dinamica de fluidos geofisicos cap 2

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2. Movimiento de los ocanos

2.1 Forzantes

La circulacion ocenica est forzada por el esfuerzo de los vientos y gradientes de presin impuestos por la atmsfera, por los flujos de calor y agua en la superficie y por la atraccin gravitacional de otros cuerpos celestes. Los vientos y las mareas inyectan cantidades cercanas a 1 y 3.5 TW, repectivamente de energa cintica al ocano. No obstante, estas grandes cantidades de energa mecnica son pequeas cuando se las compara con el intercambio estacional de calor en superficie. Por ejemplo, mientras que se inyecta cerca de 0.1 W/m2 de energa mecnica en la zona de la plataforma, en latitudes medias las razones de calentamiento o enfriamiento son del orden de los 100 W/m2.

El principal efecto del intercambio de calor es modificar la densidad del agua hacindola mas o menos liviana, lo cual cambia la estratificacin de la columna. Adems, un calentamiento diferencial en las diferentes reas generar gradientes horizontales de densidad que tendran asociados gradientes de presin que inducirn corrientes. Estos movimientos se pueden pensar como formas de liberar parte de la energa potencial del campo de densidad creado por el calentamiento/enfriamiento.

2.1.1 Esfuerzo de los vientos

La magnitud y direccin del esfuerzo cortante que es ejercido por los vientos sobre la superficie de los ocanos depende de su velocidad. Si u=(u,v) indica la velocidad de los vientos horizontales a una altura de 10 m, entonces el esfuerzo de los vientos est dado por la siguiente relacion semi-emprica

=CDauu (2.1)

donde a=1.2 kg/m3 es la densidad del aire y CD = 10-3 es un coeficiente de friccin que depende de u.

La figura 2.1 muestra el esfuerzo medio anual de los vientos observados, separado en los dos componentes. Los valores mximos del esfuerzo ocurren para la componente zonal en el hemisferio sur y son del orden de 0.15 Pa, mientras que 0.05 Pa es un valor tpico. La estructura espacial del esfuerzo es similar durante todo el ao: vientos del este en los tropicos, fuertes vientos del oeste en latitudes medias, y vientos dbiles del este en latitudes polares. El esfuerzo meridional es mas dbil que el zonal y los mayores valores ocurren en los trpicos y en el ocano Austral.

La atmsfera tambin fuerza el ocano a travs de la accin de la presin atmosfrica sobre la superficie ocenica. Los gradientes de presin atmosfrica, que generan los vientos, tambin actan sobre el ocano y pueden inducir flujos debido al ajuste ocenico a los campos de presin atmosfrica. No obstante, la accin de la presin es generalmente un orden de magnitud menor que la accin directa del escfuerzo de los vientos.

Notas: Prof. Marcelo Barreiro 1

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

2.1.2 Flujos de calor

Los componentes del intercambio de calor en superficie se muestran en la figura 2.2. El principal forzante es la radiacin de onda corta solar Qs (0.5 m), la mayora de la cual es absorbida y slo una parte menor es reflejada (8%, A=0.08). Esta energa calienta el ocano y es devuelta en forma de radiacin de onda larga (Qb) o como combinacin de flujos de calor debido a la evaporacin (Qe) y transferencia de calor sensible por conduccin (Qc).


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Figura 2.2- Componentes de flujo de calor en superficie.

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

Qi=Q S(1A)Q bQeQc (2.2)

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

Como se puede observar en el primer panel de la figura 2.3, en la media anual hay un flujo neto de calor de la atmsfera al oceano en la zona ecuatorial y un flujo desde el ocano hacia la atmsfera en latitudes medias. En el verano del hemisferio sur (norte) hay un flujo neto de calor hacia el ocano en el hemisferio sur (norte). Los valores maximos de Qi son cercanos a 200 W/m2 y ocurren en enero en la regin de la corriente del Golfo en el Atlntico norte y en la corriente de Kuroshio en el Pacfico norte. Esto induce una gran asmetria zonal en el flujo neto de calor a traves de la superficie oceanica.


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

La energa solar promedio recibida en el tope de la atmsfera es cercana a 340 W/m2 y tiene una distribucin espectral de energa similar a la ley de radiacin de Planck de un cuerpo


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negro

I ()=C 1

5(eC2 TK1)

(2.3)

donde TK es la temperatura del Sol (6000 K), C1=3.74x10-16 W/m2, C2=1.44x10-2 m/K. En su pasaje a travs de la atmsfera esta distribucin es modificada por el scattering y la absorcin de gases como O2, O3, H2O y CO2 cuyas bandas de absorcin se observan claramente en la Figura 2.4.

Figura 2.4- Espectro de radiacin solar.

El albedo promedio del ocano es 0.08, lo cual implica que el 92% de la radiacin solar que llega a la superficie es absorbida. La mayor parte de esta radiacin se convierte en calor, excepto una componente importante en la banda visible entre 400 y 700 nm, denominada Radiacin Fotosintticamente Activa (RFA), que est disponible para la fotosntesis.

La figura 2.5 muestra la distribucin espacial de la radiacin solar media anual en superficie. Si bien, como es esperable, la radiacin recibida es mayor cerca del ecuador y menor en los polos, se observa la existencia de variaciones espaciales debido a la presencia fundamentalmente de nubosidad.

La absorcin de energa con la profundidad depende de la longitud de onda y sigue una ley de la forma


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dEd()dz

=Kd Ed( ) (2.4)

donde Kd es el coeficiente de atenuacin. Si Kd fuera constante el flujo de energa decae exponencialmente, o sea

Ed (z)=E0 eKd z (2.5)

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

Las componentes infraroja y ultravioleta se atenan rpidamente en los primeros mm. Solamente las regiones verde y azul del espectro, includas en PAR, penetran algunos metros en la columna de agua. En aguas claras la mayor penetracin es para =0.45 m cumpliendose que el 5% del flujo de energa en esta longitud de onda alcanza los 100 m. En la plataforma continental, debido a su gran turbidez, la atenuacin de energa es mucho mayor de tal forma que menos del 5% de la radiacin en el azul-verde penetra mas de 20 m.

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

La superficie ocenica acta como un emisor de radiacin que se aproxima a un cuerpo negro con temperatura entre 270-310 K. La energa total emitida por la superficie ocenica est dada por la ley de Stefan Boltzman

Qb0=s sT K4 (2.6)

donde s=0.985 es la emisividad y s la constante de Stefan-Boltzman. Debido a la potencia a la cuarta de TK la energa emitida por el ocano es mucho menor que la solar. Adems, cuando el cielo est cubierto la mayor parte de Qb0 es interceptado por las nubes y emitido de nuevo hacia la superficie por lo que la prdida de radiacin de onda larga Qb es


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menor que Qb0. La figura 2.6 muestra el promedio anual de radiacin de onda larga en superficie.

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

El ocano tambin pierde calor por evaporacin. En este proceso molculas con velocidad alta escapan de la superficie a la atmsfera llevando con ellas energa cintica mayor a la del promedio lo cual constituye una prdida de calor latente del ocano. Para una razn de evaporacin Ev (kg/m2/s) la prdida de calor es Qe=LHEv, donde LH es el calor latente de evaporacin.

Al contrario de los trminos radiativos que pueden ser medidos con radiometros, la evaporacin debe ser estimada por mtodos semi-empricos que relaciona Ev con otros parmetros

Qe=E v LH=1.5x103aW (qsqa)LH (2.7)

donde qa y qs son la humedad especfica del aire y su valor de saturacin a la temperatura de superficie del mar y W es la velocidad del viento en 10 m. La figura 2.7 muestra la media anual de calor latente en superficie.


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

El otro mecanismo de transferencia de calor no radiativo es la transferencia directa de calor por conduccin Qc debido a una diferencia de temperatura entre el aire y el agua y se denomina calor sensible. La prdida de calor por conduccin es mucho menor que el calor latente y tambin debe ser estimado a travs de una frmula emprica

Qc=1.45x103 caa W (T sT a) (2.8)

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

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

Los flujos de calor varan con la poca del ao y por lo tanto el flujo neto tambin. La figura 2.9 ilustra el patrn tpico de variabilidad estacional para cada uno de los flujos de calor en latitudes medias. Notar que la radiacin solar Qs es positiva todo el ao con mximos y mnimos en los solsticios de verano e invierno, respectivamente. La emisin de onda larga tiene poca variacin estacional pues la temperatura de la superficie del mar no cambia mucho durante el ao. El flujo neto Qi es positivo durante primavera y verano y negativo durante otoo e invierno (ver figura 2.3).

Adems de Qb, el otro trmino de prdida de calor importante es la evaporacin Qe. El calor sensible es una contribucin pequea y, de acuerdo al ejemplo de la figura 2.9, puede cambiar de signo durante el verano cuando la temperatura del aire es mayor que la del ocano. Qe y Qc tienden a seguir el ismo patrn estacional con valores grandes en invierno cuando los vientos son fuertes. Qb por el contrario tiene un mximo en verano cuando la TSM es alta y hay


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menor nubosidad.

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

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

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

HT=c pfondosfc

T K(z )dz (2.9)

La razn de cambio de HT est determinado por el intercambio de calor en la superficie y por el transporte de calor lateral neto Qv. El intercambio de calor con los sedimentos es pequeo y despreciable debido a la poca conductividad trmica de los mismos. As, el balance de calor en la columna est dado por

HT t

=Q S(1A)Qu+Q vQu=Qb+Qe+Q c

(2.10)

En la plataforma continental Qv es generalmente mas chica que los trminos de superficie por lo que Qi domina el ciclo de HT.


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

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

Qi=A0 sin(a t+) (2.11)

donde A0 es la amplitud del ciclo estacional, a la frecuencia angular y el ngulo de fase. Por lo tanto la variacin correspondiente en contenido de calor en la columna es

HT=HT+HT0 cos (at+)=HT+A0a cos(at+) (2.12)

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

Los efectos estacionales son mayores entre latitudes medias y las regiones polares. En altas latitudes la cobertura de hielos contnua inhibe el intercambio estacional. En regiones ecuatoriales no existe casi cambios en el contenido de calor ocanico durante el ao.

La figura 2.11 muestra la amplitud del ciclo estacional de TSM ajustando una sinusoide a la evolucin de la temperatura. Se observan mximos en 35-45 N/S y un mnimo en los trpicos.


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Figura 2.11 Ampitud ciclo anual de TSM.

Recordemos que un input de calor en superficie de Q aumenta la temperatura en T= Q/cp. Este aumento de temperatura, a su vez, reduce la densidad lo cual impone un empuje b (N/m3) dado por

b=g =g0 T=gQc p

(2.13)

Como este calentamiento est concentrado en la superficie, se desarrollan gradientes de densidad con aguas menos densas en superficie. Para redistribuir, o mezclar, esta agua menos densa es necesario entregar energa. Por lo tanto, un input de calor en superficie vuelve mas estable a la columna, mientras que la prdida de calor la vuelve mas inestable. Gradientes horizontales de densidad daran lugar a corrientes.

En latitudes medias el ocano muestra una termoclina permanente y otra estacional consecuencia de variaciones anuales en la insolacin y condiciones atmosfricas. Por el contrario en los trpicos slo existe la termoclina permanente (Figura 2.12).


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Figura 2.12 - Termoclina en diferentes regiones ocanicas.

La profundidad de la termoclina estacional puede ser explicada cualitativamente considerando la profundidad de penetracin de la radiacin incidente y los procesos de mezcla vertical que son fundamentalmente debido a la accin de los vientos. En primavera la termoclina es ms profunda que en verano pues los vientos son generalmente mas intensos y porque el ocano se vuelve mas estable a medida que la termoclina es mas intensa. As, a medida que avanza el verano la termoclina es mas somera y mas marcada. En el otoo la termoclina se debilita debido a la prdida neta de calor en la superficie. La combinacin de menor estabilidad, vientos mas intensos y conveccin vertical genera una termoclina mas profunda. En invierno la termoclina estacional desaparece y el proceso comienza nuevamente (figura 2.13).


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Figura 2.13 Crecimiento y decaimiento tpico de la termoclina estacional en un sitio de latitudes medias en el H.N.

Notar que en este proceso el calentamiento del ocano tiene un desfasaje con la radiacin solar de 2-3 meses: mientras que la insolacin es mxima en junio, el mximo calentamiento es en agosto-setiembre. Adems, se ve que el ocano tiende a almacenar calor durante el verano que luego se devuelve a la atmsfera en invierno. Es bueno mencionar que excepto en reas de conveccin profunda los cambios estacionales por debajo de los 200 m son muy pequeos en el resto de los ocanos.


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2.1.3 Flujo de agua dulce

El ocano recibe agua dulce a travs de las lluvias y de la descarga de ros, y pierde a travs de la evaporacin. Al igual que la transferencia de calor, el input de agua dulce cambia la estabilidad de la columna a travs del empuje.

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

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

lo cual es comparable al input de empuje por flujos de calor sobre grandes reas. La descarga de ros es fuertemente dependiente de la ubicacin geogrfica y tiene gran variabilidad estacional y anual. La figura 2.14 muestra la descarga media anual de los ros.

Figura 2.14 Descarga de agua dulce por los ros en kilmetros cbicos por ao ( 1

km3/yr=31.7 m3/s).

La figura 2.15 muestra la media anual del campo de evaporacin menos precipitacin. La estructura general tiende a ser zonalmente uniforme. Las zonas de grandes precipitaciones, con mximos cercanos a 10 mm/dia, se corresponden a la Zona de Convergencia Intertropical, y a la Zona de Convergencia del Pacfico Sur. Las regiones subtropicales, dominadas por anticiclones en superficie, son reas donde la evaporacin domina sobre la


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precipitacin y de poca variacin estacional en el flujo de agua. En latitudes mas altas la precipitacin domina sobre la evaporacin resultando en un flujo neto de agua hacia el ocano.

Figura 2.15 Evaporacin menos precipitacin (mm/dia) para DEF (panel superior) y JJA (panel inferior).


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2.2 Circulacin ocenica

Existen varias metodologias para medir corrientes, directas e indirectas. La forma indirecta usa medidas hidrogrficas de temperatura y salinidad para calcular corrientes, y que veremos mas adelante. Medidas directas de corrientes pueden realizarse con un correntmetro sujeto a una cuerda en la columna de agua o con un perfilador de corriente Doppler (ADCP), lo cual mide la velocidad euleriana. La otra forma directa de medir corrientes es a travs de la velocidad de un objeto que se mueve con la corriente usando, por ejemplo, un sistema de monitoreo satelital para saber la ubicacin del objeto con el tiempo. Las boyas ARGO son un ejemplo de estos instrumentos lagrangianos, que pueden inclusive posicionarse en un nivel dado de densidad.

En un primer acercamiento es conveniente dividir la circulacin ocenica en dos componentes: la circulacin forzada por el viento y la circulacin termohalina. La primera es directamente forzada por el esfuerzo de los vientos en superficie, mientras que para la segunda las variaciones de densidad (que generan empuje) debido a la distribucin de T y S juegan un rol dominante.

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

2.2.1 Circulacin forzada por el viento

La circulacin forzada por el viento es la mas energtica, pero est confinada al primer kilmetro del ocano. Como vimos anteriormente el viento ejerce un esfuerzo sobre la superficie proporcional al cuadrado de la velocidad. Esto produce olas e inyecta momento en la superficie ocenica.

La forma en que los vientos generan las corrientes es bastante mas complicada que simplemente suponer que son producto directo del esfuerzo de los vientos sobre la superficie ocenica, como parecera de comparar la estructura espacial de los vientos y corrientes de superficie. Si ese fuera el caso uno esperara que la intensidad de las corrientes y su direccin estuviera directamente correlacionada con los vientos y eso no ocurre; los giros ocenicos son asimtricos. Las corrientes en las mrgenes oeste de los ocanos son muy intensas y profundas, como por ejemplo, las corrientes del Golfo y Kuroshio en el hemisferio norte, y en menor medida la corriente de Brazil y la de Agulhas en el hemisferio sur. Por el contrario las corrientes en los bordes este de los ocanos son mas dbiles, como por ejemplo las corrientes del Per y de California.

Es bueno resaltar que las corrientes no son estacionarias y constantes en el tiempo. Mientras que siempre existen las corrientes mas importantes, la intensidad y direccin de las mismas cambia constantemente en escalas de das, semanas y aos. Tambin se pueden desarrollar anillos que luego se separan de las corrientes principales. Como ejemplo se muestra el


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trayecto que recorri una boya derivante en el Atlntico Sudoccidental (figura 2.17).

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


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Figura 2.17 Trayectoria de una boya lanzada el 18/11/2009 (tirangulo rojo) hasta el 21/12/2011.

Para caracterizar la intensidad de las corrientes se usa el concepto de transporte de masa o de volumen. El transporte masa es el flujo de masa a travs de una seccin de rea unidad por unidad de tiempo (ver figura 2.18)

M=u .ndA (2.14)


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dA

n

u

Figura 2.18 Esquema de transporte de masa y de volumen

El transporte de volumen se define como

Q=u .ndA (2.15)

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

De las corrientes de contorno oeste, la corriente del Golfo es la que transporta mayor volumen (88 Sv), seguida por la corriente de Agulhas. Notar que el ancho zonal de las corrientes es mucho mas pequeo que el ancho de la cuenca ocenica en todos los casos. En los lados este de las cuencas ocenicas existen corrientes mucho mas dbiles que aquellas de contorno oeste y son generalmente mas anchas. Ejemplos estas corrientes son: la de California, de Canarias y de Benguela.

En la zona ecuatorial existen corrientes intensas tanto en el Pacfico como en el Atlntico: la corriente ecuatorial del sur y la corriente ecuatorial del norte. Cerca de 4 N existe la contracorriente ecuatorial que va en direccin contraria a los vientos de superficie. Por ltimo, la Corriente Circumpolar Antrtica es la corriente dominante en el hemisferio sur que atraviesa el oceano Austral, en la nica region del planeta donde el ocano no tiene barreras meridionales. El transporte de esta corriente es cercana a los 140 Sv, el mayor de los oceanos.

Transportes tpicos de las mayores corrientesCorriente Ubicacion ValorAgulas 31S, Indico 70 Sv

Golfo 26N, Atlantico 32 Sv

Golfo 38N, Atlantic 88 Sv

Brazil 28S, Atlantic 22 Sv

Kuroshio 25N, Pacifico 22 Sv


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Kuroshio 33N, Pacifico 57 Sv

Este de Australia 30S, Pacifico 22 Sv

CCA 150E, Austral 147 Sv

CCA 60E, Austral 137 Sv

Tabla 2.1 Transporte de volumen de algunas corrientes

2.2.2 Circulacion termohalina

El intercambio de calor y agua entre el ocano y la atmsfera altera la densidad de las aguas en superficie. Como vimos, un calentamiento y lluvias aumentan la flotabilidad del agua, mientras que un enfriamiento y la evaporacin la disminuyen. Las aguas mas densas de superficie se hundiran hasta la profundidad de equilibrio y luego se dispersaran en el interior ocenico desplazando aguas mas viejas que se volvieron menos densas por la mezcla ocenica y subiran. Para cerrar la circulacin y alcanzar el estado estacionario la prdida de agua en la superficie debe ser reemplazada o sea que el agua desplazada deber llegar hasta la regin de hundimiento. Esto genera la circulacin termohalina y es mucho mas lenta que la circulacin forzada por el viento. Las corrientes asociadas son menores a 0.1 m/s pero mueve todo el ocano por lo que trae a la superficie aguas profundas que han dejado de estar en contacto con la atmsfera hace 500-1000 aos. Su descripcin se facilita a travs del concepto de masas de agua.

2.2.2.1 Diagramas T-S y masas de agua

Una tcnica desciptiva muy usada en oceanografa es graficar las variaciones de T y S en una columna de agua a varias profundidades y compararlas con observaciones similares en otras regiones de los ocanos. Es decir, se toman los datos de temperatura y salinidad medidas para una columna de agua en funcin de la profundidad y se los grafica T=f(S). El resultado es un diagrama T-S y la figura 2.19 muestra un ejemplo. Asimismo, se superponen las curvas de densidad constante calculadas con la ecuacin de estado.

La curvatura de las lneas de densidad constante en la Figura 2.19 es una indicacin de la no-linealidad de la ecuacin de estado. Si la densidad fuera calculada usando la relacin lineal 1.5 las lneas de densidad constante seran lneas rectas.

Los datos graficados proporcionan informacin cualitativa sobre el grado de estratificacin de la columna. Por ejemplo en los primeros 1000 m la lnea conectando las observaciones cruza varias curvas de densidad constante implicando una gran estratificacin. En cambio, en profundidad las curvas de densidad constante son casi paralelas a la lnea que une las observaciones implicando una baja estratificacin.

En oceanografa descriptiva se usa comnmente el concepto de masa de agua, que en realidad se origina en meteorologa. V. Bjerknes, un meteorlogo noruego, fue el primero en describir


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las masas de aire fras y secas que se forman en las regiones polares. Mostr que esas masas de aire se mueven hacia el sur, donde se encuentran con masas de aire mas clidas y hmedas formando frentes. De forma similar masas de agua de diferentes T y S se forman en diferentes regiones del ocano y estn separadas por frentes.

Tomczak (1999) define masa de agua como un cuerpo de agua con una historia comn de formacin y que tiene orgen en una regin definida del ocano. En su regin de formacin las masas de agua son las nicas existentes; en otras regiones del ocano las masas de agua se mezclan.

Figura 2.19 Diagrama T-S para una estacin hidrogrfica en el Atlntico norte. La densidad potencial cambia muy despacio por debajo de los 1000 m. La profundidad de las

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

Las masas de agua se forman en la superficie (capa de mezcla) donde las propiedades (T, S) dependen de procesos de calentamiento, enfriamiento, lluvia y evaporacin. Una vez que las aguas se hunden por debajo de la capa lmite T y S slo pueden cambiar a travs de la mezcla


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con otras masas de agua adyacentes. Como los procesos de mezcla en el ocano son muy dbiles la relacin de T y S de una masa de agua se mantiene y stas se movern a lo largo de lneas de densidad constante. As, las masas de agua pueden ser seguidas a grandes distancias de su regin de formacin.

Temperatura y salinidad son propiedades conservativas pues no hay fuentes de calor o sal en el interior ocenico. Otras propiedades, como el oxgeno son no conservativos pues puede cambiar por oxidacin de materia orgnica y respiracin.

Un tipo de agua es un punto en el diagrama T-S; una masa de agua es una lnea.

La figura 2.20 muestra el resultado de mezclar dos o tres masas de agua y cmo se representan en un diagrama T-S. La mezcla de dos masas de agua produce una lnea en el diagrama T-S; como las lneas de densidad constante son curvas la mezcla genera aguas mas densas (Figura 2.21).

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

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


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Figura 2.21 Mezcla de dos masas de agua de igual densidad produce agua mas densa que las dos originales.

La figura 2.22 muestra un diagrama T-S para el Atlntico sur en diferentes latitudes. Se pueden distinguir las siguientes masas de agua: Aguas Antrticas de Fondo (AABW), Aguas Profundas del Atlntico Norte (NADW), Aguas Antrticas Intermedias (AAIW) y Aguas Centrales del Atlntico Sur (U) cada una caracterizada por un rango de T y S diferentes (ver tabla 2.2).

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


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Masa de agua T (C) S (ppt)Aguas Profundas del Atlntico Norte (NADW)

2.0 4.0 34.9 - 35.0

Aguas Antrcticas de Fondo (AABW)

-0.5 0 34.6 34.7

Aguas Antrticas Intermedias (AAIW)

3.0 4.0 34.2 34.3

Aguas Centrales del Atlantico Sur (U)

5.0-18.0 34.3-35.8

Tabla 2.2

La figura 2.23 muestra un ejemplo de medida hidrogrfica que cruza el oceano Atlntico de norte a sur (A16 del WOCE Atlas). De las figuras podemos notar las diferentes masas de agua mencionadas mas arriba. Se observa que la lengua de baja salinidad que caracteriza la AAIW cuyo orgen es en la Antrtida; la lengua que viene del Atlntico norte en capas profundas con salinidad cercana a los 35 psu (NADW) y las aguas en el fondo con salinidad uniforme al sur del Ecuador (AABW).

Esta circulacin se observa pues en el Atlntico norte agua relativamente clida y salina transportada por la corriente del Golfo es enfriada en su camino hacia el norte. En ciertas regiones, por ejemplo el mar de Labrador y el de Groenlandia, la columna de agua se vuelve inestable verticalmente induciendo conveccin. El efecto neto es la formacion de aguas profundas (NADW). Luego, la NADW es transportada hacia el sur en profundidades medias como una corriente de contorno oeste, cruza el ecuador y conecta con las masas de agua del oceano Austral.

En el Pacifico norte no existe formacion de aguas profundas pues las aguas en superficie estn relativamente diludas. Por otro lado, existe formacin de aguas profundas cerca del continente Antrtico. En el Pacfico, este flujo de agua densa y profunda es compensada por un flujo de retorno en superficie que tambien conecta con las masas de agua del ocano Austral. Las masas de agua que entran al Atlantico desde el sur se denominan Antarctic Bottom Water (AABW) que fluye cerca del fondo ocenico y Antarctic Intermediate Water (AAIW) que fluye en profundidades medias (figura 2.23). El flujo de NADW desde el norte es tambin compensado por un flujo de superficie de aguas provenientes del ocano Indico y a travs del estrecho de Drake.


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Figura 2.23 Seccin hidrogrfica A16 WOCE Atlas.

Como se mencion antes, el agua tiende a mezclarse a lo largo de isopicnals. Por lo tanto es posible determinar el origen del agua determinando donde la isopicnal corta con la superficie. Esto sugiere que las aguas mas profundas provienen de latitudes polares, mientras que aquellas de profundidades intermedias provienen de latitudes no tal altas (ver figura 2.24). Una vez sumergidas las aguas se mueven despacio y pueden reaparecer en superficie cientos de aos mas tarde. Por ejemplo, el agua que aflora en el Pacfico norte puede haberse hundido en el Atlntico norte 1000 aos antes.


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Figura 2.24 Esquema idealizado de la circulacin oceaica profunda.

El flujo 3-dimensional de las diferentes masas de agua que fluyen a traves de los ocanos ha sido llamado Ocean Conveyor (ver figura 2.25).


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

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


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2.2.3 Transporte de masa global

Usando los datos obtenidos por WOCE combinado con analisis estadsticos ha sido posible obtener estimaciones precisas de los transportes en los ocanos. La figura 2.26 presenta los transportes de masa integrados zonalmente para varias secciones (unidades 109 kg/s). La lnea roja indica flujos superficiales y aguas relativamente clidas. La linea punteada amarilla representa aguas intermedias y profundas, y la lnea punteada azul representa aguas fras en el fondo ocanico. Las flechas no corresponden a corrientes ocenicas sino a transporte neto a travs de cada seccin hidrogrfica (en negro). Surgencia y hundimiento se indican con puntos y flechas, respectivamente y su color indica el nivel de donde se originan las aguas.

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

2.2.4 Transporte de calor

Los ocanos transportan entre una tercera parte y la mitad del total del transporte meridional de calor del sistema atmsfera-ocano necesario para balancear el exceso de energa recibido por los trpicos y el dficit de energa en zonas polares a nivel global. El transporte de calor es muy dificil de medir en forma directa y otros mtodos indirectos se han desarrollado para hacerlo usando los flujos de calor en superficie as como los datos hidrogrficos de WOCE.


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La figura 2.27 muestra el transporte de calor meridional para cada cuenca ocenica, as como el transporte total. El transporte meridional de calor en el Atlntico es positivo en toda la cuenca con un mximo de 1.2 PW cerca de 30N. En el Pacfico, el transporte de calor es hacia los polos en ambos hemisferios, marcando el hecho de que el ocano absorbe calor en el ecuador y luego es transportado a latitudes mas altas. El transporte en el ocano Indico es hacia el sur con un mximo de 1.0 PW cerca de los 15S. El flujo combinado de todos los ocanos tiene un mximo de 2 PW cerca de los 20 en cada hemisferio y luego decae hacia los polos.

Figura 2.27 Transporte meridional de energa transportado por todos los ocanos y por cada cuenca por separado.


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Para concluir, es bueno recordar que el ocano tambin transporta sal (o la ausencia de esta). Como se ve en la figura 2.15 hay un flujo positivo de precipitacion sobre los ocanos en el ecuador y latitudes altas, y un flujo negativo (evaporacin) en los subtropicos. Para compensar, la circulacion ocenica debe transportar agua dulce hacia las regiones donde domina la evaporacin y sal hacia las regiones donde las precipitaciones son mayores. Como resultado se obtiene que el Pacfico es una cuenca con un flujo neto de agua dulce desde la atmsfera al oceano debido a las intensas precipitaciones en la ITCZ, mientras que el Atlantico y el Indico son cuencas que en promedio evaporan mas.

2.3 Los ocanos y el clima

El clima vara en muchas escalas de tiempo. Un esquema idealizado del espectro de la variabilidad climtica se muestra en la figura 2.28. Obviamente, el espectro no es calculado ya que no existe una serie temporal que sea tan larga y con un paso temporal de horas. El espectro se construy analizando la energa en las diferentes bandas de muchas series temporales.

La figura 2.28 muestra tres tipos de variabilidad: (i) picos bien definidos que corresponden a variaciones forzadas peridicamente con una frecuencia de 1 da o 1 ao; (ii) picos mas anchos asociados a modos internos de variabilidad; y (iii) porciones continuas del espectro que reflejan variaciones estocsticamente forzadas, as como caos determinista.

Figura 2.28 Espectro climtico


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Entre los dos picos correspondientes a 1 dia y 1 ao se encuentra la variabilidad sinptica de los sistemas meteorolgicos de latitudes medias, concentrados entre 3-7 das, as como la variabilidad intraestacional (30-60 das). Inmediatamente a la izquierda del ciclo anual se encuentra la variabilidad interanual, o sea la variabilidad ao a ao. El fenmeno de El Nio es un factor importante en esta variabilidad con una frecuencia de entre 2-7 aos. El Nio es un fenmeno que ocurre debido a la interaccin de gran escala entre la atmsfera global y el ocano ecuatorial Pacfico; en ausencia de uno de estos medios El Nio no existira (figura 2.29).

Figura 2.29 Condiciones normales en el oceano Pacfico tropical (izquierda), y condiciones

durante el fenmeno de El Nio (derecha).

La energa en el espectro en escalas de tiempo interdecadales es probablemente debido a procesos internos en el sistema climtico: cada componente espectral puede ser asociado al menos en forma tentativa con un modo de variabilidad interanual o interdecadal.

La energa en la parte mas a la izquierda del diagrama representa variabilidad paleoclimtica. La informacin usada para incluir esos picos proviene exclusivamente de indicadores indirectos del estado del clima (no hay registros instrumentales). Ellos incluyen corales y anillos de rboles para los ltimos cientos y miles de aos, hielos para los ltimos 800.000 aos y sedimentos marinos para los ltimos millones de aos de la historia de la Tierra, el Quaternario. Durante este perodo se verifica la existencia de una alternancia de climas clidos y fros, los llamados Ciclos Glaciales cuya ciclicidad se manifiesta en anchos picos cerca de 20, 40 y 100 mil aos. Cambios en la rbita terrestre debido a variaciones en la precesion, inclinacion (oblicuidad) y eccentricidad tambin tienen ciclicidades cercanas a 20 kyr, 40 kyr y 100 kyr, respectivamente, lo cual ha llevado al desarrollo de la teora astronmica de variaciones climticas (Milankovich) aunque la relacin entre forzante y respuesta es mas complicada que una simple respuesta lineal. Ver figura 2.30.

Dentro de los ciclos glaciares existen oscilaciones de mayor frecuencia prominentes en los registros del Atlntico Norte. Ejemplos de estos ciclos son los ciclos de Dansgaard-Oeshger con una periodicidad de entre 1-2.5 miles de aos, caracterizados por rpidos cambios en la temperatura de alrededor de la mitad de la diferencia entre estados glacial y interglacial


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(figura 2.31).

Figura 2.30 Variaciones climticas en el ltimo millon de aos y fozantes astronmicos.

Figura 2.31 - Dansgaard-Oeshger events (picos angostos) en los ltimos 40.000 aos en el Artico.


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El resumen, la variabilidad climtica observada puede resultar de procesos internos al sistema climtico as como ser una respuesta a forzantes externos. Por ejemplo, la variabilidad de 3-7 das asociada a la variabilidad sinptica aparece como consecuencia de la inestabilidad de la circulacion atmosfrica, y El Nio es consecuencia del acoplamiento ocano-atmsfera en el trpico. Variabilidad interna en escalas mas largas puede ocurrir a traves de inestabilidades de los estados de los componentes mas lentos del sistema climtico como los hielos o los ocanos. Por lo tanto, an manteniendo el forzante (solar) constante, el sistema climtico mostrara variabilidad en muchas escalas temporales.

Cambios en la circulacin ocenica pueden influenciar el clima en forma sustancial a traves del impacto en el transporte de calor meridional. Esto puede afectar la temperatura media global y la precipitacin, as como su distribucin en el tiempo y el espacio. Por ejemplo, pequeos cambios en la circulacin de superficie del Atlntico norte han sido asociados a variabilidad interanual e interdecadal observada en el registro instrumental del ltimo siglo.

2.4 Los ocanos en el ciclo del carbono

Los ocanos forman una parte integral en el ciclo del carbono (figura 2.32). La figura indica que:

1. Los ocanos guardan 50 veces mas dixido de carbono (CO2) que la atmsfera2. Fluye mucho mas carbono a travs de los ocanos que el producido por los combustibles

fsiles.3. Una cantidad de carbono igual al que contiene la atmsfera realiza un ciclo a travs del

ocano en 8 aos [(750 GT) / (92 GT por ao) = 8.3 aos]; 4. El flujo que entra y sale del ocano es mayor que el flujo que entra y sale de los

continentes.

El ciclo del carbono en el ocano tiene dos partes, una parte fsica debido al CO2 que se disuelve en el agua, y una parte biolgica debido a la conversion de CO2 en carbohidratos hecho por el fitoplancton.

1. Bomba fsica o de solubilidad: El dixido de carbono se disuelve en las aguas fras del ocano de altas latitudes. Este CO2 es luego llevado al ocano profundo por las corrientes donde permanece por cientos de aos, y eventualmente procesos de mezcla llevan el agua desde la profundidad a la superficie. Los ocanos liberan carbono en regiones tropicales (figura 2.33). Este sistema de corrientes marinas profundas es la bomba fsica del carbono que ayuda a sacar carbono de la atmsfera y lo guarda en el ocano.

2. Bomba biolgica : El fitoplancton ocenico usa luz, CO2, agua y nutrientes para producir carbono orgnico y oxgeno, lo cual constituye la base de la cadena alimentaria marina. A medida que el carbono pasa por los consumidores en superficie la mayor parte es convertido en CO2 y devuelto a la atmosfera. Una parte del carbono, no obstante, llega hasta el fondo ocenico donde es remineralizado a CO2 por


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bacterias. El resultado neto es un transporte de CO2 de la atmsfera al ocano profundo donde permanece cientos de aos. La estructura de la cadena alimentaria y la abundancia relativa de las especies influencia cuanto CO2 terminar en el fondo ocenico. Esta estructura est determinada en gran parte por la disponibilidad de nutrientes como nitrgeno, fsforo, silicatos y hierro. Una pequea fraccin del carbono que llega al fondo ocenico queda eventualmente enterrado (0.4%) y guardado en los sedimentos por millones de aos (figura 2.34).

Figura 2.32 El ciclo del carbono est dominado por el ocano el cual absorbe 50% del CO2 emitido a la atmsfera por la actividad humana. El carbono que llega al fondo ocenico puede ser guardado por millones de aos. Unidades en Giga toneladas (109 toneladas) de carbono.


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Figura 2.33- Flujos de CO2 a traves de la superficie ocenica. Positivo hacia la atmsfera.

Figura 2.34 Bombas fsica (derecha) y biolgica (izquierda).


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La figura 2.35 muestra el color de los ocanos. El color es proporcional a la cantidad de pigmentos de clorofila cerca de la superficie excepto en aguas cercanas a la costa ricas en sedimentos. A su vez, clorofila es proporcional a la cantidad de fitoplancton: agua con gran densidad de fitoplancton es verde mientras que agua ocenica pura es azul marino. Como se puede ver, el color de los ocanos muestra que el fitoplancton est mayormente concentrado a lo largo de las costas, en la zona ecuatorial de los ocanos Pacfico y Atlntico, sobre las plataformas continentales y en altas latitudes, especialmente en el Atlntico norte.

Figura 2.35 Concentracin de clorofila en los ocanos.

2.5 Mareas

Las mareas son la elevacin y el descenso del nivel del mar causadas por el gradiente de la fuerza de atraccin gravitatoria de la Luna y el Sol sobre la Tierra. Este forzamiento de los ocanos es en general considerado en forma separada del esfuerzo del viento y los flujos de calor y agua ya que gran parte de la circulacin general de gran escala de los ocanos puede ser comprendida sin tomar en cuenta a las mareas.

Por otro lado, en muchas regiones de la plataforma continental las mareas consisten en el mayor fozamiento mecnico del ocano. Por ello, la regin costera y de la plataforma continental merecen un tratamiento diferenciado al del ocano abierto. Adems de la fuerte influencia de las mareas, estas regiones estn afectadas en forma importante por la descarga de ros y la batimetra.


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Los marinos han conocido la existencia de las mareas por miles de aos, y su relacin con las fases de la luna. Deducir la relacin exacta, no obstante, llev el trabajo de grandes cientficos como Galileo, Descartes, Kepler, Newton, Euler, Bernoulli, Kant, Laplace, Airy, Lord Kelvin, Jeffreys, y Munk. A pesar del trabajo constante a lo largo de los aos, todavia existen preguntas fundamentales: Cual es la amplitud y fase de las mareas en cualquier punto del ocano o a lo largo de la costa? Cual es la direccin y velocidad de las corrientes de marea? Donde se disipa la energa de las mareas? La respuesta a estas preguntas no es simple, y el primer mapa global de mareas del ocano profundo fue publicado recin en 1994.

Por otro lado, la prediccin de mareas a lo largo de las costas y puertos es mucho mas simple. Registros de maregrafos sumado a la teora de forzamiento de mareas provee una descripcin precisa de las mareas cerca de los maregrafos. Es bueno notar que mientras la amplitud de las mareas en alta mar es menor que 1 metro, cerca de las costas la amplitud es generalmente mayor y en algunos casos alcanza o sobrepasa los 10 metros (figura 2.36).

Figura 2.36 Lineas cotidales (lneas que unen puntos con igual pleamar simultnea) y amplitud de la marea M2. La amplitud se indica por los colores, y las lineas blancas son

lineas cotidales que difieren en 1 hora. Los arcos curvos alrededor de los puntos anfidromicos (cero amplitud de la marea) muestran la direccion de las mareas, cada uno indicando un

periodo de 6 horas.


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Las mareas tambin contribuyen a que los efectos de las tormentas se vean acentuados. Cuando los vientos asociados a tormentas soplan sobre la plataforma continental somera, el agua tiende a apilarse contra la costa. Este aumento en el nivel del mar se conoce como marejada (storm surge). Si la marejada coincide con marea alta (pleamar) el nivel del mar durante la tormenta ser muy alto y los efectos contra la costa ms destructivos.

2.5.1 Fuerza generadora de mareas - Teora de equilibrio

Para entender cmo aparecen las fuerzas que generan las mareas examinaremos el caso de la Luna. La teora de equilibrio determina la forma que adquirira la superficie de una Tierra completamente cubierta de agua bajo la accin de las mareas, sin inercia ni corrientes (o, habiendo dejado pasar un tiempo suficientemente largo para que el ocano se ajuste al forzante).

La fuerza generadora es el gradiente del campo gravitatorio de la luna y el sol y como es una fuerza conservativa tiene un potencial asociado. [Fuerza conservativa es aquella cuyo trabajo realizado entre dos puntos es independiente del camino seguido y vale F=U donde U es el potencial.] Para calcular el potencial de mareas consideremos la figura 2.37 e ignoremos por el momento la rotacin terrestre. La fuerza de atraccin de la luna (por unidad de masa) produce un potencial VM sobre un punto de la superficie terrestre dado por

(2.16)

donde M es la masa de la luna y la constante gravitacional.

Figura 2.37 Diagrama de coordenadas para determinar el potencial de mareas.

Para el tringulo de la figura 2.37

(2.17)

y sustituyendolo en 2.16 se obtiene

(2.18)


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Como r/R

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Figura 2.38 Componente horizontal de la fuerza generadora de mareas cuando el cuerpo celeste que genera la marea (luna o sol) se encuentra sobre el ecuador en Z.

Si permitimos que la Tierra rote, un observador desde el espacio vera que la deformacin en la superficie que representa la marea de equilibrio se movera fija relativa al eje Tierra-luna. Para un observador en la Tierra la deformacion de la superficie parece rotar alrededor de la Tierra pues la luna parece moverse a alrededor de 1 ciclo por da. La luna produce mareas altas cada 12 hs y 25.23 minutos en el ecuador si la luna est sobre el ecuador. Notemos que no hay exactamente dos mareas por da pues la luna est rotando tambin alrededor de la Tierra. Por ltimo, la luna pasa solo dos veces por encima del ecuador en un mes lunar lo cual complica la imgen simple de mareas de equilibrio en una Tierra cubierta de ocano.

Las fuerzas generadoras de mareas debido al sol se calculan de la misma forma mostrada arriba. La importancia relativa de la luna y el sol en generar mareas es similar:


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por lo que la luna genera fuerzas cercanas al doble de las generadas por el sol.

2.5.2 Descomposicin armnica de las mareas

A medida que la Tierra rota las fuerzas generadoras de marea debido a la luna y el sol varan en forma regular con perodos dados por el da lunar (24 hs y 50.47 minutos) y el da solar (24 hs). Existen adems otras variaciones mas pequeas en otras frecuencias debido al movimiento orbital de la luna alrededor de la Tierra y del sol alrededor de la Tierra. Un anlisis matemtico riguroso de las fuerzas generadoras de marea muestra que el espectro del forzamiento consiste en un nmero grande de lneas espectrales asociadas a frecuencias especficas (figura 2.39).

Figura 2.39 Espectro esquemtico de constituyentes de la fuerza generadora de mareas.

Las lneas espectrales estn concentradas en tres grupos de frecuencias: semi-diurnos (2 ciclos por da), diurnos (1 ciclo por da), y de perodo largo (semi-mensual o semi-anual). Cada frecuencia identificable en el espectro se denomina constituyente de marea y es posible escribir la fuerza generadora de marea en cualquier punto de la Tierra como una suma de los constituyentes individuales

V=n=1N

Ancos (n t+n) (2.23)

donde An y n son las amplitudes y las fases de los constituyentes. Las frecuencias n se conocen precisamente pues dependen de los movimientos orbitales de la luna y el sol.

La respuesta del ocano global a este forzante es en principio posible de calcular si se conoce la batimetra de los ocanos. La prediccin de las mareas de primeros principios, originalmente propuesto por Laplace, es no obstante muy complicado y solo ha sido posible


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hace unos 10 aos a travs del uso de modelos numricos de gran resolucin. La alternativa, tambien anticipada por Laplace, es tratar la marea observada como una suma de harmnicos con las mismas frecuencias que el forzante de mareas pero con aplitudes y fases diferentes

(t)=n=1N

H n cos (n t+ngn) (2.24)

Esta idea fue desarrollada por Kelvin, Darwin y Doodson, entre otros, y di lugar al anlisis harmnico de las mareas en el cual la mareas es tratada como la suma de constituyentes sinusoidales independientes. Las amplitudes Hn y fases gn de los constituyentes se determinan a travs del anlisis de la elevacin del mar usando, por ejemplo, mnimos cuadrados. A pesar de que el nmero de trminos N en la expansin terica de V es grande (cerca de 400) en la prctica las amplitudes de muchos de esos constituyentes son muy pequeas y la marea puede ser representada adecuadamente por solo unos 20 constituyentes. La tabla 2.2 muestra algunos de los constituyentes mas importantes y sus frecuencias. Los constituyentes se identifican por un smbolo y una letra indicando algo sobre el origen del constituyente y un subndice que indica la especie (1=diurno, 2=semidiurno). Por ejemplo, el constituyente semidiurno mas importante generado por la luna (y generalmente el mayor de todos) es el M2.

Smbolo Nombre Perodo (horas)M2 Lunar principal 12.42

S2 Solar principal 12.00

N2 Elptico lunar mayor 12.66

K2 Declinacional Luni-solar 11.97

K1 Declinacional Luni-solar 23.93

O1 Declinacional lunar mayor 25.82

Mf Lunar quincenal 13.7 das

Tabla 2.2- Constituyentes de marea mas importantes

En la mayor parte de los ocanos las mareas semidiurnas tienden a predominar y los constituyentes diurnos son pequeos. No obstante, existe una tendencia a que las dos mareas diarias no sean iguales, un efecto que aparece del hecho que la luna se mueve al norte y al sur del ecuador en su ciclo mensual alcanzando una declinacin (altura angular sobre el ecuador) de 28.5 grados. Cuando la luna se encuentra arriba o abajo del ecuador el eje del elipsoide de deformacin se mueve con ella dando lugar a la desigualdad en la amplitud de las 2 mareas diarias y aparece, por ejemplo en el constituyente O1. La figura 2.40 muestra la evolucin pronosticada para la marea en Montevideo y se observa la predominancia de las frecuencias semidiurnas, as como de la diferencia en amplitud entre las 2 mareas diarias.


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Figura 2.40 Prediccin de mareas para Montevideo (http://www.tide-forecast.com).

La interaccin de los constituyentes M2 y S2 (los mayores en muchas regiones costeras) produce un ciclo de unos 14.79 das en el cual las mareas alternan entre mareas vivas con gran amplitud de pleamar y bajamar y mareas muertas. Esta modulacin se pueden entender en trminos de la posicin de la luna y el sol relativo a la Tierra. Si la Tierra, la luna y el sol estan alineados (luna llena o luna nueva) entonces los elipsoides generados por la luna y el sol se alinean y se producen mareas grandes. Las mareas muertas ocurren cuando el sol y la luna estn en cuadratura (luna en cuarto menguante o cuarto creciente). Ver Figura 2.41.


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Figura 2.40 Esquema de mareas vivas y muertas.

2.5.3 Energa de mareas

La mayor parte de la energa entregada para mantener las mareas ocurre en el ocano profundo, pero una gran parte de la energa es disipada en los aguas someras de la plataforma donde las fuerzas de friccin son mucho mayores. La mayora de la energa entregada por las mareas a la plataforma proviene del ocano profundo a travs de ondas. Los procesos involucrados se vern mas adelante.

La luna entrega energa a la Tierra a una razn de 3.2 TW (1Tw=1012 W) mientras que el sol entrega unos 0.5 TW. Al da de hoy se cree que cerca del 75% de esta energa entregada se disipa en los mares someros, mientras que el resto es consumido en el ocano profundo en parte a travs de la generacin de ondas y mareas internas. La figura 2.41 muestra la distribucin espacial de la disipacin de la energa de mareas. Se observa que la mayor parte se disipa en regiones de plataforma especficas, tales como en el Atlntico sudoccidental.


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Figura 2.41 - Distribucin espacial de disipacin de energa de mareas.

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

shelf seas.


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dinamica de fluidos geofisicos cap 2