de aguas profundas, directamentedesde la caja representando el mar Egeo y el mar de Creta hacia las aguasmuy profundas de la cuenca Jónica, y, al igual que sucede en la cuenca Le-vantina, debido a la mezcla, parte de esta agua llega solamente a las aguasprofundas, entre 1000 y 2000 metros de profundidad.

3 - Se ha introducido también un aumento en la formación de aguas pro-fundas en el mar Adriático. Este cambio no está directamente relacionadocon los cambios que comenzaron a producirse en el Mediterráneo Oriental apartir de 1990, sino que pensamos que los cálculos realizados por Bethouxy Gentili (1996) habían subestimado la formación de aguas profundas des-de este mar como pusieron de manifiesto las primeras campañas del grupoPOEM (Roether et al., 1994). En el nuevo esquema (figura 3.17) la forma-ción de aguas profundas alcanza 0.3 Sv por año, estando 0.15 Sv dirigidoshacia las aguas profundas, en su parte occidental, de la cuenca Jónica y 0.15Sv a la parte occidental de las aguas muy profundas de la misma cuenca.

4 - Dado que la vena de agua levantina intermedia circula en direcciónoeste a una profundidad media de 134 m (Roether et al., 1998), y la cajalevantina superior describe el agua situada entre la superficie y 240 metrosde profundidad, se estima que el flujo entre la caja levantina intermedia y la

3.5 Resultados 55

caja jónica intermedia, debe cambiar de sentido e ir hacia la cuenca Levan-tina.

5 - Por último, se ha eliminado la circulación entre las cajas muy profun-da de la cuenca Jónica y Levantina, debido a que entre estas dos cuencas sesitúa la Mid-Mediterranean Ridge, que hace que la profundidad disminuyahasta un valor aproximado de 2000 metros. Por el contrario, la circulaciónentre el Jónico y el Levantino profundo se refuerza, para compensar esteflujo que no existe entre las cajas muy profundas.

El nuevo esquema de circulación (figura 3.17) se aplica solamente

Figura 3.17: Esquema del modelo de 22 cajas donde puede apreciarse el nuevoesquema de circulación. Al igual que en la figura 3.1 los flujos entre las cajas estánexpresados en unidades de 1015kg año-l. Los números situados en el interior decada caja representan el volumen de la misma en unidades de 1015kg. Las flechasde doble dirección representan las mezclas.

a partir de 1990. Esta fecha ha sido estimada a partir de datos de tempera-tura obtenidos en los sedimentos por Della-Vedova (1998) y que indican unaumento de la temperatura a partir de 1992, poniendo de manifiesto la lle-


Alborán Profundo Jonico int.

!1/:, ii1 :/L.

1920 1940 1960 1960 2000 1920 1940 1960 1980 2000

Tiempo (años) Tiempo (años)

Algero-Provenzal Int. Levantino int.

:_i : j, ;[ ; jlj,

1920 1940 1960 1960 2000 1920 1940 1960 1960 2000

Tiempo(años) Tiempo (años)

I

/Tirreno int.

!0.7

0.6

s 0.52E 0.40N 0.3

Y

0

0.2 u

0.1

0

1920 1940 1960 1960 2000

Tiempo(sAos)

i

Figura 3.18: Comparación modelo-medidas en las cajas intermedias con el esquemade 22 cajas.

3.5 Resultados 57

_Algero-Provenzal Prof.

0.7'iii 0.6gg 0.5

0.4_N 0.36 0.2

0 0.10id!!1920 1940 1960 1990 2000

Tiempo (años)

Tirreno Prof.

=c

0.25

: 0.2

0 0.15N6 0.1

0 0.05

0

1920 1940 1960 1950 2000

Tiempo (años)

Jónico Prof. Oeste

0.5

2 0.4õE 0.3

$ 0.2

g 0.10 i-d!!t1920 1940 1960 1950 2000

Tiempo(años)

Jónico Prof. Este

0.5

g 0.4

g 0.3

0

N 0.2

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0L-d!!1920 1940 1960 1950 2000

Tiempo(años)

J6nico muy Prof. Oeste

_..â 0.60 0.5E 0.4_N 0.30 0.20 0.1

0

1920 1940 1960 1990 2000

Tiempo (años)

J6nico muy Prof. Este

0.6

s 0.6

E

0 0.4

N60 0.2

0fP1920 1940 1960 1950 2000

Tiempo (años)

Levantino Prof.

0 . 6

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N6 0.2

0 0.1

0

1920 1940 1960 1980 2000

Tiempo (años)

Levantino muy prof

0.6

0.5

0.4

0.3

0.2

0.1

0u1920 1940 1960 1960 2000

Tiempo (años)

1

Figura 3.19: Comparación modelo-medidas en las cajas profundas con el esquemade 22 cajas.


Diferencias modelo-medidasCaja Diferencia (%)

Alboran Profundo 30Algero-Porvenzal Int 8

Tirreno Int. 4Jónico Int 17

Levantino Int 3Algero-Provenzal Prof. 17

Jónico Prof. Oeste 8Jónico Prof. Este 27

Jónico Muy Prof. Oeste 21Jónico Muy Prof. Este 23

Levantino Prof l lLevantino Muy Prof. 0

Tabla 3.2: Valores medidos en cada una de las cajas y diferencia porcentual entrelos resultados del modelo y estas medidas.

gada de una nueva masa de agua que empujó hacia arriba a la existente, talcomo muestran los trabajos de Roether et al. (1998) y Klein et al. (1999).Sin embargo, debido al tiempo de respuesta de los cambios es posible queéstos hubiesen comenzando antes en el Egeo y solamente dejen huella en lossedimentos de la cuenca Jónica y Levantina a partir de 1992. En todo caso,parece adecuado considerar 1990 como la fecha en la que el nuevo esquemade circulación está desarrollado, puesto que la formación de aguas profundasdebe comenzar antes de que una señal pueda ser encontrada en los sedimen-tos. Los resultados del modelo, considerando todas estas modificaciones, soncoincidentes con las medidas tanto de 1987, como de 1994 y 1995, tal comose observa en la figura 3.18 para las cajas intermedias y en la figura 3.19para las cajas profundas.

En la figura 3.18 podemos observar como la concentración en las capasintermedias de la cuenca Jónica y Levantina disminuye a partir del año 1990en que comienzan a manifestarse los cambios en el esquema de circulación.Esto es debido a la presencia de las aguas profundas del mar de Creta en es-tas dos cuencas, que han empujado a las aguas que anteriormente ocupabanesta posición hacia las aguas intermedias, disminuyendo la profundidad de

3.6 Implicaciones en el Ecosistema 59

la vena de agua levantina intermedia, y disminuyendo también la concentra-ción de CFC12 en las aguas intermedias. En las capas profundas, se puedeobservar (figura 3.19) el cambio brusco en la concentración de las aguasprofundas y muy profundas tanto del Jónico como del Levantino, poniendouna vez más de manifiesto la formación de aguas profundas provenientes delmar de Creta. En la tabla 3.2 se muestran las diferencias porcentuales entrelos resultados del modelo y las medidas. Por comparación con la tabla 3.1podemos ver como los resultados se aproximan en este caso en todas las cajas.

3.6 Implicaciones en el Ecosistema

El resultado obtenido por el modelo de cajas, cuyo esquema representa deuna forma realista la concentración en el Mediterráneo, como se pone demanifiesto por la coincidencia entre las medidas y los resultados del esque-ma de circulación tiene varias consecuencias importantes. En primer lugarpuede servir para evaluar, y en su caso validar, los resultados de los modelosbasados en la resolución numérica de las ecuaciones de Navier-Stokes. Estosmodelos por su complejidad, todavía no son capaces de reproducir de formaexacta la circulación en el Mediterráneo. Por lo tanto, los resultados de unmodelo de cajas podrán servir para detectar las carencias de estos modelos.En el capítulo 5 de esta memoria, se describen los resultados obtenidos poruno de estos modelos y se procederá a la comparación de resultados. Ademásde servir de herramienta de comparación, estos resultados implican que seha producido en el Mediterráneo un cambio cualitativo en el esquema de cir-culación provocado antropogénicamente, lo que pone de relieve la idoneidad,puesta de relieve en la introducción, del Mediterráneo como laboratorio delos cambios climáticos que se pueden producir por la acción el hombre sobrelos ecosistemas. Este cambio viene determinado por el aumento en aproxi-madamente un orden de magnitud de la formación de aguas profundas en lacuenca oriental. Como se mencionó anteriormente el objetivo del presentetrabajo es el proponer diferentes herramientas para cuantificar los cambios,y el modelo de cajas se revela como una herramienta poderosa por su senci-llez para esta cuantificación. A continuación explicaremos una consecuenciade este cambio sobre los sedimentos que nos permitirá, por comparación conel registro sedimentológico anterior, dar un indicio de la evolución del clima,cubriendo así las expectativas del estudio sobre el Mediterráneo.

Desde hace varias décadas (Kullemberg, 1952) es conocida la existencia


en el Mediterráneo Oriental del sapropel, que son capas de sedimento muyricas en materia orgánica, con una concentración hasta 1000 veces superior alas capas adyacentes. Sobre un registro de los últimos 5 x lo5 años los sapro-peles constituyen la huella de once eventos de sedimentación anóxica (Bet-houx y Gentilli, 1994). La anoxia de las capas profundas del MediterráneoOriental puede ser debida bien a un aumento de la producción biológica enla capa eufótica, que consumiese por remineralización todo el oxígeno al caerhacia los sedimentos, o bien a un cambio en la formación de aguas profundas.Una de las hipótesis sobre la formación de sapropel indica que esta puedaestar ligada a la conversión del Mediterráneo Oriental en una cuenca de pre-cipitación durante la época glacial (Sarmiento et al., 1988), lo que anularía laformación de aguas profundas y su oxigenación. Este diagrama sin embargoes incoherente con las demás observaciones puesto que las épocas glaciales secaracterizan entre otras cosas por una disminución de la precipitación, porla aridez del clima (menos nubosidad), pero también por una disminuciónde la evaporación debido a la disminución de la radiación solar en un 1% yla consecuente disminución de la temperatura en 5°C. En esta situación elbalance entre la evaporación y la precipitación global del Mediterráneo semantiene aproximadamente constante. Además, el registro sedimentológicoen áreas próximas a Gibraltar (Zahn et al., 1987; Vergnaud-Grazzini et al.1989) señala que la salida de agua Mediterránea por las capas del fondo no hacesado en ningún momento. El aumento drástico en la producción biológicaseñalada como una posible de las causas de la anoxia puede ser descartadacon bastante seguridad como explicación de la formación de las capas desapropel, puesto que cálculos recientes (Bethoux, 1989; Mangini y Schlosser,1986) demuestran que sería necesario que esta producción aumentase entreun 400 y un 500%, lo cual supone un aumento inconcebible del aporte denutrientes a la cuenca oriental del Mediterráneo. Así pues, la hipótesis másplausible (Bethoux, 1993) está ligada al hecho de que los cambios en produc-ción sean conducidos por cambios en la formación de aguas profundas. Así,una disminución en la cantidad de agua profunda formada cada año, traeríauna menor oxigenación, y por tanto la posibilidad de que la necesidad deoxígeno para el proceso de remineralización sea mayor que la disponibilidad.En la actualidad el balance entre la evaporación y la precipitación aumentaa la escala del Mediterráneo Oriental, aumentando consigo la formación deagua profunda, que lleva un fuerte aporte de oxígeno a las capas profundas.Esto trae consigo una mayor remineralización y consecuentemente menorsedimentación de materia orgánica. Así pues, a medida que aumenta el ba-lance de evaporación y precipitación global, menor es la sedimentación de

3.6 Implicaciones en el Ecosistema 61

materia orgánica en las aguas profundas.Durante la década de los 90 el programa ODP (Oceanic Drilling Pro-

gramme) hizo posible la extracción de sedimentos con una antigëdad de 5millones de años. Esto puso de manifiesto alrededor de 70 eventos de forma-ción de sapropel, no solamente en la cuenca oriental del Mediterráneo, sinotambién en el mar de Alborán y en la cuenca Occidental. Esto no altera laconclusión de que estas capas sedimentaron debido a cambios en los balancesde evaporación-precipitación que dieron lugar a la no formación de aguas pro-fundas. Sin embargo las causas de esta no formación están actualmente enperíodo de revisión, puesto que las sugeridas por Bethoux (1993) se referíana causas locales, que afectaban a la cuenca Adriática y Egea, alimentadorasde las aguas profundas del Mediterráneo Oriental y este descubrimiento decapas de sapropel en todo el Mediterráneo hace que estas causas deban tenerun sentido más global (Bethoux y Pierre, 1999). En cualquier caso, lo quesi parece establecido es que los periodos de sedimentación anóxica coinci-dieron con máximos climáticos, que son periodos en los que la insolación esmáxima. Así pues, podríamos conjeturar que los cambios actuales hacen quenos alejemos artificialmente de un máximo de estas características, aunquela diferencia entre las escalas de tiempo relativas al cambio del que estamoshablando (1 década) y los sucesivos máximos climáticos (miles de anos) ha-cen que esta hipótesis deba ser comprobada.

Otra consecuencia que se puede obtener de estos resultados es la eviden-cia de que el sistema climático, debido a su naturaleza caótica, no reaccionanecesariamente a pequeñas perturbaciones, sino que la acumulación de estospequeños cambios durante un periodo lo suficientemente largo, puede tenercomo consecuencia que se produzca un cambio brusco de forma repentina.Así, el cambio producido en el Mediterráneo Oriental, que no solamente esun cambio cuantitativo, sino también cualitativo, se produce en algún mo-mento del periodo comprendido entre 1987 y 1994, probablemente en 1990,debido a la acumulación de diversas causas como la persistencia del efectoinvernadero o el menor caudal de los ríos, y que comenzaron a producirsevarias décadas antes. Esto pone una vez más de manifiesto la idoneidad delMediterráneo como laboratorio para estudiar el cambio climático por causasantropogénicas a nivel global, puesto que puede servir como comprobaciónde que aunque los efectos de la presión antropogénica a nivel global todavíano tengan importantes consecuencias, estas podrían presentarse bruscamen-te.

En los útimos anos y una vez confirmados los cambios en la dinámicadel Mediterráneo se han estudiado las consecuencias directas de estos cam-


bios en el sistema climático global. Hay que destacar el papel que juega elagua que abandona el Mediterráneo, denominada Modified MediterraneanWater (MMW), en la circulación de Atlántico norte. En esta cuenca tienelugar una formación de aguas profundas en el mar de Noruega y de unaforma discontinua en el mar del Labrador. Esta formación tiene lugar porlas bajas temperaturas que alcanzan las aguas superficiales, junto con la altasalinidad de la MMW que hace que aumente la densidad lo suficiente paraque las aguas se hundan. Se ha postulado recientemente (Johnson, 1997)que la mayor formación de aguas profundas incidirá en una mayor salida deMMW, que a su vez provocaría cambios en la formación de aguas profundasque podrían tener como consecuencia una nueva época glacial en Canadádurante el próximo siglo.

3.7 Conclusiones

1 - Mediante un modelo de balances no estacionario, previamente estable-cido, se ha comprobado que, si bien los flujos de agua entre las diferentescuencas son correctos hasta 1987, no lo son en 1995, puesto que los resulta-dos del modelo en las aguas profundas de la cuenca Oriental difieren muchode los valores reales.

2 - Se ha comprobado que estos valores no pueden ser alcanzados va-riando las mezclas verticales o haciendo modificaciones en la formación deaguas densas en la cuenca Levantina. Esto indica que las variaciones soncualitativas además de cuantitativas.

3 - A partir de las medidas realizadas en enero de 1995 en el marco delos trabajos del grupo POEM, se comprobó que el mar de Creta se habíaconvertido en una nueva fuente de formación de aguas profundas en la cuen-ca oriental del Mediterráneo, desplazando al Oeste las provenientes del marAdriático y empujando hacia arriba las aguas levantinas intermedias. Si-guiendo estas observaciones se procedió a modificar el esquema de circulación del modelo de balances para cuantificar estos cambios, cuyo comienzose estima en 1990 a partir de registros sedimentológicos.

4 - El valor que se obtiene para la formación del agua profunda pro-cedente del mar de Creta es de aproximadamente 1 Sv, siendo tres vecesmás importante que la formación de aguas profundas procedentes del marAdriático, que había sido estimada en 1987 en 0.3 Sv. Otro cambios en elmodelo, necesario para obtener resultados correctos en todas las cuencas,

3.7 Conclusiones 63

han sido el aumento en la formación de aguas profundas en el Adriático, queen el modelo original eran solamente 0.15 Sv. Además se considera que desdela cuenca Levantina se produce una formación de aguas profundas, ademásde las aguas densas que constituyen la vena de agua levantina intermedia.

5 - De manera cualitativa se ha procedido a relacionar estos cambios conotros anteriores que se habían producido en el Mediterráneo, viendo comoque la influencia antrópica puede tener consecuencias a nivel climático.

Capítulo 4

Dinámica del flujo departículas en la columna deagua

El medio marino contiene gran cantidad de componentes químicos, tanto enforma disuelta, como particular. Entre estos componentes, los principalespresentan unas concentraciones virtualmente fijas en cualquier muestra deagua, ya sea de la superficie o del agua profunda, o de uno u otro puntodel océano mundial. Estos elementos químicos son, entre otros, el cloro, elsodio, el magnesio o el potasio. Sin embargo, existen otros componentes que,si bien están presentes en concentraciones mucho menores, prácticamente detraza, sufren importantes variaciones en su concentración. Así, por ejem-plo, tenemos el denominado grupo de nutrientes, formado principalmentepor el nitrito, los nitratos, el fosfato o el silicio. La concentración de estoselementos, y su forma, disuelta o particular, dependerá de las relaciones quese establezcan en el medio. En estas mismas circunstancias se encuentrantambién los metales. Conocer el ciclo de estos elementos en un ecosistematal como el Mediterráneo es de gran utilidad para conocer parámetros tanimportantes como la producción primaria, o la capacidad de albergar seresvivos de este ecosistema.

Uno de los elementos cuyo ciclo biogeoquímico ha sido estudiado en ma-yor medida en las últimas décadas es el carbono. Esto es así, debido a quea nivel global se ha detectado un aumento en la concentración atmosféricade COa, siendo éste uno de los principales gases que provocan el efecto in-vernadero. El medio marino dentro del ciclo global del carbono juega en

65

66 Capítulo 4. Dinámica del flujo de partículas en la columna de agua

principio el papel de pozo, ya que el fitoplancton, a través de la fotosíntesis,fija el 40% de la producción primaria terrestre (Falkowsky, 1984). Sin em-bargo, el devenir del carbono una vez fijado por el fitoplancton dentro delmedio marino no es bien conocido. La fijación en el fitoplancton hace que elcarbono pase de un estado disuelto a un estado particular, al pasar a formarparte de los tejidos. Sin embargo, el fitoplancton se encuentra solamente enla capa eufótica, y una vez muerto, estas partículas saldrán de esta capa ytenderán a caer hacia los sedimentos. Durante esta caída, serán atacadaspor heterótrofos mesopelágicos y batipelágicos y parte del carbono conteni-do en estas partículas pasará de nuevo a la fase disuelta, pudiendo ganar denuevo la capa eufótica. Esto puede traer como consecuencia que la fijaciónde carbono atmosférico por el fitoplancton sea cada vez menor, o incluso quela presión parcial de CO:! en el medio marino sea mayor que la atmosférica,convirtiéndose así este ultimo en una fuente, como ocurre en gran parte delos océanos (Walsh, 1989).

De manera esquemática los procesos que sufre el carbono, así como los nu-trientes y algunos metales, se pueden resumir de la siguiente forma. A travésde la fotosíntesis, el fitoplancton incorpora carbono, nutrientes y metales asus tejidos, pasando de esta forma estos elementos a la forma particular.Estos elementos siguen después la cadena trófica o bien son eliminados, yasea por la muerte del fitoplancton o a través de pelotas fecales. Este material eliminado pasa a formar parte de la lluvia de partículas exportadas dela capa eufótica. Una vez que las partículas abandonan la capa eufótica seven afectadas por diferentes fenómenos antes de llegar a los sedimentos. Alestudio de los procesos que sufre el flujo de partículas que abandonan la capaeufótica no se le ha prestado mucha atención en las ultimas décadas. Sinembargo, éstos son fundamentales para conocer el papel del medio marinoen el ciclo global del COZ, puesto que las partículas que lleguen hasta lossedimentos señalarán el porcentaje de carbono que abandona, no solamenteel medio marino, sino el ciclo global de COs.

Como ya se explicó en la introducción, existen fundamentalmente dostipos de modelos para la predicción de ciclos biogeoquímicos de diversoselementos. También se explicó que las variables se escogen siempre desdeun punto de vista subjetivo, agrupando los diversos componentes que inte-ractúan en el ecosistema por sus características. Así, en los modelos quecalculan concentraciones o flujos de elementos en la capa eufótica se suelenescoger las variables desde un punto de vista biológico. Los modelos que no-sotros denominaremos en este capítulo de columna de agua, que estudiaránel flujo de partículas entre la base de la capa eufótica y los sedimentos, sue-

67

len agrupar las variables en función de su tamaño, si se presentan en formaparticular, o ser considerada su concentración en forma disuelta. Esto es asíporque los procesos principales que actúan en profundidades a las que nollega la luz hacen que se formen agregados de partículas, o bien que estas sedesagreguen en su camino hacia los sedimentos. También pueden hacer quehaya intercambios entre un elemento en forma disuelta y el mismo elementoen forma particular.

En la figura 4.1 podemos ver de forma esquemática la distribución de

Figura 4.1: División de la columna de agua en tres zonas diferentes dependiendodel tipo de procesos que tienen lugar en la misma y distribución de las variablespara un determinado lugar del océano. En este caso las variables están escogidastomando el nitrógeno como elemento de referencia.

68 Capítulo 4. Modelo de Columna de Agua.

zonas en la columna de agua, así como la elección de variables para un deter-minado punto del océano en un modelo basado en el nitrógeno. Se observacomo la columna de agua se divide en tres zonas. La capa superior se deno-mina capa eufótica y es aquella en la que llega la energía solar y por tantotiene lugar la fotosíntesis. Un modelo biogeoquímico en esta capa contemplavariables tales como el fitoplancton o el zooplancton además del elemento enfase particular o disuelta. Por debajo de esta capa se encuentra lo que enla figura se denomina columna de agua y que en la presente memoria deno-minaremos también capa afótica. Es la capa que comunica la capa eufóticacon los sedimentos. Vemos como un modelo en esta capa contempla menosvariables. Sin embargo los procesos que tienen lugar en ella han sido menosestudiados. Por ultimo por debajo de la capa afótica se sitúa una pequeñacapa en contacto con los sedimentos.

El objetivo de este capítulo será el disponer de un modelo para el com-portamiento del flujo del carbono en la columna de agua, que será calibradoen un punto del Mediterráneo. Se presenta para ello un modelo de columnade agua denominado modelo COLDO (Colonne d’eau). Este modelo ha sidodesarrollado en el Laboratorio de Física y Química Marina de la UniversidadPierre et Marie Curie de París. Para su aplicación en el Mediterráneo se haescogido la denominada estación Dyfamed por haber en este punto series dedatos durante una serie de cuatro anos consecutivos, lo que permitirá validarel modelo. A continuación se describe el modelo utilizado y se explicará laelección del punto Dyfamed para su calibración.

4.1 Modelo COLDO

4.1.1 Descripción

El modelo de columna de agua COLDO está constituido por las ecuacionesde balance entre la materia disuelta, la materia particular de tamaño inferiora 5 micras, y las partículas de mayores tamaños. Esta elección se denominaoperacional, puesto que se basa en las medidas de las que normalmente sedispone en la columna de agua. Así, las partículas de tamaño mayor de 5micras son aquellas que apenas se ven influidas por los procesos de turbulen-cia, y por tanto caerán a una determinada velocidad, que será mayor cuantomás grande sea la partícula. Estas partículas pueden ser atrapadas por lastrampas de sedimentos, con lo cual será posible comparar los resultados del

4.1 Modelo COLDO 69

modelo con las medidas obtenidas, pudiendo así calibrar el modelo. Además,existen técnicas para contar partículas de entre 1 y 5 micras, mediante elfiltrado y posterior pesado de muestras de agua tomadas por botellas Niskin.Se considera generalmente que las partículas menores de 1 micra pertenecena la fase disuelta, aunque existe una categoría intermedia denominada coloi-des, que no ha sido tenida en cuenta.

El flujo de partículas está formado por partículas de tamaños muy dife-rentes y de naturaleza también diferente. A la hora de modelizar estos flujosse debe efectuar una síntesis, tanto de la naturaleza de estas partículas co-mo de los procesos que sufren en la columna de agua. Por ejemplo, paralas velocidades de caída se considera un número fijo que represente la mediade todas las velocidades. Además, diversos procesos como la coagulación,el arrastre de partículas pequeñas por otras más grandes, o cualquier pro-ceso que haga que las partículas grandes se acrecienten son consideradascomo un proceso único de agregación. Todos los procesos, físicos, químicos obiológicos que hagan que las partículas grandes se rompan se parametrizancomo un proceso denominado desagregación.

Los procesos considerados por el modelo son los siguientes (figura 4.2):Entre la fase disuelta y las pequeñas partículas tenemos la adsorción, quepasa el elemento en fase disuelta al estado de pequeñas partículas y la re-mineralización que se produce en toda la columna de agua y hace que loselementos que han pasado a formar parte de tejidos o de pelotas fecales, yque son percibidos como partículas, pasen a la fase disuelta. En cierta forma,el proceso de remineralización sería opuesto al proceso de fotosíntensis pues-to que en este proceso se consume oxígeno, además de devolver los elementosal estado disuelto. Entre las fases de pequeñas y grandes partículas tenemosdos procesos de naturaleza diferente. Así, las pequeñas partículas puedenagregarse por el simple proceso físico de colisionar unas con otras o porotros procesos químicos y biológicos más complejos, tales como la coagula-ción, pasando a formar grandes partículas. A este proceso lo denominaremosde forma general agregación. Sin embargo, también las grandes partículaspueden desagregarse pasando a la fase de pequeñas partículas. Este pro-ceso está normalmente causado por la actividad bacteriana y se denominagenéricamente desagregación. Un último proceso a tener en cuenta es el lla-mado de remineralización de las grandes partículas, es decir, el proceso porel cual, parte de los componentes del flujo de grandes partículas pasa a lafase disuelta. Además de estos procesos, el modelo considera una velocidadde caída para las grandes partículas, una velocidad dos órdenes de magni-tud menor para las pequeñas partículas y procesos difusivos turbulentos que


Euphotic Layer

l I l l l l IPo01

V, V, KZ. KZ. l * Y

V,: Settling Velocity of great particles

V,: Settling Velocity of small particles

K.: Vertical diiusion Coeffkient

I(d-: Desaggregation Coefticient

Kag: Aggregation Coeffkient

K,: Remineralization Coeffkient of great particles

K,: Remineralization Coeffkient of small particles

Kd: Adsorption Coeffkient

Sediments

Figura 4.2: Esquema del modelo Coldo

4.1 Modelo COLDO 71

afectan a las fases disuelta y de pequeñas partículas. Las grandes partículasno se ven afectadas por la turbulencia debido a su tamaño.

El modelo necesita por lo tanto cuatro ecuaciones diferentes para de-terminar la variación temporal de cada una de las variables en cada pro-fundidad. Las variables serán el flujo de masa total, el flujo del elemento aestudiar, la concentración de pequeñas partículas de ese mismo elemento y laconcentración en la fase disuelta. La forma de las ecuaciones es la siguiente:

-=at -Vi% - Kd,,Fe - K&‘e + Ka&‘,Vs

aC-=at

_v SC, ; K a=C, F,s sx z ax=- + KadCd - Kr.G + K+z.sV - Ka&‘,

9=d-IE

a t

K a=c,z d~2 + KS, + fGg; - Kac?%

9

donde F, representa el flujo de masa total, Fe representa el flujo del elemen-to, C, representa la concentración del elemento en las pequeñas partículas,C,t representa la concentración total de pequeñas partículas y Cd la concen-tración del elemento en la fase disuelta. Vg es la velocidad de caída de lasgrandes partículas, mayores de 5 micras, mientras V, representará la veloci-dad de caída de las pequeñas partículas. En las ecuaciones de balance paralas pequeñas partículas y la fase disuelta se ha considerado el efecto de laturbulencia en la dinámica, mientras que este mismo efecto se ha considera-do despreciable para las ecuaciones de balance de las grandes partículas. Deesta forma K, representa el coeficiente de viscosidad turbulenta vertical. Losdiferentes procesos son representados por constantes que podrían dependerde la profundidad de la capa o de la época del año. Así, Kdes representa ladesagregación, proceso que representa desde un punto de vista analítico ladisminución en el flujo de grandes partículas para aumentar la concentra-ción de las pequeñas, KaS representará la agregación, proceso contrario a ladesagregación también desde un punto de vista de las ecuaciones de balance,Krg representa el proceso de remineralización de grandes partículas y K,, elde pequeñas, siendo los dos procesos responsables de aumentar la concentra-ción en la fase disuelta. Por ultimo, &d representa el proceso de adsorciónque aumenta la concentración de las pequeñas partículas en detrimento de


la fase disuelta.Si examinamos cada una de estas ecuaciones por separado vemos que

tienen una estructura similar. El primer término para la ecuación del flujode masa y del flujo del elemento es el término que da cuenta del cambio pro-ducido en el flujo o en la concentración de partículas debido a la velocidadde caída. A este término se le suele denominar término de sedimentación. Acontinuación nos encontramos, en la ecuación que describe la concentraciónde las pequeñas partículas y en la que describe la concentración del carbonodisuelto, con el término de mezcla turbulenta. Los diferentes procesos querepresentan el intercambio entre las diferentes variables se representan a con-tinuación. Se considera en todos los procesos que el cambio que producen enla variable es proporcional a la variable misma. Esto no sucede así cuandoel proceso relaciona concentraciones con flujos. Así por ejemplo, en la ecua-ción que describe las variaciones temporales del flujo de masa vemos comoel proceso de agregación se escribe como Ka9CstV,. Esto quiere decir queconsideramos que el incremento que se produce en el flujo de masa debido alproceso de agregación es proporcional a la concentración total de pequeñaspartículas. Pero por coherencia en las unidades necesitamos multiplicar laconstante de agregación por un flujo y es por eso que multiplicamos la con-centración total de pequeñas partículas C,, por la velocidad de caída de lasmismas. A la inversa sucede cuando consideramos procesos que incrementanla concentración de las pequeñas partículas o del carbono disuelto a costadel flujo de masa o del elemento. Un ejemplo de esto lo tenemos en el proce-so de desagregación que incrementa la concentración de pequeñas partículasde carbono, disminuyendo el flujo. Este proceso en la ecuación que repre-senta la variación temporal de la concentración de pequeñas partículas seintroduce con la forma Kdes%. Al igual que en el anterior ejemplo, nece-sitamos multiplicar la constante de desagregación por una concentración ypor ello dividimos el flujo por la velocidad de caída de las grandes partículas.

4 . 1 . 2 P a r a m e t r i z a c i ó n de los diferentes procesos

Tal como se ha mostrado en las diferentes ecuaciones, en cada proceso se haconsiderado que la variación temporal de las variables se produce de acuer-do con una ley exponencial. De forma general, tal como están escritas lasecuaciones 4.1 se puede decir para cualquier proceso que la variación queproduce sobre el flujo o sobre la concentración es de la forma:

4.1 Modelo COLDO

var = e-Kproct

-

73

(4.2)

donde Var representa la variable en cuestión, ya sea el flujo de masa, el flujodel elemento a tratar, la concentración en las pequeñas partículas o en eldisuelto y Kproc representa la constante de cualquiera de los procesos. Deesta forma, tendremos que la derivada parcial de la variable con respecto altiempo será proporcional a la variable misma, y la constante de proporcio-nalidad será la constante del proceso. Vemos por ejemplo, como la variacióndel flujo de masa con el tiempo, disminuye debido a la desagregación. Estadisminución es proporcional al porpio flujo de masa y la constante de pro-porcionalidad la denominamos Kdes.

Para los procesos que tienen lugar entre la fase disuelta y las partículasel valor de Kproc se ha escogido de acuerdo con la literatura y se ha conside-rado este valor constante e independiente tanto de la profundidad como dela época del ano. La razón para esta elección está en que la concentración delos diferentes elementos en la fase disuelta sufre muy pequeñas variacionesen una escala de tiempo de pocos anos, que es lo que dura una simulación.Por este mismo motivo el coeficiente de difusión turbulenta vertical se tomóconstante.

Para la parametrización del fenómeno de la desagregación se presentanvarias posibilidades. Este proceso depende esencialmente de la cantidad deheterótrofos y bacterias presentes en la columna de agua y su distribuciónvertical. En la bibliografía se han encontrado numerosas distribuciones (Boe-hm y Grant, 1998) y, sintetizando, se ha encontrado que la distribución máscomún en el medio marino es aquella que presenta el máximo justo debajola capa eufótica. A esa profundidad es donde se encontrará la mayor partedel alimento que desciende de esta capa, y que presenta a continuación unadisminución exponencial. Así, trasladando directamente esta distribución alvalor de la constante de desagregación tendremos:

Kdes = f&&?+(4.3)

donde Kdess representa el valor máximo que toma la constante de desagrega-ción justo en la base de la capa eufótica, z será la profundidad y 6 representala profundidad para la cual la concentración de heterótrofos disminuye enun factor l/e.


Para el proceso de agregación se presentan también varias formas de pa-rametrización en la literatura. Este proceso debe considerar la probabilidadde que dos partículas del mismo o diferente tamaño se encuentren y la pro-babilidad de que de este encuentro surja una nueva partícula mayor, ya seapor un proceso biológico de coagulación o simplemente por el proceso físicode arrastre. En la literatura pueden encontrarse diferentes parametrizacio-nes de estas probabilidades. En el caso del modelo Coldo se han sintetizadoestas parametrizaciones en una función de tipo tangente hiperbólica con laforma:

KaS = K,,i,t(l + tanh(dqC, - Sc)))(4.4)

donde Kagint representa el valor medio que tomará la agregación, dk repre-sentará la velocidad de transición entre un valor mínimo y un valor máximode la agregación y SI, representa el valor de la concentración de las pequeñaspartículas que hace que la agregación tome su valor medio. Esta parame-trización asume que las probabilidades de que dos partículas pequeñas seencuentren es nula y la probabilidad de que dos partículas grandes se en-cuentren y den una nueva más grande todavía, es también nula. Así pues,el proceso de formación de grandes partículas vendrá dado por el arrastrefísico o la coagulación de pequeñas partículas sobre las grandes. En la figura4.3 se representa el valor de la función tanh para dk igual a uno con distin-tos valores de las constantes. La ventaja de la función tangente hiperbólicaen la parametrización de este proceso, es que a partir de un valor para laconcentración de las pequeñas partículas, la función alcanza un valor, quepuede denominarse de saturación, donde ya no crece más, como podemosen la figura 4.3. Esto representa adecuadamente el comportamiento de lanaturaleza.

La elección de los valores para las constantes que afectan a cada proceso,así como las velocidades de caída, serán discutidas en el apartado 4.3, puestoque esta elección es el resultado de los valores existentes en la bibliografía yuna calibración llevada a cabo con datos reales.

Por la tanto, después de haber descrito el modelo que será aplicado en elMediterráneo, en el próximo apartado se hará una descripción del punto enel que será aplicado el modelo y de los datos disponibles para la calibración.

4.2 La estación Dyfamed.

4.2 La Estación Dyfamed. 75

~---sk=s -Sk=lO

Figura 4.3: Función tanh para dos valores diferentes de sk

4.2.1 Localización y Características

Como explicamos anteriormente para la aplicación del modelo COLDO seescogió un punto concreto del Mediterráneo, denominado punto Dyfamed.Desde 1987 el programa JGOFS (Joint Global Ocean Flux Study) efectúalabores de coordinación de los diversos programas de investigación interna-cionales dedicados a mejorar la compresión de los ciclos biogeoquímicos delos elementos más importantes (C, N, P, Si, 0, etc). El objetivo final es lamejora del conocimiento del ciclo del Coz. Uno de estos programas, puestoen marcha por la sección francesa del programa JGOFS es el programa de-nominado DYFAMED (Dynamique des Flux en Méditerranée).

La operación Dyfamed es un estudio enfocado sobre largas escalas tem-porales del ecosistema Mediterráneo, centrado sobre la observación y la pre-dicción de ciclos biogeoquímicos de diversos elementos, con especial énfasisen el carbono y elementos asociados de alguna forma a éste (Marty, 1994).La estación Dyfamed se encuentra situada en la zona central del mar deLiguria. Este mar, situado en la parte norte de la cuenca Algero-Provenzal,tiene al norte las costas francesas y al este el golfo de Génova (figura 4.4).

La circulación del mar de Liguria está dominada por la circulación ci-clónica presente en el Mediterráneo Occidental. Sin embargo, la estación


Figura 4.4: Situación de la estación Dyfamed (Base de datos JGOFS-Francia).

Dyfamed fue elegida de forma que durante la mayor parte del año estuviesefuera de la influencia de este giro (Marty, 1993). Esta elección obedece a labúsqueda de un punto en el que poder validar los modelos biogeoquímicos,sin necesidad de tener en cuenta los transportes horizontales. Además, elpunto Dyfamed está sometido a forzamientos atmosféricos que inducen unafuerte variabilidad en las características hidrológicas de este punto. La hi-drología del mar de Liguria en general presenta tres masas de agua diferentesdurante el invierno. En superficie tenemos el agua de origen Atlántico, deba-jo de esta masa de agua se sitúa el agua de origen levantino y en el fondo nosencontramos las aguas profundas del Mediterráneo Occidental. Sin embargo,durante el final del otoño y principios del invierno, tiene lugar en esta cuencala formación de aguas profundas, debido al aumento de densidad inducidopor los forzamientos atmosféricos. Esta formación de aguas profundas indu-ce una fuerte mezcla. Toda esta variabilidad repercute en la dinámica delecosistema.

El proyecto Dyfamed tiene como objetivos la medición de aportes de ma-teria desde el continente por vía atmosférica, observar la variabilidad anuale interanual de los procesos biogeoquímicos en la capa eufótica, y estudiar lavariación de los procesos biológicos y químicos en respuesta a los forzamien-

4.2 La Estación Dyfamed. 77

tos físicos y la variabilidad de los flujos verticales, tanto en forma particularcomo en forma disuelta en la columna de agua y en el sedimento. Precisa-mente este último objetivo es el que hace de la estación Dyfamed un lugarideal para la validación del modelo COLDO. A continuación describimos lasmedidas existentes en este punto adecuadas para la validación de un modelode columna de agua tal como COLDO.

4.2.2 Descripción de datos disponibles

Desde el año 1987 se ha realizado un seguimiento temporal del flujo de mate-ria particular en la estación Dyfamed. Para realizar estas medidas se utilizanlas denominadas trampas de sedimentos. Estas trampas están diseñadas deforma que recojan, durante el tiempo en el que están sumergidas en el agua,la materia particular que cae por la columna de agua. Las medidas en elpunto Dyfamed comenzaron en 1987 fondeando trampas de sedimento a 200m de profundidad, y cambiando éstas cada 10 días. Estas medidas han con-tinuado, y se dispone para este trabajo de una serie completa de cuatro años,entre 1987 y 1990 ya analizadas en el laboratorio. Estas medidas serviráncomo condición de contorno para el modelo, puesto que esa será la profundi-dad mínima simulada por el mismo. Además, en algunos períodos se disponetambién de medidas de trampas fondeadas en el mismo punto a 1000 y 2000metros de profundidad. Estas medidas servirán para validar los resultadosdel modelo, comparando los flujos calculados por éste a esas profundidadescon los datos reales. Además de las medidas de flujos también se han reali-zado medidas regulares de otros parámetros, tales como el carbono orgánicoe inorgánico disuelto, que servirán tanto para iniciar el modelo, como parafijar las condiciones de contorno.

Uno de los puntos sujetos a controversia en la calibración de estos mode-los es la capacidad real de las trampas de sedimentos para recoger la materiaque desciende por la columna de agua. El 234Th puede servir como elemen-to para calibrar la eficiencia de las trampas, puesto que su actividad en lacolumna de agua puede ser calculada conociendo la concentración del 238Udel que procede. El 238U se presenta solamente en fase disuelta, mientrasque el 234Th puede ser incorporado a la fase particular y formar parte delflujo de partículas. De esta forma, conociendo en toda la columna de aguala actividad del 238U, que es prácticamente constante y la del 234Th, que enmuchas profundidades será menor de lo que obtendríamos si considerásemosla desintegración del 238U, podremos calcular el flujo de partículas y compa-


rarlo con lo recogido en las trampas de sedimentos. En la figura 4.5 podemosver los perfiles típicos para el 234Th y el 238U en las capas superficiales delocéano, apreciando el desequilibrio entre las actividades del 234Th y del 238Udebidas al flujo de partículas.

Una comparación entre los valores del flujo calculado a partir del des-

Figura 4.5: Perfiles típicos de 234Th y 238U en el océano superficial (Buesseler,1991).

equilibrio entre los isótopos del Uranio y del Torio y los valores medidos portrampas de sedimentos colocadas en diversos lugares del océano mundial fuerealizado por Buesseler, 1991, obteniendo como resultado que las trampasde sedimentos superficiales dan un resultado que puede no ser correcto parael flujo de partículas. Esto complica en cierta medida la calibración de es-tos modelos, pudiendo suponer, tal como hace Murnane et al., 1996, para elAtlántico norte, que la eficiencia de las trampas no es del 100%. Sin embargo

4.3 Aplicación de COLDO en el punto Dyfamed

estos trabajos se aplican a capas superficiales, mientras que el modelo que sepresenta en este estudio tiene su aplicación en la columna de agua profunda,y los datos para su calibración pertenecen a trampas situadas a 1000 m deprofundidad. Por lo tanto en lo que sigue se considerará que las trampasrecogen el 100% del flujo.


Las ecuaciones del modelo (4.1) son resueltas mediante la aplicación de unesquema de integración de Euler explícito, siendo el paso de tiempo de undía. El paso espacial considerado, es decir, la distancia entre niveles delmodelo será de 100 metros. Esto querrá decir que para el punto Dyfamedhabremos de correr 21 niveles para llegar a la profundidad de los sedimentos.La elección del paso temporal viene limitada por la velocidad de caída delas partículas grandes que en nuestro caso será de 100 m día-‘.

4.3.1 Condiciones iniciales y de contorno

Para obtener las ecuaciones de contorno a partir de los datos proporciona-dos por las trampas de sedimentos es necesario tener en cuenta dos cosas.Por una parte, debemos dar al modelo un valor como condición de contornopor cada paso de tiempo, es decir, en nuestro caso, por cada día. En lasseries de medidas efectuadas en Dyfamed entre los años 1987 y 1990, queson las utilizadas para calibrar el modelo, existen algunos días en los que nose dispone de medidas. Esto se soluciona dándole al modelo las medias delas cantidades medidas en los otros tres años durante esos mismos períodos.Además de esto debemos tener en cuenta que las trampas de sedimentos nonos dan las medidas diarias. Estas trampas se dejan fondeadas en el mismopunto, y en el caso de la serie utilizada se recogía una medida de flujo demasa cada diez días. Esto querrá decir que tenemos el valor medio medidodurante esos diez días y este valor saltará sin continuidad a otro en el si-guiente período. Este tipo de valores con saltos no pueden ser introducidosdirectamente en el modelo, puesto que se provocan inestabilidades numéricasy además tampoco representa el comportamiento natural de forma realista.Así pues, antes de ser introducidos en el cálculo, estos valores seguirán unproceso de suavizado. En la figura 4.6 podemos ver la serie de medidas quese introduce en el modelo, anterior al proceso de suavizado, tanto para lamasa total (a) como para el carbono (b).

En estas figuras puede observarse como la tendencia general del com-


350 (4

&j 300Ej$ 250

8 200

x2 150

% 100

ii 50

0

1987 1988 1989 1990 1991

Figura 4.6: Condiciones de contorno para el flujo de masa (a) y el flujo de carbono

(b)


1 Valores de los diferentes parámetros incluidos en el modelo 1Parámetro

-

1I

Valor100 m día-’1 m día-l

0.005 día-l0.05 día-l0.05 día-r

0.0005 día-r0.15 día-’0.2 día-l

0.1 cm2 s-r

81

Tabla 4.1: Parámetros utilizados en las simulaciones realizadas con COLDO en elpunto Dyfamed de Mediterráneo Ocidental.

portamiento, tanto de la masa total como del carbono, se mantiene durantelos años, pero los valores numéricos sufren importantes variaciones. El com-portamiento de estos flujos a lo largo de un año comporta un máximo enprimavera producto de la denominada explosión de fitoplancton. Esta explo-sión se produce por la acumulación de nutrientes al disminuir la profundidadde la capa de mezcla y por el aumento de la energía solar. Además sueleobservarse otro máximo en verano producido por vientos fuertes y durade-ros que provocan que la capa de mezcla vuelva a hacerse bastante profundaaumentando los nutrientes que normalmente debían estar totalmente consu-midos. En otoño e invierno los flujos de masa y sobre todo de carbono sereducen en gran medida. En el caso de la masa no tiene porque ser nece-sariamente así, y se pueden observar grandes flujos de masa producidos poraportes terrigénicos tales como el polvo del desierto del Sahara impulsadopor vientos de componente sur hacia el Mediterráneo. Dentro de este patróngeneral de comportamiento que se está describiendo, los valores interanualessufren, sin embargo, importantes variaciones. Así por ejemplo, la explosiónde fitoplancton del año 1988 trajo consigo flujos de masa y de carbono tresveces más importantes que en la misma época de 1990.


4.3.2 Resultados para el Carbono

Tras introducir las condiciones de contorno en el modelo se procedió a efec-tuar diferentes test de sensibilidad para la calibración del mismo. El valorde la velocidad de caída de las grandes partículas fue tomado igual a 100 mdía-‘, siendo éste un valor típico en la literatura (Mc Cave, 1975; Murnaneet al., 1990; Doney et al., 1996), mientras que para las pequeñas partículas setomó un valor 100 veces menor, obtenido a partir de los gradientes verticalesde elementos radiactivos tales como el 230Th (Bacon, 1984). Como ya se ex-plicó anteriormente, los valores de las constantes de remineralización, tantode las grandes como de las pequeñas partículas y de la adsorción se fijanconstantes en toda la columna desde el principio, obteniéndose sus valoresde la literatura, donde el rango de valores es bastante amplio (Murnane etal., 1994). Esta elección como constantes en toda la columna y también enel tiempo viene dada por el valor virtualmente constante de la concentracióntanto del carbono disuelto como de las pequeñas partículas (Copin-Monteguty Avril, 1993). Para determinar estas concentraciones se efectuaron diferen-tes pruebas variando sus valores, comprobándose la poca variación que estoscambios inducen en los resultados del modelo. Los procesos que tienen ma-yor importancia a la hora de modelizar los flujos de masa y de carbono sonlos proceso de agregación y desagregación. Después de efectuar test de sensi-bilidad variando estas constantes, se llegó a la comparación presentada en elfigura 4.7 entre las medidas obtenidas de las trampas de sedimentos a 1000metros y los resultados del modelo a esta misma profundidad, tanto para elflujo de masa (figura 4.7a) como para el flujo de carbono (figura 4.7b). Losvalores finales de todos los parámetros utilizados se muestran en la tabla4.1. Como se puede apreciar, el acuerdo entre el modelo y las medidas essatisfactorio.

El acuerdo obtenido entre las medidas y los resultados del modelo a 1000metros de profundidad implica que se puede reconstruir el flujo de masa y elde carbono a cualquier profundidad. Esta es una de las principales ventajasde los modelos numéricos, que nos permiten ampliar y complementar las me-didas. En la figura 4.8a podemos ver el flujo de masa obtenido por el modeloa 200, 1000 y 2000 metros. En esta figura se pueden apreciar principalmen-te dos aspectos de este flujo. El primero de ellos es la disminución con laprofundidad. Esto se produce debido a la mayor importancia del fenómenode la desagregación frente a la agregación y representa una regeneración departe de los elementos que componen este flujo. Esta mayor importanciade la desagregación sólo se rompe en determinados momentos en los que el

4.3 Aplicación de COLDO en el punto Dyfamed 83

(4

1988 1989 1990

-Measures - - Model

25 -

1988 1989 1990

-Measures - - Model

Figura 4.7: Comparación de los resultados del modelo con las medidas experimen-tales a 1000 m para el flujo de masa (a) y el flujo de carbono (b).


flujo de masa o de carbono es muy pequeño. Promediando a lo largo de loscuatro anos que ha durado el estudio tenemos que solamente un 40% deltotal del flujo de masa exportado de la capa eufótica llega a los sedimentos.Otra característica importante de este flujo viene dada por el retraso quesufre la información en la columna de agua. El tiempo que tarda un cambioen llegar a una zona profunda viene dada por la velocidad de caída de lasgrandes partículas, que en el presente estudio fue estimada de 100 m día-‘.Así pues, un cambio en las condiciones a 200 metros tardará como media 8días en llegar hasta una profundidad de 1000 metros y 18 días para llegara 2000 metros. Esto explica, sin necesidad de tener en cuenta transporteshorizontales, aunque en ocasiones también puedan ser los causantes, que enun determinado momento el flujo de masa o de un elemento en particularpueda ser mayor a 2000 o 1000 metros que a 200, sin que ello signifique quela agregación sea más importante que la desagregación.

En la figura 4.8b se presentan los mismos resultados para el flujo decarbono. En ellos se observan las mismas características de la figura 4.8a,es decir, un retraso en la respuesta de los niveles más profundos y una dis-minución del flujo con la profundidad. Sin embargo, esta disminución esmás acusada en el caso del carbono. Así, tenemos que a 2000 metros deprofundidad, promediando a lo largo de los cuatro años de simulación, so-lamente llega un 15% del total del carbono exportado de la capa eufótica.Este resultado concuerda con otros obtenidos en otros puntos del océanomundial (Suess, 1980; Honjo, 1980; Wakeham et al. 1984; Lee y Cronin,1984; Wakeham y Lee, 1993) y es algo menor al obtenido por Walsh (1989)que estimaba que un 25% del carbono exportado de la capa eufótica alcanzalos sedimentos. Además de esto cabe señalar que en el presente trabajo nose han tenido en cuenta los sedimentos. En el trabajo de Walsh (1989) seestima que el 80% del carbono que llega a los sedimentos puede ser devueltoal estado disuelto en los mismos. Esto quiere decir que el carbono es casitotalmente regenerado antes de llegar a los sedimentos y por tanto puedeeventualmente volver a la capa eufótica y ser reutilizado dando así lugar aproducción nueva. Esta vuelta a la capa eufótica puede producirse medianteafloramientos de agua profunda. Otro mecanismo que puede devolver losnutrientes a la capa eufótica es el aumento de la capa de mezcla, producidopor el viento, por debajo de la capa eufótica. En ese momento los nutrientesque se encuentren disueltos, pueden volver a la capa eufótica aprovechandolos movimientos turbulentos dentro de la capa de mezcla, o bien, puede serel propio fitoplancton el que se encuentre a profundidad por debajo de estacapa.


2 5 0 T

Ñ-E 2 0 0

2

$ 1 5 0

E.

1 1 0 0LL

:g 5 0

0

1 9 8 7 1 9 8 8 1 9 8 9 1 9 9 0 1 9 9 1

-2OOm -------1OOOm ----2000m

NE3 3 0

F

E; 2 0

ã

$ 1 0

0

0

1 9 8 7 1 9 8 8 1 9 8 9 1 9 9 0 1 9 9 1

-2OOm .-..... 1 0 0 0 m - - - - 2 0 0 0 m

Figura 4.8: Resultados del modelo a 200,l000 y 2000 metros para el flujo de masa(a) y el flujo de carbono (b)


Como se ha señalado en el anterior párrafo, para calibrar el modelo en elpunto Dyfamed, los parámetros que se cambiaron fueron tanto la desagre-gación como la agregación por ser los que más directamente influyen sobreel flujo de partículas. Pero además de estos dos parámetros, la velocidad decaída de las grandes partículas también tiene su importancia para calibrarun modelo de estas características. En la figura 4.9 podemos ver como, contodos los parámetros de la tabla 4.1, varía el flujo de masa a 1000 metrosde profundidad al variar la velocidad de caída, durante los cuatro anos desimulación.

La variación que se produce va en el sentido de disminuir el flujo de

500 800 1000 1200 1400

Tiempo (Oh)

- 1 0 0 mh - - - - 5 0 mh - 2 0 mh

Figura 4.9: Flujo de masa a 1000 m de profundidad durante los cuatro años desimulación, en función de la velocidad de caída

masa. De esta forma, si la velocidad de caída de las grandes partículas seconsidera que es de sólo 50 m día-‘, es decir, la mitad de lo que se haconsiderado en este caso, el flujo de masa que llega a 1000 metros de pro-fundidad es solamente el 43% de lo que llegaba considerando 100 m día-rcomo velocidad de caída. Si la velocidad de caída fuese solamente de 20 mdía-‘, el flujo de masa que alcanza los 1000 metros de profundidad seríasolamente el 7%. Sin embargo, los valores del flujo a 1000 m son conocidos,por lo que si considerásemos una velocidad de caída menor de la que hemosconsiderado tendríamos que considerar una desagregación menor, o bien una


agregación mayor. Puesto que este valor de 100 m día-r se repite bastanteen la bibliografía, mientras que los valores tanto para la agregación comopara la desagregación varían mucho de unos lugares a otros, se ha preferidodejar fija la velocidad de caída y actuar sobre los coeficientes de agregacióny desagregación.

Una de las características de un modelo como el presentado en estecapítulo es que nos puede ayudar a distinguir el peso de los diferentes proce-sos por separado. Así, en la figura 4.10a podemos ver el valor de los procesosde agregación y desagregación sobre el flujo de masa a 1000 metros de pro-fundidad. En esta figura podemos comprobar como, en efecto, el peso dela desagregación es mucho mayor que el de la agregación, siendo el primerotres órdenes de magnitud más importante, excepto en épocas en que el flujode masa y carbono es muy pequeño. Además, podemos ver como el valorde la desagregación alcanza un valor de saturación y se mantiene constantedurante todo el proceso. Esto es así, porque se ha considerado que existela suficiente concentración de pequeñas partículas como para hacer que laagregación alcance su valor máximo. En la figura 4.10b podemos observarel valor de los mismos procesos para el flujo de carbono. El comportamientode estos procesos es similar al observado para el flujo de masa.

Como ya se mencionó anteriormente, aunque el patrón de variaciónestacional se repite de forma aproximada cada año, existen diferencias inte-ranuales marcadas, tanto en el valor de los flujos, como en la situación delos máximos anuales. Así pues, valiéndonos de los resultados del modelo serealizará a continuación una descripción más detallada dentro de cada año.Así, en la figura 4.11 podemos ver tanto el flujo de masa (a) como el decarbono (b) en todas las profundidades y durante todo el año 1987. En estafigura se observa tanto en el flujo de masa como en el de carbono un máximoa principios de marzo en superficie que va extendiéndose a todas las profun-didades hasta llegar a los sedimentos. Este máximo coincide con la explosiónde fitoplancton a comienzos de la primavera. Además existe otro máximosecundario a finales de Julio, siempre a 200 metros. Este máximo está biendocumentado (Miquel et al, 1994) y responde a un viento fuerte y bastantepersistente en el área de estudio. Este fuerte viento trajo como consecuenciaque la capa de mezcla se hiciese más profunda, haciendo que el fitoplanc-ton pudiese alcanzar mayores profundidad y aprovecharse de nutrientes a losque no había tenido acceso. Es por ello que en esta época se produce unaexplosión de fitoplancton secundaria. Tanto en el resto del verano como enel invierno los flujos de masa y de carbono disminuyen drásticamente.

En la figura 4.12 se muestran los resultados del modelo para los flujos de


-12 ! I1987 1988 1989 1990 1991

1 -Dloaggregation -Aggregation /

-2 ! I1987 1988 1989 1990 1991

- Disaggregation - Aggregatlon

Figura 4.10: Peso relativo de los procesos de agregación y desagregación para elflujo de masa (a) y el flujo de carbono (b) a 1000 metros de profundidad


masa (a) y carbono (b) en todas las profundidades para el ano 1988. Esteano no presenta grandes peculiaridades, puesto que puede observarse tam-bién un máximo primaveral de flujo de masa y carbono que se extiende hastalos sedimentos y un máximo secundario presumiblemente debido al viento.

Los resultados para 1989 difieren sin embargo de los obtenidos en los dosanos anteriores. Así, podemos ver (figura 4.13) como el máximo esperado enprimavera para el flujo de masa y el flujo de carbono es en esta ocasión muydébil ya a 200 metros y su influencia no se nota apenas por debajo de losmil metros. Tampoco existe un máximo secundario a principios de verano.Sin embargo, se observa el máximo anual de flujo de masa en otoño. Comohipótesis de trabajo pensamos que este máximo puede ser debido a aportesterrigénicos, principalmente traídos del desierto del Sahara por vientos decomponente sur (figura 4.13a). Esta hipótesis concuerda con los datos yresultados para el flujo de carbono, puesto que aquí no se observa ningúnmáximo en otoño, con lo que la componente principal del flujo de masa no esorgánica. Los aportes terrigénicos procedentes del desierto del Sahara hansido estudiados y se ha comprobado ya su importancia en el punto Dyfamed,aunque no se dispone de los datos exactos de esa época (Dulac et al., 1996).Otro resultado visible en la figura 4.13 es el aumento de la importancia dela desagregación en la columna de agua al disminuir el flujo, que hace quelos máximos obtenidos justo debajo de la capa eufótica no se trasladen a lossedimentos, o lo hagan de una forma muy suavizada. Esto debe ser así si lapoblación de heterótrofos que degradan esta materia es constante a lo largode los anos, aumentando la importancia de su labor cuando los aportes deflujo son menores.

Por último, en la figura 4.14 podemos ver los resultados del modelo en1990. La principal peculiaridad de este año la tenemos en que la explosiónde fitoplancton está muy concentrada en el tiempo y se traslada hasta lossedimentos. Tenemos máximos en primavera y principios de verano, dismi-nuyendo drásticamente a finales de verano, y en otoño e invierno.

De esta forma podemos decir que tenemos cubierto el objetivo delcapítulo, ya que poseemos una herramienta calibrada en el mar Medite-rráneo para el estudios de los flujos de materia, y más concretamente decarbono. A continuación se presenta una aplicación de este modelo a untipo peculiar de compuesto de carbono utilizado en paleo-oceanografía.

90

-500

- -1000

5BP

-1500

Capítulo 4. Modelo de Columna de Agua.

Mass Flux (Mg/Day/d). 1987. Dyfamed

7JIll. Feb. Mar. Apr. MV JUll. JUI. AUg. Sep. OCI. NOV. Dec.

Carbon Flux

JOll. Feb. Mar. Apr. MW JUll. JUI. Aug. S.ep. 0.3. NOV. oec.

Figura 4.11: Resultados en toda la columna de agua del modelo Coldo para elflujo de masa (a) y el flujo de carbono (b) durante el año 1987


Mas Flux (MgiDaylm2). 1988. Dyfamed

JMl. Feb. MW. Apr. Mv JWI. JUI. A u g . Sap. oct. NOV. D.C.

Carbon Flux

35-500

5

-20000

JOll. Feb. MW. Apr. MV JUll. JUI. Aug. Sep. oct. NOV. Dec.

91



Mas Flux (M@ay/m’). 1989. Dyfamed

Carbon Flux

JNI. Feb. Mar. *pr. w J”“. JUI. ug. ssp. OCI. NOV. Dec.



Mas Flux (Tvlg/Day/m2). 1990. Dyfamed

93

JUl. Feb. MW. Apr. MV JUll. JUI. AUg. s o p . OCI. NOV. OOC.

Carbon Flux

Jlll. Feb. Mar. Apr. M’Y JUll. JUI. Aug. sep. OCi. NOV. 09C.



4.4 Aplicación paleoclimática

La reconstrucción del clima en el pasado es una de las herramientas de que sedispone para la predicción del comportamiento futuro del clima, en funciónde los forzamientos que éste sufra, y su compresión presente. Para realizaresta reconstrucción hay que apoyarse en diferentes fuentes, generalmente ba-sadas en la habilidad de los organismos para ajustar su comportamiento alos cambios del ecosistema y dejar una huella de esos cambios en sus restos.Un importante parámetro en el funcionamiento global del clima es la tempe-ratura de la superficie del mar. Y uno de los mecanismos utilizados para lareconstrucción histórica de la evolución de esas temperaturas es el análisisde la concentración de una serie de compuestos químicos denominados al-quenonas.

Las alquenonas son cadenas de cetona largas, siendo por tanto trazado-res orgánicos. Las utilizados en paleo-oceanografía son principalmente lasalquenonas con 37, 38 o 39 carbonos y dos, tres o cuatro dobles enlaces, esdecir, di-, tri- y tetra-insaturados. Estos compuestos son producidos por untipo de cocolitophorido de naturaleza ubicua en el océano mundial denomi-nado Emiliana Huxley (Volkman et al., 1980), habiéndose descubierto másrecientemente otras fuentes de alquenonas (Conte et al., 1994). La propor-ción de alquenona de 37 carbonos con dos enlaces dobles sobre la mismaalquenona con tres enlaces dobles se relaciona con la temperatura del agua,y dado que esta especie forma parte del fitoplancton, esta relación dependeráde la temperatura del agua superficial (Marlowe, 1984; Brassell et al., 1986).El número utilizado para realizar esta reconstrucción es el denominado us?’que representa el grado de insaturación, cuya expresión viene dada por:

c37:2

“’ = (c37:2) + (c37:3)

(4.5)

donde C37:2 representa la concentración de alquenona con 37 carbonos en lacadena y dos enlaces dobles, y Cs7:s representa la concentración de la alque-nona de 37 carbonos pero 3 enlaces dobles.

A través de cultivos en laboratorio se han realizado diversos estudios quehan dado lugar a parametrizaciones de la temperatura de superficie del mar,en función del U371 encontrado en los sedimentos variando esta calibración deaguas cálidas (Prahl et al., 1988; Conte y Eglinton, 1993) a aguas más frías(Sikes y Volkman, 1993). Recientemente Ternois et al. (1996) concluyó que

4.4 Aplicación Paleoclimá tica 95

la calibración de Prahl et al. (1988) estimaba unos valores de la temperaturasuperficial sensiblemente inferiores a los medidos en el Mediterráneo, moti-vando una nueva calibración (U,, - .K’-O 041T-0.21) adecuada para esta cuencay que será tenida en cuenta en este estudio. Se supone que el U&’ es unparámetro que como tal no es degradado en la columna de agua y que portanto el valor que se encuentre en los sedimentos es el valor que se encontrabaen ese momento en la superficie marina, pudiéndose de esta forma realizarla reconstrucción de la paleotemperatura en los diferentes lugares.

El objetivo de nuestro estudio será aplicar el modelo que se ha calibra-do para el flujo de masa y de carbono en la estación Dyfamed al estudiode dos elementos diferentes como son el C37:2 y el C37:3. De esta formase pretende apoyar la hipótesis de la no degradación del parámetro Us?‘,así como estudiar el comportamiento del modelo en la reconstrucción de lapaleo-temperatura.

Para ello se dispuso de las medidas de flujo de masa y flujo de ambasalquenonas durante dos años, en el periodo comprendido entre 1993 y 1994.A estos valores se les aplicó la misma reconstrucción que la explicada parael carbono y el mismo suavizado previo a su introducción en el modelo comocondición de contorno. Para la inicialización de los valores de las pequeñaspartículas se dispuso de valores en la estación Dyfamed en la capa eufótica.Tal como se mostró para el carbono, el valor de la concentración de pequeñaspartículas, no hace variar apenas los flujos del elemento, con lo que se utili-zaron los valores de la capa eufótica en el resto de la columna de agua. Lascetonas de cadena larga no se encuentran nunca en fase disuelta, por lo queesta variable fue inicializada a cero y mantenida de esta forma durante todoel estudio. Esto implicó también que los procesos de adsorción y reminera-lización de grandes y pequeñas partículas son inexistentes y por tanto lasconstante que representan a estos valores tendrán el valor de cero. El restode parámetros del sistema adoptan los valores mostrados anteriormente parala experiencia del carbono (tabla 4.1).

Se procedió en primer lugar a la validación del modelo, previendo el casode que fuese necesario modificar las constantes de agregación o desagrega-ción. Esto no fue así, y las constates utilizadas en el estudio del flujo dealquenonas han sido las mismas que las utilizadas en el caso del carbono.Se procedió a la comparación de los resultados del modelo y las medidasobtenidas mediante trampas de sedimentos a 1000 metros de profundidad.Como se puede ver en la figura 4.15 (a-b) las medidas y los resultados delmodelo están en buen acuerdo tanto para la alquenona C37:2 (a) como parael C37:3 (b), probando que las constantes utilizadas en el caso del carbono


son validas también en el caso de las alquenonas.Se procedió entonces al estudio del flujo de estas dos alquenonas en

I I

Figura 4.15: Comparación de los resultados del modelo con las medias a 1000 mpara el c37:2 y el c37:3

todas las profundidades hasta los sedimentos, tal como se había hecho parael carbono. En la figura 4.16 se observa como en el caso de las alquenonastenemos, además del máximo de primavera coincidiendo con la explosión defitoplancton, otro máximo en octubre, que no se observaba para el carbono.Este máximo está bien documentado aunque varía de año a ano. La razónestriba en que la explosión de primavera en el Mediterráneo está principal-mente dominado por diatomeas (Marty et al., 1994; Miquel et al., 1994),mientras que, como se mencionó anteriormente, las alquenonas son produ-cidos por una especie perteneciente a la clase de los cocolitophoridos, quetienen un ciclo de producción diferente de las diatomeas. En el flujo perte-neciente al año 1993 vemos como el máximo de primavera y el de otoño sonde la misma magnitud, mientras que en 1994 prácticamente ninguno de losdos está presente.

Una vez comprobada la habilidad del modelo para la predicción del flujode las alquenonas, procedimos a estudiar el comportamiento de la variable

4.4 Aplicación Paleoclimática 97

Figura 4.16: Flujos de Cz,:z y C’37:2 en todas las profundidades para los años 1993y 1994

U&’ en la columna de agua, dentro del material particular. La intención deeste estudio era apoyar la hipótesis de que esta cantidad no sufre variacio-nes con la profundidad y que efectivamente el valor de Ua.$’ encontrado enlos sedimentos puede servir para reconstruir la temperatura superficial delocéano en el pasado. En la figura 4.17 podemos ver como efectivamente elus&’ no sufre variaciones con la profundidad, si bien se observa que las varia-ciones que sufre a lo largo del año se van suavizando a medida que aumentala profundidad. Esto hace que nos encontremos con un valor prácticamenteconstante al llegar a los sedimentos. Este resultado sugiere que el valor deUs?’ que encontremos en los sedimentos es representativa del valor medio dela temperatura superficial del agua durante ese año, aunque este suavizadopudiera ser un efecto del modelo.

Integrando el valor de U& a lo largo de toda la experiencia hemosobtenido un valor medio para el U,,IC' de 0.49. Utilizando la calibración deTernois et al. 1996 para el Mediterráneo, se obtiene un valor para la tempe-ratura superficial del punto dyfamed de 17.16ºC. Para poder comparar estevalor se utilizan los datos de la campaña Papadoc que mide con periodicidadmensual diversos parámetros hidrológicos de las aguas superficiales del pun-


0.6 T

0.3 -l I

11106!93 lema93 2lll1l93 7m3.w 15/06/94 23iuw64 imw

Tempo-ñam- -,olonl- - - sedmatos

Figura 4.17: Resultados del modelo para el valor de U$’ a 200, l000 y 2000 metros.

to Dyfamed, entre los que se encuentra la temperatura. Realizando la mediaen los meses que comprende el periodo de este estudio obtenemos una tem-peratura de 16.17º C, en relativo buen acuerdo con la obtenida por el modelo.

4.5 Conclusiones

Las conclusiones de la aplicación al Mediterráneo del modelo COLDO sonlas siguientes:

1 - Se ha obtenido una calibración de este modelo utilizando una seriede datos de 4 anos de duración para el carbono. En esta calibración se haconsiderado que los coeficientes de remineralización, de absorción y de coagu-lación pueden ser considerados constantes a lo largo del año e independientesde la profundidad. Esto es así debido a que la variación de la concentracióndel material disuelto y del elemento en pequeñas partículas es muy lenta conrespecto a la variación en el flujo de partículas grandes, y la influencia deestos procesos sobre el flujo de partículas no es muy importante.

2 - Para el coeficiente de desagregación se ha estimado como parametri-

4.4 Conclusiones 99

zación correcta la denominada exponential grazer distribution, considerandoque a 1000 metros de profundidad los seres vivos capaces de sintetizar elflujo de carbono han disminuido en un factor de e-l con respecto a los queexisten justo en la base de la capa eufótica, donde el flujo es mayor. Ademásse ha estimado que el coeficiente de agregación depende de la concentraciónde pequeñas partículas, alcanzando un valor máximo a partir de una ciertaconcentración, que se puede denominar de saturación.

3 - Se obtiene que menos de un 15% del carbono que cae hacia el fondodesde la capa eufótica llega a los sedimentos. Este resultado hace que estepunto sea comparable con otras zonas del océano.

4 - Se ha estimado que existe una variación interanual en los resultadosdel modelo, variación que es confirmada por las medidas realizadas a 1000metros de profundidad. De los datos del flujo puede verse que esta variaciónviene dada por causas externas al modelo, tales como las diferencias exis-tentes en los blooms de fitoplancton a principios de la primavera de cadaaño o los fuertes vientos que en verano pueden hacer que la capa de mezclaaumente su profundidad, permitiendo una entrada de nutrientes que pue-de provocar otra explosión de fitoplancton. Pero además de estos cambiosexternos se han apreciado otros cambios que dependen de estos. Así, ladesagregación aumenta su importancia a medida que disminuye el flujo, talcomo puede apreciarse durante el año 1989, donde apenas llega carbono alos sedimentos.

5 - Se ha puesto de manifiesto la utilidad del modelo para completar lainformación del flujo de carbono, así como para interpretar los datos.

6 - Se ha aplicado el modelo a los flujos de alquenonas. El modelo con-firma la hipótesis de no degradación de este parámetro en la columna deagua y se prueba la habilidad para reconstruir la temperatura superficial delMediterráneo.

Capítulo 5

Modelo 3D Baroclínico

En el capítulo 3 se estudió la dinámica del Mediterráneo a partir de un mo-delo de cajas y utilizando como trazadores pasivos los clorofluorocarbonos.En el presente capítulo se procederá al estudio de la dinámica del Medite-rráneo utilizando para ello un modelo numérico tridimensional baroclínico.Las ventajas de este tipo de estudios son varias. Una de ellas es que nos per-miten mayor precisión y en este sentido podrían ser considerados modelos debalances en los que cada punto de la malla fuese una caja. Además, permi-ten conocer de una forma más precisa la respuesta a diferentes forzamientos,tales como el viento, los intercambios de calor a través de la superficie o lasdiferencias de densidad en los estrechos. Otra ventaja es que estos modelos,al dar una información de la dinámica en cada punto pueden ser acopladoscon modelos biogeoquímicos, tales como el explicado en el anterior capítulo,pudiendo así proceder al estudio completo del ciclo biogeoquímico de cual-quier elemento en la cuenca bajo estudio. Dentro de las desventajas se debesubrayar que la complejidad de estos modelos, frente a la sencillez de losmodelos de cajas, implica una mayor posibilidad de error. Es por ello quesigue siendo oportuno el aplicar diferentes modelos a una misma cuenca ypoder comparar los diferentes resultados.

El problema del estudio de la dinámica de un fluido tal como el me-dio marino, es en principio posible conociendo los agentes forzadores deesa dinámica y aplicando las ecuaciones de balance del momento conocidascomo ecuaciones de Navier-Stokes, que no son más que la segunda ley de Ne-wton aplicada a un fluido, la ecuación de continuidad y una ecuación parala energía. Sin embargo, estas ecuaciones no son resolubles analíticamentemás que en casos muy sencillos y que desde luego no comprenden los casos

101


reales. Es por ello que se hace necesario el uso de técnicas de aproxima-ción numéricas para su resolución. En las últimas décadas el uso de estastécnicas para la simulación de la dinámica de fluidos en general, y del mediomarino en particular, ha aumentado gracias a la cada vez mayor potenciade cálculo de los ordenadores. Estas técnicas pueden dividirse en dos tiposfundamentales: Las técnicas de diferencias finitas y las de elementos finitos.Un enfoque diferente consiste en la técnica denominada de volúmenes finitosque será la utilizada en la presente aplicación.

Como se explicó en la introducción, el mar Mediterráneo ha sido obje-to de numerosos estudios en las ultimas décadas, debido a su importanciacomo laboratorio del cambio climático. Dentro de estos estudios, la aplica-ción de diferentes modelos numéricos ha ocupado un lugar destacado Así,se pueden citar la aplicación del Modular Ocean Model (MEDMOM) (Pi-nardi y Navarra, 1993; Roussenov et al., 1995; Wu y Haines, 1996, 1998),adaptado al Mediterráneo a partir de Modular Ocean Model desarrolladopor el Geophysical Fluids Dynamic Laboratory de la Universidad de Prince-ton y la versión para el Mediterráneo del Princenton Ocean Model (POM)(Zavatarelli y Mellor, 1995). Asimismo, el modelo OPA desarrollado en elLaboratoire d’Oceanography Dynamic et Climat (LODYC) en la universidadPierre et Marie Curie de París (Ch. Herbaut, 1996, 1998) ha sido aplicado ala cuenca occidental del Mediterráneo con éxito. También el modelo GHER(Geo-Hydrodynamics and Environment Research), desarrollado en la Uni-versidad de Lieja ha sido aplicado en el Mediterráneo (Beckers, 1991, 1997).En los últimos anos se ha venido desarrollando un proyecto financiado por laUnión Europea, denominado MEDMEX (MEDiterranean Models EvaluationeXperiment) encaminado a la comparación de estos modelos, poniéndose demanifiesto las diferencias entre ellos, así como una serie de carencias. Elpresente trabajo pretende pues la aplicación de otro modelo diferente quepueda aportar más elementos de intercomparación. Se utilizará para ello unmodelo de volúmenes finitos desarrollado por el Instituto Superior Técnicode Lisboa. Este modelo ha sido utilizado tanto en pequeños estuarios (Taboada et al., 1998; Montero et al. 1999) como en mar abierto, con buenosresultados. Asimismo, se pretende estudiar la dinámica con el objeto de po-der realizar el acoplamiento de este modelo con el modelo Coldo, explicadoen el anterior capítulo.

5.1 Modelo MOHID3D 103

5.1 Modelo MOHID3D

5.1.1 Descripción

Como se dijo anteriormente, los modelos hidrodinámicos comprenden la dis-cretización numérica de las ecuaciones de Navier-Stokes, además de las ecua-ciones de transporte para la salinidad y la temperatura y la ecuación deconservación de la masa, también denominada ecuación de continuidad. Seconsidera también la ecuación de estado del fluido que nos da la densidaden función de la temperatura y la salinidad. Previamente a la discretizacióny posterior resolución numérica, se han realizado ciertas aproximaciones enestas ecuaciones, que nos darán las denominadas ecuaciones hidrostáticasprimitivas, que son las utilizadas por el modelo numérico MOHID3D. Así,hay que tener en cuenta la aproximación de Boussinesq, que determina quelas variaciones de densidad son despreciables frente al resto de términos delas ecuaciones, a no ser que esta variación se encuentre multiplicada por lagravedad. Además se considera también la aproximación hidrostática, fluidoincompresible, Newtoniano y la aproximación de Reynolds. Con ello tendre-mos las siguientes ecuaciones:

-+-+c! = 0au avax ay a2

1 aP!k+u~+va2”-fv = ---aY Po a3.z

+ Ah Ahu + A, g

a2V+ Ah Ahv + A, d~2

dS a2Sz+“g+v- = Kh&s+K,,-dY d.22

aT d2Tyg+ug+v- = Kh&T+K,-aY dX2

donde (u,v,w) son las tres componentes del vector velocidad, f es el parámetrode Coriolis, g es la constante de aceleración de la gravedad, p es la densi-dad, siendo ps una densidad de referencia, p es la presión, S representa lasalinidad y T la temperatura. Ah y A, son los coeficientes de viscosidadturbulenta horizontal y vertical respectivamente, mientras Kh y KV son las

104 Capítulo 5. Modelo 3D baroclíníco.

difusividades horizontal y vertical. El operador Ah representa & + &, esdecir el laplaciano aplicado en las dos direcciones horizontales. La ecuaciónde estado que nos da la densidad en función de la temperatura y la salinidadse ha tomado de la bibliografía (Leendertse y Liu, 1978), siendo su forma lasiguiente:

p = (5890 + 382’ - 0.375T2 + 3S)/

(1779.5 + 11.25’2’ - 0.0745T2) - (3.8 + 0.01T)S +

0.698(5890 + 38T - 0.375T2 + 3S))

(5.2)

Si la ecuación de continuidad se integra sobre toda la columna de agua(entre la elevación de la superficie libre ~(Lc, y) y el fondo -h), se obtiene laecuación de la superficie libre:

----

(5.3)

donde ?? y v son las velocidades integradas en toda la columna de agua.La aproximación hidrostática tiene la forma:

rl

P(z) = Patm + SPO(rl - 2) + 9 J P’dz (5.4)Z

donde p’ = p - ps es la anomalía en la densidad. La ecuación 5.4 relaciona lapresión a cualquier profundidad con la presión atmosférica en la superficiemarina, el nivel de la superficie y la presión anómala integrada entre esaprofundidad y la superficie.

La resolución del sistema de ecuaciones (5.1-5.4) nos dará en cada puntodel sistema las tres componentes de la velocidad, la elevación de la superficielibre, la temperatura y la salinidad. Las aproximaciones que nos han lleva-do de las ecuaciones originales hasta el sistema de ecuaciones hidrostáticasprimitivas resuelto por el modelo se discuten con detalle en Montero (1999).La aproximación más problemática en la aplicación del modelo al Medite-rráneo es la hidrostática, debido a que en esta cuenca se alcanzan grandes


profundidades. Además, debido al proceso de formación de aguas profundasla componente vertical de la velocidad puede llegar a alcanzar velocidadesimportantes.

Con este sistema de ecuaciones queda descrita la dinámica del problema,siempre que definamos las viscosidades y difusividades turbulentas. A estadefinición se le denomina problema de cierre. De esta forma, la parametri-zación de los coeficientes de viscosidad y difusividad turbulenta es uno delos puntos clave en la aplicación de un modelo numérico a un área determi-nada. La razón de esta importancia reside en la naturaleza no lineal de lasecuaciones de Navier-Stokes, que hace que se transfiera energía entre escalasespaciales y temporales muy diferentes. El mismo hecho de discretizar unasecuaciones implica que necesariamente se pierden las escalas más pequeñasa las elegidas, con lo que esta información se debe recuperar a través de laparametrización de estos términos. En la parametrización de la viscosidady difusividad turbulenta horizontal debemos tener en cuenta que los pasosespaciales en horizontal en el medio marino son mayores que las escalas envertical debido a que también los gradientes en horizontal son mucho meno-res. Estos menores gradientes hacen que el término de difusión turbulentahorizontal tenga mucha menos importancia que el mismo término en verti-cal, y que normalmente se le considere constante. En la presente aplicacióndel modelo al Mediterráneo se ha considerado de esta forma, con lo cual elproblema de cierre queda reducido a la definición de la viscosidad turbulentavertical. Esta parametrización puede realizarse de diferentes formas. Así,puede hacerse un diagnóstico previo de los valores de la viscosidad turbulen-ta en cada nivel. A esta parametrización se le denomina de nivel 0, puestoque no implica la resolución de ninguna ecuación. Existen también los mo-delos de una ecuación (nivel 1) que resuelven la ecuación de transporte parala energía turbulenta vertical, considerando la entrada o pérdida de energíaen el sistema debido al viento o las diferencias de densidad provocadas porla evaporación o la precipitación. El siguiente paso en complejidad consis-te en los modelos de nivel 2, o de dos ecuaciones, donde se resuelve unaecuación de transporte para la energía cinética y otra para la tasa de disi-pación (modelos k-c), o bien una para la energía y la otra para la longitudde mezcla (modelos k-l). Además de estas dos ecuaciones pueden tenerse encuenta desvíos de ciertos parámetros que son considerados constantes en lasdos ecuaciones mencionadas anteriormente. Así, tendríamos un modelo denivel 2.5. Como se comenta más adelante, en nuestro caso hemos decididoadoptar una parametrización de nivel 0.

Se ha utilizado una malla de tipo Arakawa-C (Arakawa y Lamb, 1977)

106 Capítulo 5. Modelo 3D baroclínico.

para la discretización horizontal. Este tipo de malla tiene la ventaja de quefacilita la implementación de las condiciones de contorno, al ser descentra-da. Para la discretización vertical el modelo permite la utilización indistintade mallas cartesianas o mallas tipo CT siguiendo el perfil del fondo (Phillips,1957). La principal ventaja de las mallas tipo o está en que todos los puntosque se definen son puntos de cálculo. Además la implementación de las con-diciones de contorno en el fondo y la superficie es más sencilla. Sin embargo,su desventaja estriba en las zonas con un gradiente de profundidad elevado.En estas zonas es posible que un nivel o cruce la picnoclina, con lo que eltransporte horizontal que se genera cruza también la picnoclina, induciendouna mezcla que no existe en la naturaleza. La mejor combinación en estoscasos puede ser establecer una doble o o una combinación entre dos domi-nios, uno de ellos cartesiano y el otro en capa o. En la presente aplicación seha optado por una doble o, donde el límite entre ambos dominios se ha pues-to a 150 m. Pero además posteriormente se decidió, por razones de cálculonumérico, que la profundidad mínima de cálculo debería ser 150 m, para queel paso de tiempo no fuese prohibitivamente corto, con lo que el dominio CTsuperior es equivalente a un dominio cartesiano. El número de capas que secalculan en la aplicación son 31 correspondiendo las 20 primeras al domi-nio superior y las ll restantes al dominio inferior. Este numero de nivelesse escogió en consonancia con las prescripciones del proyecto MEDMEX,mencionado anteriormente. La distribución de estos niveles es idéntica a laescogida en este mismo proyecto por el modelo GHER. Esta distribución sepresenta en la tabla 5.1.

5.1.2 Resolución numérica

En el presente apartado se dará una descripción muy somera de las técnicasde discretización utilizadas por el modelo MOHID3D (Modelo HIDrodinámico3D). Para una revisión más amplia se remite al lector a los trabajos deP.Montero (1999) y F. Martins (1999). De una forma general, el modeloaplica las ecuaciones de la hidrodinámica a volúmenes de control en formade ecuaciones de balance. De esta forma la ley de conservación de un escalarU en un volumen de control u con fuentes Q dentro del volumen vendrá dadapor la ecuación:


Tabla 5.1:

Distribución de capas en los dominios oCapa 0 superior Capa 0 inferior

0.000 0.125 0.236 0.000 0.223 0.4010.334 0.422 0.499 0.542 0.654 0.7430.567 0.627 0.681 0.813 0.870 0.9140.729 0.771 0.808 0.945 0.978 1.0000.841 0.870 0.8960.919 0.939 0.9570.973 0.987 1.000

Distribución de capas en los dos dominios õ considerados

donde F representa los flujos del escalar en la superficie S que envuelve alvolumen considerado. De forma discreta esta misma ecuación se expresarácomo:

$$j) + c ($.?t) = QjRjcaras

(5.6)

En este método el volumen de control se calculará en cada iteración, permi-tiendo así separar las variables físicas del sistema de la geometría de la mallautilizada. Esto explica la versatilidad explicada en el apartado anterior ala hora de escoger la coordenada vertical, donde pueden escogerse diferentesdominios, ya sean o, cartesianas o isopícnicas (P. Montero, 1999).

Para la discretización temporal se usa un esquema semiimplícito de ti-po ADI (Alternating Direction Implicit) (Fletcher, 1991) donde el cálculode las componentes de la velocidad se realiza implícitamente en cada mediopaso temporal. La ventaja de este esquema es que su resolución implica lainversión de matrices tridiagonales, fácilmente implementables. El modeloMOHID3D tiene previsto la resolución con dos esquemas diferentes: el S21de 4 ecuaciones (Abbott et al., 1973) y otro de 6 ecuaciones (Leendertsee,1967).


Para la realización de la simulación numérica en el Mediterráneo se hadecidido seguir las directrices del proyecto europeo MEDMEX. De esta formalos resultados obtenidos podrán ser fácilmente comparados con los obteni-dos en este proyecto. Así, se ha escogido la malla utilizada por los gruposparticipantes en el proyecto para realizar la batimetría del modelo. Estamalla con una resolución de 1/4º es mayor que el radio de deformación deRossby en el Mediterráneo, que es de aproximadamente 10 km (Herbaut etal., 1996). De esta forma, el modelo no resolverá las inestabilidades baro-clínicas. El modelo será forzado con condiciones medias mensuales que serepetirán año tras año, también denominadas condiciones de año perpetuo.Por tanto con este experimento no se busca tanto el reproducir los detallesexactos de la circulación como el seguir los ciclos estacionales y reprodu-cir las características generales de la dinámica horizontal. Para simular elintercambio con el Océano Atlántico a través del estrecho de Gibraltar seconsidera una pequeña cuenca con fronteras cerradas. Los valores de sali-nidad y temperatura en toda la columna de agua en esta cuenca tendránun término de relajación hacia los valores conocidos, obtenidos a partir delos datos MODB (Mediterranean Oceanic Data Base, Brasseur, 1995). Estopermitirá conservar en todo momento las características del agua Atlánticay que el forzamiento que supone la diferencia de densidad entre el agua Me-diterránea y el Atlántica se conserve durante todo el proceso. La viscosidadhorizontal se consideró constante con un valor de 2000 m2a-r. Este valorpuede ser considerado típico para el Mediterráneo. El número de Prandtlhorizontal se considera 1 con lo que la difusividad turbulenta horizontal to-ma el mismo valor que la viscosidad.

Como se explicó anteriormente uno de los puntos más delicados en laparametrización de un modelo 3D es la implementación en el modelo de laviscosidad turbulenta vertical. En el caso del Mediterráneo el modelo esespecialmente sensible a esta parametrización puesto que como se ha expli-cado anteriormente una de las características que hace del Mediterráneo unacuenca interesante para su estudio es el fenómeno de formación de aguasdensas en varias zonas. Evidentemente para la simulación de este procesoes crucial la parametrización de los procesos de intercambio vertical. A laviscosidad vertical se le dio un parametrización denominada de diagnóstico,siguiendo los valores de Wu y Haines (1996), siendo ésta por lo tanto unaparametrización de nivel 0 como se explicó en el apartado anterior. De nue-vo, la difusividad vertical toma el mismo valor que la viscosidad vertical.Los valores que toma la viscosidad vertical en cada capa se muestran en latabla 5.2.


Difusividad y viscosidad en las diferentes capas del modeloCapa Viscosidad (cm%-r)31-29 0.30028-25 0.20025-13 0.050

12 0.030l l 0.02010 0.0109 0.005

8-2 0.0011 0.010

Tabla 5.2: Valores de la viscosidad en los diferentes niveles del modelo. La mezclaturbulenta es mayor en las capas superficiales y en el fondo por el efecto del ro-zamiento. Estos valores son válidos también para la dif’usividad, puesto que se haconsiderado un valor del número de Prandtl igual a 1

El valor de la vorticidad planetaria se tomó constante, puesto queanteriores trabajos demostraron que la variabilidad que se induce en la cir-culación del Mediterráneo por el cambio de latitud es despreciable frentea otros efectos tales como la topografía (Malanotte-Rizzoli y Bergamasco,1989). Todos los parámetros importantes en la aplicación del modelo se re-sumen en la tabla 5.3.

En los próximos párrafos describiremos con detalle los datos utilizadospara forzar el modelo a través del estrecho de Gibraltar y en su superficielibre. Para inicializarlo se utilizó un valor nulo para las tres componentes dela velocidad. Los campos iniciales de temperatura y salinidad fueron obteni-dos a partir del trabajo realizado en el proyecto financiado por el programaMAST (Marine Science and Technology) de la Unión Europea, denomina-do MODB (Mediterranean Oceanic Data Base, Brasseur, 1995). Entre losresultados de este proyecto se pueden obtener campos de salinidad y tempe-ratura sobre una malla con 20 niveles en vertical y una resolución de 1/4º.Los valores de estos campos fueron interpolados sobre la malla del modelo,constituyendo los campos iniciales de salinidad y temperatura. Para evitargradientes que pudiesen desestabilizar el modelo se permitió que durantelos dos primeros días de simulación el modelo se ejecutase sin transportarla temperatura ni la salinidad, para crear así una dinámica acorde con las


Parámetro Físico Valor Numérico

Paso espacial horizontal 1 /4ºPaso vertical 31 capas en doble-a

20 en el dominio superior y ll en el inferiorPaso temporal 60 s barotrópico

3600 s baroclínicoViscosidad y difusividad

Horizontal 2000 m2sm1Viscosidad y difusividad

Horizontal Nivel 0 (Diagnóstico)

Tabla 5.3: Parámetros utilizados en la aplicación del MOHID3D al mar Medite-rráneo

diferencias de densidad de los campos iniciales.

5.2 Condiciones de contorno

Las condiciones de contorno utilizadas para la resolución del modelo en elMediterráneo han sido las siguientes: en la capa del fondo se considera queno hay intercambio de momento, temperatura o salinidad. En las fronterascerradas la velocidad normal se considera nula, mientras que para la compo-nente tangencial consideramos flujo nulo. Para la temperatura y salinidadconsideramos al igual que en el fondo flujo nulo. Esta condición es sustitui-da por un término de relajación de Newton en la frontera de la cuenca querepresenta el Atlántico, para asegurar el mantenimiento de la doble capaen Gibraltar durante toda la simulación. Además de esta forma no tene-mos necesidad de especificar ninguna frontera abierta. Para las condicionesen la superficie libre se considera la denominada condición cinemática parala velocidad, implícita en la deducción de la ecuación para la superficie li-bre. Los intercambios de momento, temperatura y densidad se tratan másampliamente a continuación, debido a su importancia fundamental en la ge-neración de la dinámica del Mediterráneo.

Los agentes causantes de la dinámica en la cuenca Mediterránea sonesencialmente la diferencia de densidad entre las aguas Atlánticas y las Me-

5.2 Condiciones de Contorno 111

diterráneas, que hacen que se forme una doble capa antiestuárica y los in-tercambios de calor a través de la superficie, que conforman una cuenca deevaporación, debido a la mayor importancia de ésta sobre la precipitación.En realidad ambas causas son la misma, puesto que esta condición de cuencade evaporación hace que las aguas atlánticas que entran en el Mediterráneoa través del estrecho de Gibraltar aumenten su densidad. Además de estosdos agentes, el viento es un tercer factor a tener en cuenta.

5 .2 .1 Viento

Los datos de viento fueron construidos también en el marco del proyectoMEDMEX a partir de los datos del ECMWF (European Center for Mediumrange Weather Forecasts) reanalizados. Los ficheros construidos en el marcodel MEDMEX nos proporcionan el módulo de la velocidad y las compo-nentes a 10 metros de altura. Estos datos representan una media mensual.El coeficiente de arrastre del viento sobre la superficie marina se consideradirectamente proporcional al cuadrado de la velocidad del viento a 10 m,expresándose el tensor de esfuerzo en la superfìcie de la forma:

donde ,oa y po representan las densidades del aire al nivel de la superficie librey la densidad del agua al mismo nivel, respectivamente. VIO es la velocidaddel viento a 10 m de altura y Clo es un coeficiente de arrastre. Para estecoeficiente se han estimado varias relaciones empíricas, cuyo rango de validezdepende de la fuerza del viento. En la presente aplicación se ha utilizado unvalor para este coeficiente de 1.14 x 10m3 estimado por Large y Pond (1981)para vientos entre 4 y ll ms-l.

En la figura 5.1 podemos ver el tensor de esfuerzo ejercido por el vien-to en el mes de Enero. Se observa como el máximo de intensidad se sitúasobre el Golfo de León. Este viento denominado Mistral o Tramontana esun viento frío y seco que es un factor clave en la formación de aguas pro-fundas en el Golfo de León. En el Mediterráneo Oriental el viento sopladurante el invierno con menor intensidad que en la cuenca Occidental. Lacaracterística más destacada es la presencia de viento del nordeste sobre elmar Egeo, denominados vientos Etesios. Además puede notarse también lapresencia de vientos de componente nordeste, denominados Bora, sobre el


Figura 5.1: Tensor de esfuerzo en la superficie correspondiente al Mes de Enero.

mar Adriático. Estos vientos que proceden del continente son, al igual queel Mistral, muy fríos y secos y contribuyen a formar el agua profunda delAdriático, que será más tarde una componente principal de las aguas pro-fundas del Mediterráneo Oriental.

En la figura 5.2 se muestra el mapa de los tensores de esfuerzo ejercidospor el viento durante el mes de Agosto. Aquí podemos ver como la inten-sidad es mayor en la cuenca Oriental. Los vientos Etesios siguen soplando,mientras que en la cuenca Occidental, los vientos sobre el golfo de Leóncontinúan teniendo como componente principal la noroeste. No se observaen esta figura el Bora sobre el Adriático, poniendo de manifiesto el carácterestacional de este viento.

5.2.2 Temperatura y salinidad

Para mantener el forzamiento en el estrecho de Gibraltar se añadió al Me-diterráneo una pequeña cuenca simulando el Atlántico. Tal como se explicóanteriormente las fronteras de la cuenca Atlántica fueron consideradas cerra-das, y a los valores de salinidad y temperatura de la primera de las célulasde cálculo se le impuso un término de relajación hacia los valores obtenidos


Figura 5.2: Tensor de esfuerzo en la superficie correspondiente al Mes de Agosto.

de la base de datos MODB mencionada anteriormente, en todas las profun-didades.

Ademas, los intercambios de calor y salinidad a través de la superficiefueron parametrizados a través de un término de relajación añadido a lasecuaciones de transporte de la temperatura y la salinidad en la capa super-ficial del modelo, de la forma:

m- = . ..y(T - Tc)

ii- = . ..y(S - Sc)at(5-3)

donde 7 representa la velocidad de relajación hasta los valores de la tempera-tura y salinidad superficial y T, y S, representan los valores de temperaturay salinidad climatológicos, que en nuestro caso corresponden a los de la basede datos MODB. El valor de 7 en todas las simulaciones fue de 1 m dia-‘,lo que significa que una capa bien mezclada de 30 metros de profundidadnecesita 30 días para ajustarse a los valores de T, y S,.

Así pues, a partir de los datos obtenidos en MODB, se construyeron

Capítulo 5. Modelo 3D baxoclínico.

18 22 26 30

Temperatura ( “C)

Figura 5.3: Temperatura Superficial Mes de Enero y Agosto


ficheros mensuales para la temperatura y la salinidad superficiales. A partirde estos ficheros se realiza una interpolación lineal para obtener los forza-mientos diarios. En la figura 5.3a podemos ver el campo de temperaturasuperficial para el mes de Enero obtenido de la base de datos MODB. Enesta figura puede verse en general como existe una distribución norte-sur,teniendo las temperaturas más frías al norte y las más cálidas al sur, talcomo era de esperar. Las zonas más frías en la parte norte de la cuencaAlgero-Provenzal se sitúan en el Golfo de León, donde tiene lugar la forma-ción de aguas profundas. En la cuenca Oriental destaca especialmente elnorte del mar Adriático que debido al Bora que sopla durante el invierno, ya lo encajonado que se encuentra por el continente, se ve muy afectado por elclima continental. Esto mismo ocurre, aunque en menor medida, en la partenorte del mar Egeo. En la cuenca Levantina podemos destacar también unmínimo local en el centro del giro de Rodas, que se produce debido a losvientos etesios fríos y secos que soplan en esta zona, afectando en mayormedida a las aguas que ocupan el centro del giro de Rodas por su mayortiempo de residencia.

El campo de temperaturas superficiales obtenidas de la base de datosMODB en el mes de Agosto, mostrado en la figura 5.3b, conserva algunas delas características de la temperatura del mes de Enero, salvando las diferen-cias en los valores, que son siempre mayores en Agosto que en Enero. Así,en general las temperaturas más frías se encontrarán en la parte norte y lasmás cálidas al sur y en la parte más oriental de la cuenca Levantina, dondealcanzan valores de más de 28°C. En la cuenca Occidental las temperaturasmás frías en la superficie las tenemos en el golfo de León y en el mar deLiguria, mientras que en la cuenca Oriental en esta ocasión las temperaturasmás frías se trasladan desde el mar Adriático al norte de la cuenca del marEgeo, debido a la intensidad con la que soplan durante esta época del añolos vientos Etesios. En esta zona las temperaturas superficiales desciendenhasta temperaturas menores de 20°C, quedándose en el Adriático en tempe-raturas alrededor de 24°C.

En cuanto a las salinidades, en la figura 5.4a podemos ver la salinidadsuperficial de la base de datos MODB en el mes de Enero. En este caso, ladistribución general es oeste-este, correspondiendo de una forma general losvalores más pequeños a la parte Occidental y los mayores a la parte Oriental.En la cuenca Occidental se observan los máximos relativos en la zona delGolfo de León. Estos máximos están producidos por el Mistral, al igual quelos mínimos en la temperatura, lo que propicia un aumento en la densidad yla posterior formación de aguas profundas. Además, en la cuenca Occidental


36.0 37.0 38.0 39.0

Salinidad

Salinidad

Figura 5.4: Salinidad Superficial Mes de Enero y Agosto

5.3 Resultados 117

podemos observar los mínimos en la zona del mar de Alborán, siendo estemínimo un trazador del agua Atlántica que entra superficialmente a travésdel estrecho de Gibraltar. En la cuenca Oriental el máximo de salinidad enenero se encuentra en el centro del giro de Rodas, que es la zona de forma-ción de las aguas levantinas intermedias. En esta zona la salinidad supera elvalor de 39.

En la salinidad superficial obtenida de los datos de MODB del mes deAgosto podemos ver en la cuenca Occidental de nuevo la vena de aguaatlántica que forma la corriente argelina y el máximo relativo en el golfode León, producto del mistral, que aunque con menos fuerza que en invier-no, sigue soplando durante el verano, siendo este y los Etesios, vientos quesoplan de forma permanente una vez que hacemos las medias mensuales du-rante todo el año. En la cuenca Oriental como hecho más destacado podemosseñalar que las salinidades superficiales son en general mayores, como es deesperar por la mayor evaporación (figura 5.4b).

5.3 Resultados

5.3.1 Circulación

Como explicamos en párrafos anteriores, hemos escogido por su mayor sen-cillez ejecutar el modelo con un paso espacial de 1/4º tanto en longitudcomo en latitud, forzándolo con datos que representan medias mensuales desalinidad, temperatura y viento en superficie. De esta forma pretendemossolamente obtener el comportamiento dinámico y las variaciones a nivel es-tacional. Por ello en este apartado mostraremos las distintas característicastanto de circulación como de hidrología representativas de cada estación.

La metodología seguida será la comparación con las características co-nocidas de la circulación del Mediterráneo y explicadas en el capítulo 2. Alfinalizar la exposición de los resultados obtenidos por el modelo haremos unasíntesis de lo obtenido por otros modelos 3D aplicados al Mediterráneo, po-niendo de manifiesto las diferencias entre el MOHID3D y los demás modelos.

Circulación de invierno

En la figura 5.5 podemos observar la circulación superficial durante el mesde Enero a 10 metros de profundidad. En esta figura se ve como el agua


entra por el estrecho de Gibraltar. El primer giro anticiclónico de los dosque se han observado (Lanoit, 1984) es reproducido por el modelo, mientrasque el segundo no llega a formarse con claridad. A la salida del mar de Al-borán puede verse la corriente argelina, aunque no con total claridad. En lacuenca Algero-Provenzal podemos ver como la corriente argelina se despegadefinitivamente de la costa y se produce una corriente en sentido ascendente,yendo desde las Baleares hasta el norte de Córcega, donde se une con la co-rriente proveniente del mar Tirreno para formar el conocido giro ciclónico delMediterráneo Occidental. En cuanto al mar Tirreno vemos como la circula-ción en superficie está dominada por un giro anticiclónico, con una corrientedescendente hacia el sur, en la zona más al oeste de esta cuenca, es decir,en las costas de Córcega y Cerdeña. Este giro esperaríamos encontrarlo ensentido ciclónico, aunque en invierno aparece debilitado. Además tambiénse observa una corriente ascendente en las costas de Italia. En el canal deCórcega la circulación es hacia el este, como hemos señalado anteriormente.En el mar de las Baleares observamos la corriente formada conjuntamentepor la corriente ascendente de la cuenca Algero-Provenzal y la corriente quesale por el mar de Liguria.

En cuanto a la cuenca Oriental en superficie podemos ver la corriente

Figura 5.5: Circulación superficial de invierno. La escala se representa en la esquinasuperior derecha de la figura.

5.3 Resultados 119

que entra a través del estrecho de Sicilia. Esta corriente se divide en la cuen-ca Jónica. Por un lado podemos ver una corriente próxima a la costa, queforma un giro ciclónico en el golfo de Sirtre. Este giro ha sido observado,pero en sentido anticiclónico. Por otra parte tenemos una corriente haciael norte que forma un gran giro anticiclónico que domina prácticamente lacirculación en esta cuenca. Este giro, si bien no ha sido descrito como tal,si que se aproxima a la descripción realizada a partir de los datos del grupoPOEM (Malanotte-Rizzoli et al., 1997). Al este de ese giro podemos ver elgiro anticiclónico de Creta. En el Adriático podemos ver en el sur el giro ci-clónico, observado con anterioridad (Artegiani et al., 1997). El otro giro quees esperado no se observa con claridad. En la confluencia entre las cuencasJónica y Levantina vemos el denominado Mid-Mediterranean Jet (MMJ). Enla cuenca Levantina vemos un giro ciclónico, tal como era de esperar, peroalgo al sur de la localización donde esperaríamos encontrar el giro de Rodas.Además el giro anticiclónico de Mersha-Matruh no está presente. En cuantoa la circulación del mar Egeo, vemos que en el mar de Creta la circulaciónes predominantemente hacia el este, entrando por el mar Jónico y saliendohacia el Levantino.

En la figura 5.6 podemos observar la circulación a 150 metros de profun-

Figura 5.6: Circulación as 150 m de profundidad en invierno. La escala se repre-senta en la esquina superior derecha de la figura.


didad. A esta profundidad podemos observar la corriente saliente a travésdel estrecho de Gibraltar. El resto de giros que se observan a 150 metrosson los mismos que en superficie en la cuenca Occidental. La circulación enel estrecho de Sicilia es en este caso predominantemente hacia el norte, esdecir, desde la cuenca Oriental hacia la Occidental. En la cuenca Orientalla circulación es similar a la de superficie.

Circulación de Primavera

Figura 5.7: Circulación superficial de primavera. La escala se representa en laesquina superior derecha de la figura.

Como situación representativa de la primavera hemos escogido la circu-lación durante el mes de Abril (figura 5.7). En superficie la situación esrelativamente parecida a la observada en invierno, tal como era de esperar,por lo que solamente consignaremos en este párrafo las diferencias obser-vadas entre ambas situaciones. Así, en el mar Tirreno podemos ver comola corriente hacia el sur que baja por las costas de Córcega y Cerdeña nose observa apenas en esta situación y sin embargo al norte de esta cuencacomienza a formarse un giro ciclónico, tal como es de esperar. En la cuencaOriental se observan básicamente los mismos remolinos pero algo desplaza-

5.3 Resultados 121

dos. Así, el giro observado anteriormente en el golfo de Sirtre se ha movidohacia el norte y ya no se ve tan claramente. Siguiendo en la cuenca Jónicase observa que el giro de Creta ha desaparecido. En la cuenca Levantina, elgiro ciclónico que anteriormente ocupaba gran parte de la cuenca Levantinaoccidental, y que podía atribuirse al giro de Rodas, sigue presente pero seha desplazado hacia oeste. Ademas en el área donde esperaríamos el giro ci-clónico de Rodas aparece efectivamente un giro pero en sentido anticiclónico.En general podemos decir que la circulación en esta cuenca, tanto a 10 me-tros de profundidad como a 150 no se ajusta a lo esperado. Otro cambioa tener en cuenta es la aparición de un segundo giro ciclónico en la cuencaAdriática, que existe en esa Qpoca (Artegiani et al., 1997).

A 150 metros de profundidad seguimos observando la circulación pre-

Figura 5.8: Circulación a 150 m de profundidad en primavera. La escala se repre-senta en la esquina superior derecha de la figura.

dominantemente hacia el norte y el oeste en el estrecho de Sicilia y hacia elAtlántico en el estrecho de Gibraltar, mostrando la circulación antiestuáricaesperada para ambas cuencas (figura 5.8). Por lo demás se observan cambiosen los mismos lugares que se reseñaron para la superficie. Además podemosver que la circulación en el estrecho de Sicilia tiende más hacia el oeste,cuando en invierno derivaba más directamente hacia el norte.

122

Circulación de verano

Capítulo 5. Modelo 3D baxoclínico.

Figura 5.9: Circulación a 10 m de profundidad en verano. La escala se representaen la esquina superior derecha de la figura.

La circulación superficial en verano (figura 5.9) presenta como era de es-perar una circulación entrante tanto en el estrecho de Gibraltar como en elde Sicilia, manteniéndose así la circulación antiestuárica propia de una cuen-ca de evaporación. La circulación en el mar de Alborán es bastante intensapor comparación con el resto de la cuenca Algero-Provenzal, sin embargo losdos giros anticiclónicos reseñados en la bibliografía no llegan a formarse porentero, aunque si hay indicios de una circulación anticiclónica que quizá seobservaría si el paso espacial fuese menor. En la cuenca Algero-Provenzal lacirculación típica ciclónica no se presenta tan marcada, aunque sigue estandopresente. Esto puede ser debido a que el viento durante esta estación es másdébil que en invierno y primavera. En el Tirreno la circulación anticiclónicapresente en invierno ha desaparecido, para dar lugar a una corriente haciael este en la costa norte de Sicilia, mientras que en el norte de la cuenca estáocupada por un giro ciclónico, con agua saliendo por el mar de Liguria, paraunirse con la corriente que sale hacia el estrecho de Gibraltar pasando porel mar de las Baleares. En la cuenca Oriental seguimos observando que lacirculación está dominada por la presencia de varios remolinos. Así, en la

5.3 Resultados 123

cuenca Jónica, al oeste de Sicilia seguimos teniendo un giro anticiclónico. Lacorriente de Modified Atlantic Water (MAW) que entra en la cuenca Orien-tal a través del estrecho de Sicilia, se bifurca en dos partes. Una de ellascorre casi paralela a las costas de Africa, mientras que la otra parte entra enel giro anticiclónico del oeste de Sicilia. Las dos corrientes se unen entre lascuencas Jónica y Levantina formando la MMJ. La cuenca Levantina siguepresentando un giro ciclónico al sudeste de Creta, donde debería situarseel giro anticiclónico de Mersa-Matruh, mientras que en el lugar del giro deRodas, al sudeste de esta isla situada entre las cuencas Levantina y Egeaobservamos un giro anticiclónico. En la cuenca Adriática seguimos viendolos dos giros ciclónicos en la parte sur y en la parte central, que caracterizanla circulación en esta cuenca. En cuanto al mar Egeo, en su parte sur vemosque la circulación del mar de Creta, presenta una entrada de agua a travésde la cuenca Jónica y una salida hacia la cuenca Levantina. La circulacióndel Egeo está dominada por la presencia de un giro ciclónico.

La circulación a 150 metros de profundidad no presenta casi diferen-

Figura 5.10: Circulación a 500 m de profundidad en verano. La escala se representaen la esquina superior derecha de la figura.

cias con respecto a la circulación superficial. En la figura 5.10 se presentala circulación a 500 metros de profundidad. En esta figura podemos vercomo no están presentes los estrechos de Gibraltar ni Sicilia puesto que


sus profundidades máximas son menores de 500 metros. La circulación a500 metros no presenta un patrón de circulación muy definido en la cuencaAlgero-Provenzal. En la parte norte de la cuenca se ve el agua que circulahacia el estrecho de Gibraltar formando parte de la circulación de las aguasintermedias. En la parte sur se ve la corriente de retorno que subyace a lacorriente Argelina, hasta la mitad de las costa de Argelia, aproximadamente.Por su parte el mar Tirreno presenta una circulación ciclónica en su partesur, que no está presente en la superficie y una circulación más débil antici-clónica en la parte central. En la cuenca Oriental podemos apreciar el girociclónico en el sur del Adriático, mientras que toda la parte central y nortetiene profundidades menores de 500 metros. El mar Jónico presenta dosgiros. Uno de ellos ciclónico en la parte sur y el otro anticiclónico, que estápresente también en la circulación superficial. La cuenca Levantina presentaa esta profundidad una circulación dominada por los mismos giros presentesen la circulación superficial, mientras que el mar de Creta presenta tambiénuna circulación entrante desde la cuenca Jónica y saliente hacia la Levantina.

Circulación de Otoño

Figura 5.11: Circulación a 10 m de profundidad en otoño. La escala se representaen la esquina superior derecha de la figura.

5.3 Resul tados 125

En la circulación superficial de otoño (figura 5.11) se observa una vezmás la circulación entrante a través del estrecho de Gibraltar y de Sicilia.Como hechos diferenciales con respecto a la anterior circulación obtenidadurante los meses de verano, se puede decir que ahora el giro anticiclónicoen el mar de Alborán no está presente y la circulación ciclónica en la cuencaAlgero-Provenzal no se observa tampoco con claridad. En el mar Tirreno lacirculación aparece separada en dos giros. En la parte este se observa un girociclónico, mientras que en la parte oeste el giro es anticiclónico. En cuantoa la cuenca Oriental vemos los mismos dos giros ciclónicos en el Adriático.En el Jónico se sigue observando que la vena de MAW se divide en dos, peroahora el giro anticiclónico observado en la parte norte tiene menos fuerzaque en la circulación de verano. Por su parte en la cuenca Levantina ve-mos que el giro de Mersa-Matruh prácticamente no existe, mientras que elgiro de Rodas sigue siendo en sentido anticiclónico. Al norte de la isla deChipre vemos por primera vez una corriente hacia el oeste. Esta corrienteaparece documentada en la bibliografía como la Asia Minor Current (AMC,Robinson et al., 1991). La circulación en el mar Egeo no presenta un patróndefinido.

En cuanto a la circulación a 500 metros de profundidad (figura 5.12)

Figura 5.12: Circulación a 500 m de profundidad en otoño. La escala se representaen la esquina superior derecha de la figura.


vemos como la circulación más intensa tiene lugar en el frente denominadoOrán-Almeria. En la cuenca Algero-Provenzal podemos observar como enlas costas argelinas tenemos una corriente de retorno que a esta profundidades la componente dominante del agua que se dirige hacia el mar de Alborán,puesto que la circulación ciclónica en el norte de la cuenca no aparece a estaprofundidad. En el mar Tirreno podemos ver con claridad una corrientehacia el oeste en el norte del estrecho Sicilia, que se une posteriormente a lacorriente que va hacia el estrecho de Gibraltar por las costas argelinas. Alnorte de esta corriente se observan los dos giros descritos en la superficie,pero más débiles. En la cuenca oriental del Mediterráneo observamos denuevo el giro ciclónico al sur del Adriático, demostrando así su pervivenciaa lo largo del año y en cualquier profundidad. Además la cuenca Jónicasigue dominada por los dos giros descritos anteriormente, ciclónico al nortey anticiclónico al sur. El MMJ no se observa a esta profundidad, tal comoera de esperar, puesto que esta corriente está sobre todo formada por el aguaatlántica modificada que entró en el Mediterráneo a través del estrecho deGibraltar. En cuanto a la cuenca Levantina, el giro de Mersa-Matruh noaparece a 500 m de profundidad en otoño, mientras que el de Rodas aparecedesplazado hacia el este y sigue siendo anticiclónico.

5.3.2 Hidrografía

En la presente sección describiremos los mapas de salinidad y temperaturaobtenidos por el modelo para las cuatro estaciones del año en superficie ydiferentes profundidades.

Salinidad Superficial

En la figura 5.13a podemos observar el resultado del modelo para la salinidada 10 metros de profundidad en invierno. Se puede ver de forma general comola salinidad es menor en la cuenca Occidental que en la Oriental. Dentro dela cuenca Occidental tenemos el mínimo en el mar de Alborán y en las costasargelinas, denotando la presencia de la corriente de agua Atlántica modifica-da, denominada corriente argelina. Esta masa de agua se observa mucho másclaramente en esta figura que en la circulación superficial. Además tenemosel máximo local de salinidad en el mar Tirreno, como era de esperar, y enel golfo de León. Tal como se explicó anteriormente cuando tratamos los

5.3 Resultados 127

forzamientos, este máximo es debido a la presencia de vientos fríos y secosen esa zona. En cuanto a la cuenca Oriental podemos ver como se produceuna aumento gradual a medida que nos aproximamos al este, debido a laevaporación. El mínimo se presenta en el norte de la cuenca Adriática, don-de la poca profundidad y la presencia del Po disminuyen notablemente lasalinidad. Se observa el mismo efecto en el norte del mar Egeo, debido a laentrada de agua procedente del mar Negro, con una salinidad de aproxima-damente 15. Los máximos de salinidad en la cuenca Oriental se encuentranal norte de la isla de Creta.

La salinidad en primavera en la capa a 10 metros de profundidad se re-presenta en la figura 5.13b. En esta figura podemos ver prácticamente lasmismas características que en la salinidad de superficie en enero. En el Me-diterráneo Occidental la isolínea de 37.5 que podría representar la vena deAgua Atlántica Modificada se ha separado de la costa, mientras que la zonanorte, con salinidades mayores de 38, ha disminuido su área. Esto debe serasí debido a que en esta época del año, los vientos continentales secos nosoplan con tanta intensidad como durante el invierno. En el MediterráneoOriental observamos también las mismas características que en invierno, conmínimos en el norte de la cuenca Adriática y el mar Egeo. Como diferenciase puede ver que en la cuenca Levantina comienza a observarse un aumentode la salinidad producido por la acción de los vientos Etesios. Así, el máximoal norte de la isla de Creta supera en la superficie el valor de 39.

La salinidad superficial en verano (figura 5.13c) presenta al igual que eninvierno o primavera de forma general un aumento hacia el este. Dentro dela cuenca Occidental cabe destacar de nuevo la vena de MAW bien ilustradapor la isolínea de 37.5 a lo largo de las costas africanas hasta Túnez. Elárea de mayor salinidad se encuentra en la zona del mar Liguro y al este deCórcega y Cerdeña, denotando que la influencia del mistral sigue disminu-yendo durante estos meses. En cuanto a la cuenca oriental del Mediterráneo,vemos una tendencia bastante acentuada a aumentar hacia el este. Las sali-nidades son en general mayores que en primavera debido sin duda a la mayorevaporación producida por las mayores temperaturas en verano. En la partenorte de los mares Adriático y Egeo se obtienen los mínimos de salinidad detodo el Mediterráneo con valores menores de 37. Estos mínimos se explicanpor el aporte del Po en el norte del Adriático y la entrada de agua pocosalina procedente del mar Negro en la cuenca del mar Egeo. Cabe recor-dar que estas zonas son poco profundas ambas, con lo cual estos aportes sedejan sentir con mayor intensidad. Además el modelo está funcionando enmodo semi-diagnóstico con lo que los valores a lo largo de todo el año para


36.0 37.0 38.0 39.0

Salinidad

36.0 31.0 38.0 39.0

Salinidad

5.3 Resultados

3 6 . 0 3 7 . 0 3 8 . 0 3 9 . 0

3 6 . 0 3 7 . 0 3 8 . 0 3 9 . 0

S a l i n i d a d

Figura 5.13: Salinidad superficial en invierno, primavera, verano y otoño.


la salinidad y la temperatura superficiales no se van a alejar de los valoresreales obtenidos a partir de la base de datos del proyecto europeo MODB,tal como se explicó anteriormente.

En otoño los resultados del modelo para la salinidad en otoño a 10 metrosde profundidad (figura 5.13d)) muestran algunas diferencias con respecto alos resultados para el verano. Así, la isolínea de 37.5 ocupa ahora un menorespacio que antes, mientras que la isolínea de 38 situada más al norte cubreun espacio más amplio, debido a que los vientos fríos y secos procedentesdel continente se dejan sentir ya en esta estación. De esta forma en la zonadel mar Liguro y el golfo de León comienza la fase de precondicionamientoque dará lugar durante el invierno a la formación de aguas profundas. En lacuenca Oriental tenemos diferencias con respecto al verano principalmenteen el área de la cuenca Levantina, donde se presentan salinidades superio-res a 39.20 en el área al sudoeste de Rodas, donde también se forman lasaguas levantinas intermedias, debido sobre todo a este aumento de salinidad.Ademas de esto, debemos señalar que las salinidades al norte de los maresAdriático y Egeo vuelven a mostrar valores mínimos para todo el Medite-rráneo con valores inferiores a 36.50. Esto hace que la posterior formación deaguas profundas provenientes del Adriático se deba principalmente a la dis-minución de temperatura provocada por la influencia continental a diferenciade las aguas densas formadas en la cuenca Levantina, donde el principal fac-tor que aumenta la densidad de las aguas superficiales es el aumento de lasalinidad. Esto a su vez explica el hecho de que las aguas densas formadasen la cuenca Levantina ocupen profundidades intermedias por encima de lasaguas profundas provenientes del Adriático y desde 1990 en adelante tam-bién del Egeo.

Temperatura Superficial

En cuanto a la temperatura, en la figura 5.14a se presentan los resultadosdel modelo también a 10 metros de profundidad en invierno. En este casopuede observarse en general que la temperatura aumenta cuanto más al sur,debido a la influencia de la atmósfera sobre el medio marino. Dividiendo denuevo el Mediterráneo en cuenca Occidental y Oriental, vemos en la parteoccidental la vena de agua Atlántica modificada y el mínimo local en el gol-fo de León provocado por el Mistral, en el mismo lugar aproximadamenteen que se encuentra el máximo de salinidad. En la cuenca Oriental, tene-mos que el aumento de temperatura se hace patente en dirección norte-sur,

5.3 Resultados 131

pero también en la dirección este-oeste. Así, los máximos de temperaturase observan en la zona más oriental de la cuenca Levantina. El mínimo detemperatura en todo el Mediterráneo se encuentra en el norte de la cuencaAdriática, debido a la presencia del viento denominado Bora. Este vientocontinental frío y seco, y el encajonamiento del mar Adriático entre el con-tinente, hace que la disminución en la temperatura sea más notable que laque se produce en el golfo de León. Este mismo efecto se observa también,aunque de forma más atenuada en el norte de la cuenca del mar Egeo.

La temperatura superficial (10 m profundidad) en primavera puede ob-servarse en la figura 5.14b. En general, por comparación con la temperaturasuperficial en invierno, podemos ver como las temperaturas han aumentado.Así, la vena de agua Atlántica Modificada presenta temperaturas entre 14 y15ºC, mientras que en invierno no superaba los 14°C. Al igual que sucedecon la salinidad, la temperatura sigue marcando mínimos locales en el áreadel Golfo de León, pero con un aumento con respecto al invierno. Así pues,puede verse como en primavera las aguas del golfo de León, al no estar tansometidas al Mistral, aumentan su temperatura y disminuyen su salinidad,disminuyendo por tanto su densidad. Esto induce la aparición de una picno-clina muy marcada que hará que la concentración de nutrientes en la capaeufótica aumente y se produzca la explosión de fitoplancton que se explicóen el anterior capítulo. En cuanto a la cuenca Oriental, las temperaturasson también mayores. Así, puede verse como la temperatura del norte delAdriático es del orden de 13ºC, por los 11°C que se observaban en invierno,mientras que en el norte del mar Egeo tenemos temperaturas de 14°C porlos 13°C del invierno. Los máximos se vuelven a alcanzar en la parte másoriental de la cuenca Levantina con valores superiores a los 18°C.

Para los valores de temperatura obtenidos por el modelo en una situa-ción de verano (figura 5.14c) a 10 metros de profundidad se observa comoprincipal característica un aumento general con respecto a los valores deinvierno y primavera. Además se observa una relativa homogeneización, almenos en las aguas de la cuenca Occidental con temperatura en torno a los20°C. En la cuenca Oriental los valores aumentan hacia el sudeste, con va-lores que superan los 24°C en la parte más oriental de la cuenca Levantina.Al contrario de lo que sucedía en invierno y primavera los mínimos relativosde temperatura en la cuenca Oriental se encuentran en la parte norte de losmares Adriático y Egeo, pero este mínimo no es tan marcado, con zonas aleste del Egeo y al norte del Adriático con temperaturas menores de 20ºC.

La temperatura a 10 metros de profundidad en otoño (figura 5.14d) pre-senta valores menores que en verano, pero estos valores son todavía mayores


10.00 14.00 18.00

Temperatura (OC)

12.00 15.00 18.00

Temperatura (9)

5.3 Resultados 133

14 17 19 22 24

Temperatura ("c)

Figura 5.14: Temperatura superficial en invierno, primavera, verano y otoño.


que en invierno, estableciéndose un período de transición entre ambas esta-ciones. Así, vemos que el mínimo en la cuenca Oriental se presenta en lazona del golfo de León, en consonancia con la fase de precondicionamientoen la que nos encontramos, alcanzando valores menores de 18°C. El frentede las Baleares presenta unos valores de 20°C mientras que en el mar de Al-borán se observa una gran variabilidad en los valores de la temperatura. Enla cuenca Oriental debemos destacar que no se observan todavía los mínimosesperados en el norte del Adriático y el Egeo, que si se observan sin embargocon claridad durante el invierno.

Salinidad y Temperatura a 150 m

En la figura 5.15a se presentan los resultados del modelo para la salinidada 150 metros de profundidad en invierno. En general podemos observarque los valores son mayores que los obtenidos a 10 metros de profundidad.Además vemos como al no haberse producido todavía la formación de aguasprofundas la distribución de salinidad es bastante homogénea. Así, en lacuenca Occidental se observan valores de salinidad en torno a 38 en toda lacuenca, excepto algunas zonas del mar de Alborán, donde la presencia deaguas Atlánticas hace que ésta sea un poco menor. En la cuenca Orientallos valores aumentan rápidamente hasta un valor de 38.5 y a continuaciónaumentan en dirección oeste-este suavemente. Los valores máximos vuelvena alcanzarse al norte de Creta, mientras que los mínimos están situados denuevo el norte del Adriático y el Egeo. Conviene recordar en este momentoque la profundidad mínima de todos los puntos se tomó como 150 metrospor motivos de cálculo. Esto hace que al norte del Adriático aparezcan re-presentados todos los puntos cuando en realidad, hasta aproximadamente laparte media de esta cuenca, no se alcancen estos valores de profundidad.

Los resultados del modelo para la temperatura a 150 metros de profun-didad en invierno aparecen representados en la figura 5.15b. Observamos,al igual que en el caso de la salinidad, una distribución bastante homogéneade la temperatura en la cuenca Occidental. Se observa un mínimo local enla zona del golfo de León que podría ser indicativa, sino de la formación deaguas profundas puesto que esta formación no se observa en la salinidad, síde que el modelo ha entrado en la fase denominada de precondicionamiento,en la que las mezclas entre aguas superficiales y subsuperficiales empiezaa producirse. En la parte Oriental vemos el mínimo en la parte norte delAdriático, al igual que en superficie y los máximo en la zona sudeste. Un

5.3 Resultados

36.00 37.00 38.00 39.00

Salinidad

9.00 13.00 17.00

Temperatura (ºC)

Figura 5.15: Salinidad y Temperatura a 150 metros de profundidad en invierno.


mínimo local está presente también a esta profundidad en la zona norte dela cuenca del mar Egeo.

En cuanto a la distribución de temperatura y salinidad a 150 metrosde profundidad en las otras estaciones, no presentan prácticamente ningúncambio con respecto a los valores de superfìcie, observándose, al igual que eninvierno, una distribución bastante homogénea, tanto en la parte Occidentalcomo en la Oriental, para la salinidad y la temperatura.

Salinidad y Temperatura a 500 m

Para resaltar una de las características del Mediterráneo, que consiste en lahomogeneidad de las aguas profundas tanto de la cuenca Occidental como dela Oriental mostraremos los valores de salinidad y temperatura a 500 metrosde profundidad. Estos valores prácticamente no varían durante el año, porlo que hemos escogido los valores obtenidos en verano.

Así, en la figura 5.16a, podemos ver como efectivamente a 500 metros deprofundidad ya se percibe esta homogeneidad en los resultados del modeloen verano. Sin embargo, tal como sucede en la realidad, las característicasde esta agua profundas no son las mismas en la cuenca Occidental y en laOriental. Así, los valores de salinidad en la cuenca Occidental en veranoestán en torno a 38.4, mientras que en la cuenca Oriental estas agua tomanvalores de 38.8.

Para la temperatura (figura 5.16b) en verano los valores siguen mostran-do una homogeneidad, con valores para la cuenca Occidental en torno a 13°Cy en torno a 14°C en la cuenca Oriental con una zona intermedia en el marTirreno con valores en torno a 13.5ºC.

5.4 Comparación con modelos existentes en el Me-diterráneo

En la primera sección de esta capítulo hemos hecho una síntesis bibliográficade los modelos que a nuestro conocimiento han sido aplicados al estudio dela dinámica del mar Mediterráneo. Para realizar la síntesis de los resulta-dos más importantes, nos guiaremos por los resultados obtenidos en los dosprimeros años del proyecto MEDMEX, puesto que en él se aplicaron cincomodelos diferentes, con las mismas condiciones que el que se aplicó en el

5.4 Comparación con modelos existentes en el Mediterráneo 137

38.00 38.50 39.00

Salinidad

12.5 13.5 14.5 15.5

Temperatura ( ºC )

Figura 5.16: Salinidad y Temperatura a 500 m de profundidad en verano.


presente estudio.Los modelos utilizados en este proyecto han sido el GHER, el POM, el OPAy dos versiones diferentes del MOM. A continuación haremos una rápidasíntesis de las discrepancias que estos modelos presentaban con la realidad.Podemos comprobar como por ejemplo no todos los modelos representan bienlos giros anticiclónicos en el mar de Alborán. Solamente el OPA y el GHERreproducen dos pequeños giros. Por tanto podemos ver como el resultadosdel MOHID3D, que no representa muy claramente los giros, está acorde conestos resultados. En lo que hace a la corriente argelina, prácticamente to-dos los modelos la producen, pero se separa rápidamente de la costa. ElMOHID3D ha dado el mismo resultado. Esto nos puede indicar que el for-zamiento mensual del ECMWF es responsable de este comportamiento, talcomo ha sido también puesto de manifiesto por Myers et al., 1998. En cuantoal mar Tirreno todos los modelos muestran el inicio de la corriente liguro-provenzal, al igual que lo hace el MOHIDSD. La existencia de una circulaciónciclónica en su interior no es sin embargo bien representada por estos mo-delos. En cuanto a la cuenca Oriental, todos los modelos muestran como lacorriente argelina se bifurca en dos al entrar en la cuenca Oriental. Ademástodos ellos producen un giro anticiclónico en el golfo de Sirtre, excepto unade las versiones del MOM. Estos dos comportamientos son idénticos en elmodelo que se ha utilizado en el presente estudio. También todos los mode-los presentan un giro ciclónico en el Adriático sur. En cuanto a otros girospermanentes, todos los modelos muestran el giro de Rodas, más o menosclaramente, siendo quizá esta la mayor dificultad por el momento del mo-delo MOHIDSD, por la importancia de este giro en la circulación generaldel Mediterráneo. El giro de Mersha-Matruh no se ve con claridad en todoslos modelos ni en todas las estaciones del año, al igual que sucede con elMOHID3D.

La comparación de los resultados de otros modelos con en MOHIDSD,así como la comparación de los resultados de éste con los conocimientos ad-quiridos sobre la circulación del Mediterráneo, nos indican que el modeloreproduce aceptablemente la circulación horizontal. Sin embargo varias me-joras deberán ser introducidas en el mismo antes de realizar el acoplamientocon otro tipo de modelos. Así pensamos que la mala definición de los giros an-ticiclónicos en Alborán se debe principalmente al tamaño de la malla, que escomparable al radio de deformación de Rossby. La corriente argelina, que sealeja de la costa rápidamente, podrá ser mejorada cambiando las condicionesde viento. Comparaciones con forzamientos de procedencia diferente parael viento (Myers et al., 1998) han mostrado como el forzamiento procedente

5.5 Variabilidad estacional 139

de las medias mensuales de ECMWF tienden a alejar esta corriente de lascostas. Además para simular la corriente argelina con exactitud, habrá quehacer una revisión de la batimetría utilizada, puesto que en su propagacióntiene influencia el denominado efecto JEBAR (Joint Effect of BaroclinicityAnd Relief), que es el efecto conjunto de la baroclinicidad y la topografía.La circulación en la cuenca Tirrena debe ser en principio debida al viento,así como el resto de los giros superficiales en la cuenca Oriental. Por tanto elcambio de forzamiento, o la utilización de datos con una periodicidad diariaen lugar de mensual podrán mejorar los resultados del modelo.

5.5 Variabilidad estacional

En el presente estudio se ha analizado la variabilidad estacional tanto dela circulación como de la hidrografía a lo largo de un año, estableciendoel hecho de que ciertos remolinos son mantenidos durante todo el año, talcomo por ejemplo el observado en la parte sur del Adriático, mientras queotros como el giro de Rodas no están siempre presentes. Estos resultadosno pueden considerarse definitivos, puesto que el modelo habrá de ser ejecu-tado durante un período mayor de años y con un paso espacial menor. Sinembargo, sus resultados, por comparación a los obtenidos con el resto demodelos aplicados en el Mediterráneo pueden considerarse válidos. En esteapartado analizaremos el valor y las variaciones de parámetros tales comoel flujo entrante a través del estrecho de Gibraltar o la temperatura en to-do el dominio, completando los indicios del buen funcionamiento del modelo.

5.5.1 Flujo a través del estrecho de Gibraltar

El valor medio de este flujo a lo largo de todo el año es de 1.39 Sv. Estevalor está en los límites establecidos en la bibliografía, que se encuentranen 1.6 Sv como límite superior, establecido por Bethoux et al. (1980) y0.9 Sv. establecido por Bryden y Kinder (1992). Esto nos da cierto gradode seguridad en los resultados del modelo, puesto que el Mediterráneo esesencialmente forzado por este valor, que se relaciona directamente con ladiferencia de densidad inducida por la diferencia entre la evaporación total yla precipitación en toda la cuenca. En la figura 5.17 podemos ver los valoresque presenta a lo largo de todo el año. En esta figura podemos ver como losvalores oscilan entre 1.24 Sv el valor mínimo y 1.5 Sv los máximos, siendo la

140 Capítulo 5. Modelo 3D baroclínico

oscilación estacional algo mayor que del 10%. Esta variación debe venir im-puesta por la diferencia de densidad entre el agua Mediterránea y Atlántica,que vendrá dada por una parte por los valores obtenidos por el modelo enlos puntos de la malla pertenecientes al mar de Alborán y por otra parte alos valores de salinidad y temperatura de la base datos MODB, a los quetienden los puntos que simulan la presencia del Océano Atlántico.

Por otra parte, durante el capítulo dedicado a los modelos de cajas

Flujo entrante en Gibraltar

1.24 , , , , , , , , , , ,ene feb mar abr may jun jul ago sep oct nov dlc

Figura 5.17: Valor del flujo entrante desde el Atlántico hacia el Mediterráneo através del estrecho de Gibraltar.

se comentó que estos modelos, además de su sencillez podían servir paracomparar y en su caso calibrar los flujos obtenidos por un modelo 3D, queestá sometido a más incertidumbres. Si fijamos nuestra atención en el flujoque entra a través del estrecho de Gibraltar podemos ver como el flujo quese impuso para el cálculo de las concentraciones de CFC’s fue el calculadopor Bethoux et al. 1980, es decir, 1.6 Sv. En este caso el valor obtenidopor el modelo puede considerarse muy próximo a este, con lo que en estecaso podremos decir que el funcionamiento del modelo está siendo el correc-to. Evidentemente este trabajo habrá que aumentarlo en un futuro y hacercomparaciones con todos los flujos, para poder estudiar en toda su exten-sión el comportamiento del modelo 3D frente al modelo de cajas que ha dadobuenos resultados al comparar con datos reales. Sin embargo, esto requerirá

5.5 Variabilidad estacional

el realizar una simulación durante más de un año forzando siempre con losmismos valores tanto de viento, como de salinidad y temperatura, es decir,realizar la simulación denominada de año perpetuo, para asegurarnos de queel modelo ha alcanzado un comportamiento estacionario. Además, para re-producir con más fidelidad algunos flujos como los de formación de aguasprofundas necesitaremos tener los forzamientos con una precisión mayor quelas medias mensuales, puesto que al hacer el promedio estamos filtrandoseñales de un período menor, pero que pueden tener una importancia de-cisiva para provocar el fenómeno. Además será necesario al mismo tiempoimplementar en el modelo un cálculo de la viscosidad turbulenta vertical si-milar al TKE, para que el modelo pueda responder mejor a los forzamientosprincipales. Será también necesario disminuir el tamaño de la malla.

5.5.2 Temperatura global del modelo

Temperatura media (V)

14.2 ! , ,

ene feb mar abr may jun jul ago sep oct nov dic

Figura 5.18: Variación anual de la temperatura media en todo el Mediterráneo.

La temperatura media del modelo a lo largo de todo el año (figura 5.18)presenta una oscilación con una amplitud de 0.25ºC. El mínimo se presentaa finales del invierno, mientras que el máximo está situado a finales de ve-rano. Esta oscilación se presenta en prácticamente todos los modelos que se

142 Capítulo 5. Modelo 3D baroclínico

introducen en el Mediterráneo tal como queda patente en los resultados delproyecto MEDMEX.

5.6 Conclusiones

Como conclusión a este capítulo se puede decir que el modelo MOHID3D hamostrado su habilidad para simular la dinámica del Mediterráneo. Este tipode modelos habrán de ser refinados en el futuro para que puedan pronosticarde forma más exacta la circulación y los flujos entre las diferentes cuencas, ypoder de esta forma ser ejecutados junto con modelos biogeoquímicos parapredecir cambios en los flujos de los diferentes elementos y por tanto en losecosistemas.Los resultados de la aplicación del modelo al Mediterráneo han sido los si-guientes:1 - La aplicación del modelo ha seguido las directrices del proyecto MED-MEX. Así, se han utilizado los valores de la base de datos MediterraneanOceanic Database (MODB) para los forzamientos de densidad y tempera-tura. Los datos de viento proceden de los datos del European Centre forMedium Weather Forecasting (ECMWF). Estos datos son medias mensua-les, y el paso espacial del modelo se considera de 1/4º, por lo que la ventanaespectral de nuestro modelo será la macroescala.

2 - Se ha estimado con este modelo un flujo medio a través del estrechode Gibraltar de 1.39 Sv. Este flujo se encuentra actualmente indeterminadopuesto que en la bibliografía tenemos valores que van desde 0.9 hasta 1.6Sv. Además hemos estimado la variación que se produce en la temperaturaglobal del modelo a lo largo del año, siendo esta de 0.25ºC.

3 - La variación estacional se observa principalmente en la estructurahidrográfica. La circulación es semejante a lo largo del año, destacando va-rios remolinos que se mantienen durante todo el experimento, tales como lacirculación ciclónica al sur del Adriático o la circulación también ciclónicaen el norte de la cuenca Algero-Provenzal.

4 - Las aguas profundas del Mediterráneo presentan una homogeneidadque no ha sido todavía bien explicada y que es bien reproducida por el mo-delo.

Capítulo 6

Conclusiones

6.1 Conclusiones Generales.

En el presente trabajo se ha analizado por medio de diferentes modelos elcomportamiento actual del Mediterráneo, estimando los cambios producidosen su dinámica como consecuencia de la presión antrópica. Las conclusionesgenerales a las que se ha llegado en la aplicación de estos modelos han sidolas siguientes:

1 - Mediante un modelo de balances no estacionario se ha comprobadoque entre 1987 y 1995 se ha producido un cambio cualitativo en la circu-lación del Mediterráneo Oriental y se ha propuesto un nuevo esquema decirculación compatible con este cambio. El cambio ha consistido en la apa-rición de una nueva zona de formación de aguas profundas en el Mar deCreta. La cantidad de agua que se hunde cada año desde esta zona hacialas aguas profundas de las cuenca Jónica y Levantina ha sido cuantificada,siendo su valor de 1Sv. Este valor es compatible con cálculos anteriores.Esto quiere decir que la formación de aguas profundas en la cuenca Orientaldel Mediterráneo ha aumentado de orden de magnitud, puesto que antes deestos cambios solamente tenía lugar en el Mar Adriático, y en una cantidadde 0.3Sv.

2 - Se ha desarrollado un modelo geoquímico evolutivo 1D (COLDO)para el estudio del flujo de carbono exportado de la capa eufótica. Este mo-delo nos ha permitido conocer en un punto del Mediterráneo el porcentajede carbono exportado de la capa eufótica que llega a los sedimentos, siendo

143

144 Conclusiones

este valor del 15%. Este porcentaje es particularmente interesante puestoque se relaciona con la cantidad de carbono que abandona el ciclo global delCOa planetario.

3 - Con la finalidad de estudiar la circulación y poseer una herramien-ta que pueda ser ejecutada conjuntamente con modelos biogeoquímicos seadapta un modelo 3D baroclínico al Mediterráneo. Los cálculos realizadoscon este modelo nos han permitido reproducir la circulación horizontal y laestructura termohalina del Mediterráneo. El flujo entrante a través del es-trecho de Gibraltar tiene un valor medio anual de 1.39Sv estando en acuerdocon los valores de la bibliografía. Asimismo se reproduce adecuadamente lahomogeneidad de las aguas profundas de la cuenca Mediterránea. Sin em-bargo, al haber utilizado forzamientos promediados mensualmente no se hanreproducido importantes fenómenos tales como el de la formación de aguasprofundas.

6.2 Perspectivas.

Las perspectivas de continuación a este trabajo son amplias puesto que elestudio de cada uno de los 3 modelos (modelos de cajas, COLDO y MO-HID3D) que se han utilizado en el Mediterráneo puede ser continuado. Así,

1 - El modelo de cajas es una herramienta útil para el estudio de ciclosbiogeoquímicos de diferentes elementos que puedan modificar el ecosistema,tales como los nutrientes o los metales. La razón para aplicar el modelode balances a estos elementos es que su ciclo no es estacionario, y ello pordos razones. La primera es que la circulación misma no es estacionaria, talcomo se pone de relieve a lo largo del presente trabajo y la segunda es quelos aporte tampoco son estacionarios. Así pues, la aplicación del modelo debalances se presenta como una tarea necesaria para evaluar el impacto sobreestos elementos de los cambios en la circulación del Mediterráneo, puestoque el aumento en los aportes ya ha sido estudiado en anteriores trabajos.Un elemento para el que tiene especial interés esta aplicación es el oxígeno,puesto que si bien aumenta su concentración en las capas profundas debidoal aumento en la formación de aguas profundas, también aumenta su consu-mo por el aumento en el aporte de nutrientes.

Perspectivas. 145

2 - Los procesos que tienen lugar en la columna de agua han sido pocoestudiados hasta el momento en comparación con los procesos que tienenlugar en la capa eufótica. De esta forma la parametrización realizada en elmodelo de estos procesos podrá ser mejorada en el futuro.

3 - El modelo 3D de circulación deberá ser ejecutado durante un períodode tiempo mayor, y con forzamientos más detallados que las medias men-suales, para estudiar procesos tales como la formación de aguas profundas.También será necesario ejecutar el modelo con un paso espacial más pequeñoque 1/4º, para obtener procesos de mesoescala que han quedado fuera delpresente trabajo. Este modelo con forzamientos menos suavizados y un pasoespacial menor producirá unos flujos más realistas que deberán ser compa-rados con los utilizados en el modelo de cajas presentado en el capítulo 3.

Quizá la perspectiva más importante que quede después de este traba-jo sea la del funcionamiento acoplado del modelo MOHID3D y el modeloCOLDO, cuyo funcionamiento y características individuales se han visto eneste trabajo. De esta forma se añadirá el transporte horizontal y vertical aCOLDO que hasta el momento no se encontraba parametrizado. Por ellosolamente podía ser aplicado en puntos tales como Dyfamed, donde estetransporte fuese pequeño. Este acoplamiento nos permitirá estudiar el im-pacto de los aportes de origen externo, antrópico o natural, en la columnade agua. Así, podremos estudiar el impacto de los aerosoles provenientes delSahara sobre el flujo particular exportado, estudio que ya se ha realizado enla cuenca Liguro-Provenzal. También se podrá estudiar el impacto de losaportes de los nutrientes a través de los grandes ríos que desembocan en elMediterráneo, tales como el Ródano, el Po, el Nilo o el Ebro. Estos nutrientesaumentan a medida que la población de las cuencas de estos ríos crece y au-menta también su industria. Estos estudios nos permitirán conocer al nivelde todo el Mediterráneo el flujo de carbono que llega a los sedimentos y queabandona por tanto el ciclo de COa. Una vez realizados estos estudios se in-corporará el modelo GEOTOP, que estudia los procesos de la capa eufotica yque ha demostrado su aplicabilidad en diferentes puntos del océano mundial.

Capítulo 7

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