Una Introducción a la Oceanografía Física

por Matthias Tomczak

Contenido

Cómo usar estas notas.

Introducción 1 : clase de apertura Introducción 2 : descripción cualitativa y ciencia cuantitativa. Clase 1 : Introducción, proyecciones, topografía oceánica. Clase 2 : Objetos del estudio en oceanografía física Clase 3 : Propiedades del agua de mar, el concepto de salinidad. Clase 4 : El balance oceánico global de calor y masa (agua dulce).  * Clase 5 : Distribución de la temperatura y salinidad con la profundidad; la

estratificación de la densidad . Clase 6 : Aspectos de la Dinámica de Fluidos en la Geofísica  * Clase 7 : Procesos termohalinos; formación de masas de agua; la termoclina

estacional * Clase 8 : El océano y el clima  * Clase 9 : Ondas: clasificación, dispersión, las olas.  * Clase 10 : Ondas largas: tsunamis, seiches, ondas internas.  * Clase 11 : Ondas largas: mareas.  * Clase 12 : Estuarios.  * Clase 13 : Instrumentación Oceanográfica.  *

Exercises in Physical Oceanography Shelf and Coastal Oceanography Regional Oceanography Oceanographic utilities .

Cómo usar estas notas

Estas notas no son un libro de texto. En otras palabras, no se pueden imprimir como las páginas de un libro y llevarlas a casa en papel. La experiencia con el uso de estas notas en clases universitarias muestra que la primera cosa que la mayoría de los estudiantes quieren hacer es imprimir todo. Es importante entender la diferencia entre un libro de texto y las notas electrónicas.

A pesar de los grandes avances en los medios computacionales, un libro aún ofrece muchas ventajas respecto a la pantalla de un computador. Se puede llevar el libro en el tren, estudiarlo bajo un árbol, usarlo cerca de la hoguera en el invierno. Todos estos factores hacen que a menudo el aprendizaje desde un libro sea más placentero que desde una pantalla. Por lo tanto, se entiende el hecho de que tantos estudiantes quieran la versión impresa de estas notas.

Las notas electrónicas tienen sus propias ventajas. Facilitan el uso del color en el texto e ilustraciones, lo cual, si se usa apropiadamente, puede ser de gran ayuda en el proceso de aprendizaje. (Muchos estudiantes tienen la facilidad de imprimir a color sin importar el costo.) Las notas electrónicas también permiten el uso de animaciones que pueden aclarar sustancialmente temas complejos. Estas también se pueden actualizar diariamente en respuesta a comentarios de los usuarios y al desarrollo de la ciencia. Es obvio que imprimiendo las notas no se producirá un libro de texto, sino una colección de hojas de trabajo las cuales no contienen la información animada, quedando al poco tiempo obsoletas.

Estas notas comenzaron como una versión impresa de las notas de clases en blanco y negro. A medida que pasaron los meses todas las figuras se colorearon. Esto produjo la versión 1.0, una versión electrónica de las notas impresas con ilustraciones a color. La versión 1.01 incluye algunas figuras animadas y dos calculadoras en línea y obviamente hacen fracasar cualquier intento de imprimir todo el contenido. Iniciándose con la versión 1.1, las notas de clases se vinculan a un conjunto de ejercicios en pantalla que no se pueden realizar fuera de línea. Claramente no hay más razón para intentarlo e imprimir todo el cuerpo de las notas de clases.

Tomando notas

Un viejo arte que pareciera haberse quedado fuera de moda es el arte de tomar notas. Actualmente, hacer una fotocopia o hacer una impresión de la página de un computador es fácil, y en cualquier caso es mucho más fácil simplemente copiar una página que comprenderla y recordarla. Hacer notas a medida que voy en el desarrollo de una clase es una forma excelente de entrenar mi mente a concentrarse en lo esencial. La primera regla de uso del material electrónico es hacer notas mientras se mira la presentación sobre la pantalla.

Si estas notas se usan en una clase, al final del ciclo de clases usted debería haber producido su propio volumen bien documentado de notas, con las referencias cruzadas a las páginas de material electrónico para permitirle buscar cosas rápidamente cuando las necesite. Si esto se logra mejor al incluir una que otra página impresa o ilustración de estas notas, así sea; pero absténgase de intentar imprimir cada clase y pegarla en su cuaderno.

Pantalla de Visualización

El formato de las notas de clases está diseñado para mantener todo junto en una simple ventana. La experimentación y experiencia con los usuarios de computadores en el primer año ha mostrado que esta es la manera más segura de hacer la interfase amigable al usuario. Esto tiene unas pocas desventajas, que pueden ser superadas por el usuario más experimentado. Aquí se dan algunas sugerencias para manejar la presentación en pantalla.

1. Los usuarios con pantallas más pequeñas pueden incrementar el área de la ventana ocultando todos los botones innecesarios de su navegador Internet:

o En Netscape Navigator 3: deseleccionar Mostrar Barra de Herramientas, Mostrar Ubicación y Mostrar Directorios y Botones en el menú de Opciones;

o en Internet Explorer 3 (no se recomienda como navegador) y el Internet Explorer 4: deseleccionar Barra de Botones, Barra de Direcciones, Barra de Estado y el menú de Barra de Favoritos en Vista;

o en iCab: deseleccionar Barra de Herramientas de Navegación, Barra de Herramientas de Ubicación, Vínculos estándares y Barra de Herramientas de Favoritos en el menú de Vistas;

2. Usted puede mover los bordes entre todos los marcos arriba y abajo para aumentar el área de texto y de figuras; mueva el apuntador sobre el borde del marco, mantenga presionado el botón del ratón y arrastre el borde;

3. Si esto todavía no le da suficiente área de vista para el conjunto de texto y figura, entonces existe la alternativa de visualizar confortablemente cada figura en una ventana separada:

o En Netscape Navigator 3: haga click sobre el vínculo de la figura que desea ver; cuando esta esté visible en el marco inferior, entonces mantenga presionado el botón del ratón sobre el marco inferior hasta que aparezca un menú, entonces seleccione Nueva Ventana con este Marco;

o en Internet Explorer 3 (no se recomienda como navegador) e Internet Explorer 4: mantenga presionado el botón del ratón en el marco central sobre el vínculo de la figura que se desea ver hasta que aparezca un menú, entonces seleccione Abrir Vínculo en una Nueva Ventana;

o en iCab: haga click sobre el vínculo de la figura que se desea ver; cuando esté visible en el marco inferior, mantenga presionado el botón del ratón hasta que aparezca un menú, entonces seleccione Abrir Marco en Nueva Ventana;

Estas instrucciones provienen de las versiones de Macintosh de estos navegadores. El usuario de PC puede tener ligeras variaciones en el uso de los menús y botones. (Por ejemplo, el comando Abrir Vínculo en Nueva Ventana se lee Abrir en Nueva Ventana en la versión de PC del Internet Explorer y se llega manteniendo presionando el botón derecho del ratón, y más barras se pueden deseleccionar en el menú Vista.)

Imprimiendo desde la pantalla

La queja más común de los estudiantes es que el comando imprimir solamente produce una versión impresa del texto, pero no de las figuras. La manera más segura de imprimir es desde una ventana sin marcos. Siga el paso 3 bajo "Pantalla de Visualización" visto

arriba, para abrir el material que se desea imprimir (el marco de texto o el de las figuras) en una ventana nueva. Este es un procedimiento tedioso, pero como se explicó anteriormente la impresión no debe ser un procedimiento rutinario, y la impresión de una clase en particular que incluya todas las figuras es aceptable.

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© 1999 - 2000 M. Tomczak. Ultima revisión 25/11/99. Traducido por Julián Castañeda

dirección de contacto: matthias.tomczak@flinders.edu.au

Introducción 1: clase de aperturaTraducido por Julián J. Castañeda

Por muchos años, la Universidad de Flinders del Sur de Australia ha ofrecido en el primer año el tópico Ciencias de la Tierra en dos partes. El tópico del primer semestre, Ciencias de la Tierra 1A, trata sobre el lugar de la Tierra en el universo, aspectos de geología, y una introducción a la geofísica e hidrología. La meteorología y oceanografía se tratan en el tópico del segundo semestre de Ciencias de la Tierra 1B.

Al comienzo del 2000 los dos tópicos se presentan como Ciencias de la Tierra 1, el cual continúa como el primer tópico del semestre con idéntico contenido, y Ciencias Marinas 1 como el tópico del segundo semestre. Ciencias Marinas 1, aún contiene extenso material sobre meteorología y oceanografía física, pero también contiene una introducción elemental hacia los aspectos de la biología marina.

Estas notas representan el contenido del tópico de oceanografía física. Además, dos clases introductorias colocan los aspectos atmosféricos y oceanográficos en el contexto de las ciencias exactas; siendo una versión abreviada de las dos primeras clases dadas al comienzo del semestre.

Propósito general y objetivos

Dar a los estudiantes experiencia práctica en la metodología científica general incluyendo la experimentación de laboratorio, la basada en el trabajo de campo y la redacción de reportes científicos.

Ayudar a los estudiantes a desarrollar la comprensión de los principios y procesos unificadores que son cruciales para el entendimiento tanto de la evolución como del comportamiento del planeta, con particular interés sobre los aspectos que relacionan la atmósfera y el océano.

Alentar el pensamiento crítico y asistir en el desarrollo de habilidades en la solución de los problemas cualitativos y cuantitativos

Asistir en el desarrollo de habilidades de comunicación y de trabajo en grupo en un ambiente técnico.

Objetivos específicos del programa de estudio

Suministrar una visión de los procesos que determinan el estado de la atmósfera y el océano y sus dinámicas.

Describir nuestro ambiente planetario y los ciclos y procesos que controlan su comportamiento.

Describir los procesos y fenómenos que directamente afectan la naturaleza y comportamiento del "fluido" terrestre, a saber, la composición de la atmósfera y del agua de mar, el equilibrio de fuerzas que acciona el viento, las olas y corrientes oceánicas en ambos medios, y su papel en el clima.

Describir los procesos naturales atmosféricos y oceánicos que impactan sobre el uso de los recursos terrestres, incluyendo los usos industriales, comerciales, recreacionales y de conservación.

Dejar que los estudiantes aprecien la importancia del entendimiento científico de los procesos físicos en el océano y la atmósfera y las fuerzas que están detrás de ellos en relación con la contaminación ambiental y los problemas de manejo.

¿Qué aprenderemos hoy?

1. El ambiente terrestre está amoldado por la presencia de la vida. 2. Entender el ambiente significa entender la interacción entre la biósfera, geósfera,

hidrósfera y atmósfera. 3. Las Ciencias de la Tierra estudian los tres componentes no-vivos de este sistema

interactivo. 4. La geósfera, hidrósfera y atmósfera son fluidos en movimientos; la principal

diferencia entre ellos está en sus respectivas viscosidades. 5. Como fluidos en movimientos ellos exhiben algunas características comunes.

Son ejemplos: la convección, los remolinos y el transporte energético a través de la propagación de ondas.

Las ciencias de la meteorología y oceanografía estudian los resultados de esos procesos en la atmósfera y el océano.

Los componentes vivos y no-vivos del interactivo sistema terrestre están ajustados a través de interacciones - aún la estructura de los componentes no-vivos está determinada por la presencia de la vida.

Esto es mayormente notorio para la atmósfera; su composición está determinada por la presencia de la vida.

En los años 60 el químico Británico James Lovelock fue contratado por la agencia espacial NASA de los Estados Unidos de América en su búsqueda de vida extraterrestre, particularmente en Marte y Venus. Advirtiendo la gran diferencia entre la composición atmosférica de la Tierra y la de los otros dos planetas - y en particular el hecho de que las atmósferas de Venus y Marte están en un equilibrio muerto mientras que la atmósfera de la Tierra está en un equilibrio dinámico, la cual sin la vida se revertiría inmediatamente al equilibrio muerto - él y Lynn Margulis, un microbiólogo de los EE.UU., desarrollaron el concepto o hipótesis de gaea. Ellos indican que la presencia de la vida tiene consecuencias profundas que repercuten en todo el planeta. El crecimiento del bosque, por ejemplo, reduce considerablemente el albedo (la reflectividad de la superficie terrestre). Como resultado la Tierra está varios grados más

caliente de lo que estaría sin la presencia de la vida. La hipótesis de gaea por lo tanto establece que el planeta Tierra es un organismo vivo en si mismo, y que los océanos, tierra, aire y todas las formas de vida son órganos diferentes de un cuerpo viviente.

Ya sea que uno acepte o no la hipótesis de gaea en su formulación extrema, esta es sin lugar a dudas una hipótesis científica y puede resistir a las muchas tentativas a convertirla en una "religión de la nueva era". Los hechos sobran de que la Tierra, como es actualmente, está determinada en su estado físico (la distribución de agua e hielo, la composición de la atmósfera, los procesos de meteorización de las rocas, y mucho más) por la presencia de la vida.

La ciencia moderna ha sido sumamente acertada en explicar la Tierra dividiéndola en compartimentos , los cuales se pueden estudiar por separado. La ciencia moderna no está bien equipada para abordar a la Tierra como un organismo interrelacionado. Esta manera "occidental" de analizar y entender el mundo se refleja también en la estructura de los idiomas occidentales, los cuales estructuran oraciones a través de las relaciones sujeto-objeto, lo cual siempre establecen una clara jerarquía de amo-sirviente. Una oración tal como: "El ingeniero mejora el ambiente" dice que hay un ambiente, de que el ingeniero no es una parte; él es el amo del ambiente. Otras culturas no dividen el mundo en compartimentos, y sus idiomas describen el mundo en maneras totalmente diferentes. Hay muchos ejemplos de idiomas del Indio Americano quienes no conocen el concepto de sujeto y objeto; y si los Aborigines Australianos dicen: "Somos la tierra, y la tierra es nosotros", ellos expresan su punto de vista de que dividiendo el mundo en compartimentos puede hacer perder de vista importantes interacciones entre las distintas "esferas".

Tenga en mente que la meteorología y la oceanografía son justamente dos compartimentos del sistema con muchos componentes ínter actuantes vivos y no vivos y que estudiando los procesos a través de la meteorología y oceanografía es sólo una manera de estudiar el mundo. No obstante, el éxito de la ciencia occidental en explicar cómo trabaja el mundo físico no debería descartarse a la ligera, de manera que seguiremos sus métodos.

Con esta advertencia, vamos a proceder a estudiar los procesos físicos en la naturaleza y mirar tres ejemplos: convección, remolinos y olas.

Convección

Un fluido puede estar estratificado, lo cual significa que su densidad puede variar. Para que un fluido esté en estado estable, su densidad tiene que disminuir desde el fondo hasta la superficie.

La convección ocurre cuando esta condición no se satisface. Las inestabilidades se producen cuando la densidad del fluido es mayor por encima que por debajo. Así, el fluido más ligero sube por encima, mientras que el fluido más pesado baja hacia el fondo hasta que logra estabilizarse. El movimiento resultante se denomina convección.

La convección representa un equilibrio de fuerzas entre la gravedad y la fricción. Una tercera fuerza se requiere para establecer la inestabilidad inicial. Las escalas espaciales

y temporales de la convección dependen de la viscosidad del fluido. Los ejemplos dados en las figuras ilustran la convección en la "tierra sólida" , atmósfera y océano.

Remolinos

Los remolinos son el resultado de inestabilidades en el movimiento del fluido. Ellos involucran un equilibrio de fuerzas algo más complicado que el que intentamos hacer aquí, pero son características oceánicas tan comunes que resulta instructivo echar una mirada a algunos ejemplos y compararlos con la tierra "tierra sólida", la atmósfera y el océano. La similaridad de los remolinos atmosféricos y oceánicos se discutirá detalladamente en la Clase 1 más adelante en este curso. En este contexto vale la pena notar que la "tierra sólida" experimenta procesos muy similares, aunque en escalas de tiempo mucho más grades.

Tanto en la atmósfera como en el océano, los remolinos pueden generarse por el cizallamiento del viento o de la corriente, es decir, cuando el fluido se mueve en la misma dirección, pero con diferente celeridad.

La alta viscosidad de la Tierra "tierra sólida" impide la formación de remolinos aún cuando exista cizallamiento en el movimiento del manto o corteza. En su lugar se observan plegamientos.

Olas

Las olas están en un equilibrio de fuerzas, donde las fuerzas varían periódicamente en fortaleza produciendo un movimiento periódico del fluido. Ellas representan un medio eficiente para trasportar energía por sobre grandes distancias.

Habrá oportunidad suficiente más adelante en este tópico para estudiar detalladamente la interacción de fuerzas en el movimiento de la onda.

En este punto utilizamos ondas como otro ejemplo que demuestra otra vez que la "tierra sólida", la atmósfera y el océano son tres tipos diferentes de fluidos en movimiento.

Existen muchas maneras de generar las olas. Los ejemplos que se muestran en las figuras representan diferentes equilibrios de fuerzas. Lo que ellos tienen en común es que sus propiedades se pueden entender y sus comportamientos pronosticados sobre la base de las Leyes de la Física.

¿Qúe aprendimos hoy?

1. El medio ambiente terrestre está moldeado por la presencia de la vida. 2. Entender el medio ambiente significa entender la interacción entre la biósfera,

geósfera, hidrósfera y la atmósfera. 3. Las ciencias de la Tierra estudian los tres componentes no-vivos de este sistema

interactivo.

4. La geósfera, hidrósfera y atmósfera son fluidos en movimiento; la principal diferencia entre ellos está en sus viscosidades.

5. Como fluidos en movimiento ellos presentan características comunes: convección, remolinos, transporte de energía a través de la propagación de ondas (entre otros).

¿Qúe seguirá en este tópico?

En las actividades del hombre actual -sea esta industrial, comercial o recreacional- se moldeará nuestro ambiente mucho más que antes. El manejo ambiental activo sobre una escala global se ha convertido en una necesidad.

La actividad humana no puede pasar por encima de las Leyes de la Naturaleza. El manejo ambiental activo tiene que estar basado sobre estas leyes, este manejo no puede tener éxito si se opone a esas leyes.

Las ciencias de la oceanografía y meteorología investigan y explican cómo las Leyes de la Física determinan los procesos en la atmósfera y en los océanos. Ellas constituyen la

base para cualquier manejo ambiental.

El manejo ambiental responsable toma en cuenta muchos factores, tales como: consideraciones económicas, sociales e históricas, pero no puede ignorar las Leyes de la Física.

© 1996 - 2000 M. Tomczak. Última actualización 21/7/2000

dirección de contacto: matthias.tomczak@flinders.edu.au

Introducción 2:

Descripción Cualitativa y Ciencia CuantitativaTraducido por: Loren Lockwood

Durante muchos años la Universidad Flinders de Australia del Sur ha ofrecido un tópico de Ciencias de la Tierra en dos partes para estudiantes del primer año. El tópico para el primer semestre, Ciencias de la Tierra 1A, trataba el lugar de la Tierra en el universo, aspectos de geología y una introducción a la geofísica y la hidrología. La meteorología y la oceanografía se trataban en el tópico de segundo semestre, Ciencias de la Tierra 1B.

A partir del año 2000 los dos tópicos se dictan como Ciencias de la Tierra 1, que sigue siendo el tópico de primer semestre con contenido idéntico, y Ciencias Marinas 1 como tópico de segundo semestre. Ciencias Marinas 1 aún contiene materia cuantiosa sobre

meteorología y oceanografía física, pero contiene además una introducción elemental a algunos aspectos de la biología marina.

Estos apuntes representan el contenido del tópico para oceanografía física. Además hay dos clases introductorias que ubican los aspectos atmosféricos y oceanográficos del tópico en el contexto de las ciencias exactas; estas clases son una versión abreviada de las dos primeras clases dictadas al comienzo del semestre.

El tópico para hoy:Los conceptos de ciclos y balances

La meteorología y la oceanografía son ciencias físicas que intentan comprender procesos en el ambiente y que los describen, analizan y proyectan de manera cuantitativa.

Una manera común de expresar cuantitativamente los procesos es a través de los conceptos de ciclos y balances.

En escalas de tiempo de la magnitud de la historia geológica, todos los procesos en la Tierra se basan en un reservorio constante de materiales.

Las formas en que los materiales se presentan cambian constantemente. En un estado de equilibrio este cambio ha de ser cíclico.

El concepto de ciclo expresa este principio de equilibrio de una manera cualitativa. El concepto de balance lo hace cuantitativo al especificar la rapidez de cambio entre

diferentes estados del ciclo.

Esta clase discute cuatro ejemplos.

El Ciclo del Agua

La Tierra es el único planeta en el sistema solar donde el agua líquida se encuentra en la superficie. El agua es la única sustancia que, dentro de los rangos de presión y temperatura que se encuentran en la superficie de la Tierra, está presente en las fases sólida, líquida y gaseosa. El ciclo del agua es, por lo tanto, de importancia fundamental para muchos procesos únicos en la Tierra. Los planetas exteriores de nuestro sistema solar (Júpiter, Saturno, Urano, Neptuno y Plutón) y sus lunas son demasiado fríos para que el agua exista excepto en forma de hielo. Asimismo, los planetas interiores (Mercurio y Venus) son demasiado calientes para tener agua excepto en forma de vapor de agua. Actualmente, Marte es demasiado frío, pero posiblemente pudo haber tenido agua líquida en su superficie en alguna época de su historia. Por lo tanto, en la etapa actual del desarrollo del sistema solar, la Tierra es el único planeta que contiene agua en todas sus fases.

Al igual que muchos otros ciclos, el ciclo del agua enlaza procesos que actúan en el mundo viviente y el mundo no viviente: La precipitación y la evaporación oceánica enlazan el océano y la atmósfera; la evaporación desde la tierra y la transpiración desde la vegetación enlazan la atmósfera con la biósfera.

En el contexto de la meteorología y la oceanografía, el efecto de la biósfera se expresa cuantitativamente como un solo proceso, evapo-transpiración. El ciclo del agua luego describe un componente básico del sistema combinado océano-atmósfera.

Asociado con cada ciclo hay un balance. Los ciclos representan una descripción cualitativa de los procesos, los balances los convierten en enunciados cuantitativos. Se hace distinción entre los balances estáticos, que proveen un resumen de qué cantidad de un material en particular está disponible y cómo se encuentra distribuido entre diferentes compartimentos, y los presupuestos dinámicos, que cuantifican qué tan rápidamente el material se mueve entre los compartimentos. Los ciclos definen el proceso; los balances permiten obtener respuestas a preguntas como: "¿Cómo se afecta el ciclo del agua si tal o cual porcentaje de los terrenos baldíos de Australia Occidental se limpian y se utilizan para el cultivo del trigo?"

El Balance del Agua

La distribución del agua en la Tierra (el balance estático); este balance muestra dónde se encuentra el agua:

región volumen (103 km3) % del total

océanos 1.350.000 94,12

agua subterránea 60.000 4,18

hielo 24.000 1,67

lagos 230 0,016

humedad en suelos 82 0,006

atmósfera 14 0,001

ríos 1 -

M. J. Lvovich: World water balance; in: Symposium on world water balance, UNESCO/IASH publication 93, Paris 1971.

El balance estático demuestra la importancia de las capas de hielo para el ciclo global del agua: cualquier cambio en las condiciones atmosféricas u oceánicas que libere una parte significativa del agua que está almacenada actualmente en el hielo produciría un cambio notable en el ciclo del agua. La atmósfera parece ser insignificante en comparación; sin embargo, el papel importante que juega la atmósfera se hace evidente cuando se estudia el balance dinámico.

El Balance del Flujo de Agua

Las ramas del ciclo del agua en la Tierra (el balance dinámico); este balance muestra cómo el agua se mueve entre la atmósfera y la hidrósfera:

proceso cantidad (m3 por año)

precipitación sobre el océano 3,24 . 1014

evaporación desde el océano -3,60 . 1014

precipitación sobre tierra 0,98 . 1014

evaporación desde tierra -0,62 . 1014

ganancia neta en tierra = caudal de ríos 0,36 . 1014

El balance de flujo demuestra que la mayor parte del intercambio entre los compartimentos se realiza entre el océano y la atmósfera, así que la atmósfera constituye un elemento extremadamente dinámico en el sistema, a pesar de que contiene sólo una pequeña cantidad de agua en un momento dado. El intercambio de agua entre el océano y la atmósfera en el transcurso de unas pocas décadas es equivalente a la cantidad total de agua almacenada en las capas de hielo.

El Ciclo de la Sal

En el ciclo de la sal están involucrados el océano, la geósfera y en grado mínimo la atmósfera.

Los minerales son disueltos de las rocas por las aguas que fluyen sobre y debajo de la tierra y por erosión superficial. Tales minerales entran en los ríos y así fluyen al océano, donde se acumulan, lo que hace que el agua del mar sea salada. Son removidos del agua por acción química y así entran en los sedimentos.

Los sedimentos se utilizan para formar rocas nuevas, lo que lleva los minerales de nuevo a la geósfera.

La sal entra en la atmósfera en forma de gotitas minúsculas levantadas por los vientos que soplan sobre las olas del mar. Dicha sal puede ser llevada hasta la tierra, lo que constituye un camino mínimo desde el mar hasta la tierra en el ciclo global de la sal.

Puesto que el ciclo de la sal funciona en escalas de tiempo tan largas, establecer un balance estático de la sal no es relevante para la oceanografía.

Elementos del Balance del Flujo de la Sal

El ciclo de la sal opera en escalas de tiempo tan largas que establecer un balance de flujo de la sal no es una tarea importante para la oceanografía. La siguiente tabla da una idea de las escalas de tiempo que están involucradas:

elemento abundancia en la corteza (%) tiempo de residencia (años)

algunos componentes principales de la sal marina:

sodio (Na) 2,4 60.000.000

cloro (Cl) 0,013 80.000.000

magnesio (Mg) 2,3 10.000.000

algunos componentes menores de la sal marina:

plomo (Pb) 0,001 400

hierro (Fe) 2,4 100

aluminio (Al) 6,0 100

El concepto de salinidad es el tópico de la clase 3.

El Ciclo de los Nutrientes

Los nutrientes son esenciales para la vida de plantas y animales. Ellos forman parte de un ciclo terrestre y otro ciclo oceánico.

En la tierra los nutrientes son recogidos del suelo por las plantas y regresan al suelo por la descomposición de la materia orgánica muerta. Este es un ciclo cerrado en una escala de tiempo relativamente corta, determinada por el proceso de descomposición y por los tiempos de vida de plantas, animales y seres humanos. En sociedades humanas desarrolladas, el ciclo se rompe sólo por el consumo de nutrientes por las poblaciones de grandes ciudades, las cuales no devuelven los nutrientes a la tierra sino que los desechan en sistemas cloacales. La pérdida de nutrientes que resulta así por causa de la agricultura es compensada por la importación de fertilizantes minerales desde el reservorio de minerales en la geósfera.

Esta influencia humana introduce un enlace con un ciclo de nutrientes con una escala de tiempo mucho más larga, determinada por la formación de depósitos minerales. Esta situación es similar a la que se discute con respecto al ciclo del carbono más adelante, pero no tiene las mismas consecuencias inmediatas. El aumento de nutrientes disponibles para el ciclo rápido de los nutrientes, del cual dependen los procesos de vida y la agricultura, es muy lento, y gran parte de los minerales introducidos se desvían del ciclo rápido de los nutrientes a través del componente oceánico.

En el océano la utilización de los nutrientes por las plantas ocurre en la capa superficial donde penetra la luz solar y ocurre la fotosíntesis. La mayor parte de los nutrientes son removidos de esta zona eufótica y transferidos al océano profundo cuando los organismos muertos descienden al fondo oceánico donde salen del ciclo rápido de nutrientes. En las capas más profundas la materia orgánica es remineralizada, es decir, los nutrientes vuelven a disolverse. Por lo tanto el océano no puede soportar ecosistemas altamente productivos excepto en lugares donde los nutrientes son devueltos a la zona

eufótica desde capas más profundas en las regiones de afloramientos o surgencias. El ciclo de los nutrientes se discute con mayor detalle en la clase 5, la surgencia se trata en la clase 6.

El Ciclo del Carbono

El ciclo del carbono opera en dos escalas de tiempo enormemente diferentes. Están involucrados el océano, la atmósfera, la geósfera y la biósfera.

En la escala de tiempo geológica, el carbono es liberado a la atmósfera y al océano por medio de la meteorización, que descompone las rocas de carbonatos tales como las calizas. El carbono regresa a este enorme reservorio de almacenaje cuando nuevas rocas son formadas a través de la deposición de sedimentos.

En la escala de tiempo climática, la cual es mucho más corta, el carbono se intercambia entre la atmósfera, el océano y organismos tanto vivientes como muertos.

El ciclo del carbono incluye realmente ambas escalas de tiempo, pero para la mayoría de los fines prácticos se excluye generalmente la escala geológica del balance del carbono y del balance del flujo del carbono.

Esta separación de las escalas de tiempo ha sido perturbada significativamente por la quema de combustibles fósiles. Este proceso agrega dióxido de carbono a la atmósfera, lo que aumenta la capacidad de la atmósfera para retener energía térmica recibida del sol (esto es el efecto invernadero). Las tablas siguientes aportan algunas estimaciones actuales del balance del carbono y del balance del flujo del carbono.

El balance del carbono

región

cantidad (Gt carbono; 1 Gt = 1015 g)

antes del cambio antropogénico

después del cambio antropogénico

plantas terrestres 610 550

suelo y humus 1.500 sin cambio

atmósfera 600 750 (+3,4 por año)

océano superior 1.000 1.020 (+0,4 por año)

vida marina 3 sin cambio

carbono orgánico disuelto 700 sin cambio

a media profundidad y en el océano profundo

38.000 38.100 (+1,6 por año)

 

El balance del flujo de carbonoSub-balances en equilibrio se identifican por (a) - (d).

de a

cantidad (Gt de carbono por año; 1 Gt = 1015 g))

natural anthropogénico

atmósfera plantas terrestres 100 (a)  

océano 74 (d) 18

plantas terrestres atmósfera 50 (a)  

suelo y humus 50 (a)  

suelo y humus atmósfera 50 (a)  

deforestación atmósfera   alrededor de 1,9

combustible fósil atmósfera   alrededor de 5,4

drenado al océano océano superior   0.4

a media profundidad y en el océano profundo

  1,6

ríos océano 0,8  

océano superior atmósfera 74 (d) 16

vida marinaalrededor de 40

(b) 

a media profundidad y en el océano profundo

90 (c) 5,6

vida marinaocéano superior

alrededor de 30 (b)

 

a media profundidad y en el océano profundo

4 (b)  

carbono orgánico disuelto

6 (b)  

carbono orgánico disueltoa media profundidad y en el océano profundo

6 (c)  

a media profundidad y en el océano profundo

océano superior 100 (c)  

sedimento 0,13  

¿Qué hemos aprendido hoy?

1. El estado del ambiente está determinado por un equilibrio de fuerzas. La definición de varios ciclos, tales como el ciclo del agua, el ciclo de la sal, el

ciclo de los nutrientes y el ciclo del carbono, constituye una manera útil de describir el balance que resulta de este equilibrio de fuerzas.

2. El concepto de los ciclos ayuda a entender el mundo; pero para manejar el ambiente y evitar errores, el concepto ha de ser convertido en una medición cuantitativa.

Los balances y los balances de flujo convierten el concepto de ciclos en enunciados cuantitativos.

© 1996 - 2004 M. Tomczak. Actualizado 11/3/2004

dirección de contacto: matthias.tomczak@flinders.edu.au

Clase 1.

El lugar de la oceanografía física en la ciencia; herramientas y pre-requisitos: proyecciones, topografía oceánica.traducido por Raúl Aguirre Gómez

Tanto la atmósfera como el océano son fluidos en movimiento turbulento y siguen las mismas leyes físicas. Esto lo reconoce la Universidad de Flinders del sur de Australia al presentar meteorología y oceanografía como una unidad en el tópico Ciencias Marinas 1.

Las siguientes notas corresponden en general al contenido de oceanografía de Ciencias Marinas 1.

Varios libros de texto cubren el tema de oceanografía física a un nivel introductorio. La mayoría de ellos incluye una descripción de todos los aspectos de las ciencias marinas (esto es, incluyen biología, geología y química marina). La mayor parte son textos de referencia útiles en la oceanografía física.

Los libros de texto que cubren sólo oceanografía física generalmente son bastante más detallados en su cobertura que lo que se necesita en un curso introductorio, pero se recomienda a los estudiantes con un interés particular en los aspectos de la oceanografía física de las ciencias de la tierra, que los consulten como libros de referencia adicionales. Se puede encontrar un listado de los libros disponibles en la biblioteca de la Universidad de Flinders aquí.

El número de clasificación para oceanografía física en el sistema de clasificación Dewy es 551.46; la manera más sencilla de encontrar lo que la biblioteca ofrece es dirigiéndose a las repisas de clasificación 551.46 y curiosear entre los libros.

El lugar de la oceanografía física en la ciencia.La oceanografía física ocupa un lugar único entre todas las disciplinas científicas ya que establece fuertes interacciones con un gran número de ciencias de características muy diversas. Para la enseñanza de la oceanografía física, las universidades generalmente siguen uno de dos modelos existentes. El primer modelo hace énfasis en la relación entre la oceanografía física y otras disciplinas de las ciencias de la Tierra:

Figura: estructura de las Ciencias de la Tierra y Ciencias Marinas. (Estructura B).

Las características que tienen en común las ciencias de la Tierra son que estudian las componentes del planeta Tierra y tratan de entender la forma en cómo trabajan, esto es, cómo las leyes de la física y química actúan juntas para moldear la Tierra de la manera en que la vemos hoy y de la que era en el pasado. En contraste con otras ciencias (física, química, biología), las Ciencias de la Tierra rara vez pueden controlar las condiciones de sus experimentos. Su labor es reunir datos de campo e interpretarlos lo mejor que se pueda.

El segundo modelo agrupa a la oceanografía física junto con todas las disciplinas científicas marinas:

Figura: estructura de las Ciencias de la Tierra y las Ciencias Marinas (Estructura A).

Las características que tienen en común las ciencias marinas son el uso de herramientas especiales de investigación para estudiar los océanos tales como buques de investigación, sumergibles, amarras y flotadores. Algunas de las ciencias marinas también se basan en el éxito y progreso de otras disciplinas científicas marinas. Por ejemplo, la biología marina necesita a menudo información sobre el medio físico; la oceanografía física no tendría el conocimiento detallado sobre la circulación del océano a profundidad sin el progreso que se da en la tecnología oceánica.

La Oceanografía Física puede dividirse en tres corrientes principales:

Figura: estructura de la Oceanografía Física.

En la Universidad de Flinders, es posible estudiar todos los aspectos de la oceanografía física de diversas maneras dependiendo de los intereses y antecedentes de los estudiantes.

El objeto de estudio de la oceanografía físicaEl océano es un fluido en movimiento turbulento, esto es, se caracteriza por la presencia de remolinos turbulentos con velocidades que a menudo son mayores que la velocidad del flujo medio. Debido a que la atmósfera también es un fluido en movimiento

turbulento, se puede esperar que los dos medios, los objetos de estudio de la oceanografía física y de la meteorología, muestren un comportamiento similar y estén gobernados por el mismo balance de fuerzas y que sea por lo tanto una ventaja estudiarlos juntos. Para demostrar esta similitud, la Figura 1.1 y la Figura 1.2 muestran ejemplos de remolinos en la atmósfera y en el océano. Nótese la diferencia en la escala: los giros atmosféricos tienen por lo general 2000 km de diámetro, mientras que el diámetro de los remolinos oceánicos es generalmente de 200 km. Una secuencia filmada de imágenes tomadas del satélite meteorológico o de un modelo oceánico posiblemente mostraría que también son diferentes las escalas de tiempo atmosférico: en un punto cualquiera, los remolinos atmosféricos pasan a razón de un remolino por cada 5 - 7 días ( observado como el paso de frentes), mientras que un movimiento de remolino oceánico es tal que el paso de un remolino tarda de 50 - 70 días.

El objetivo de la oceanografía es el entendimiento de la circulación oceánica y la distribución de calor en el océano, la manera como el océano interactúa con la atmósfera y el papel que juega el océano en nuestro clima.

Las herramientas y los pre-requisitos para la oceanografía físicaProyecciones

El atlas es una herramienta importante en la oceanografía (como en todas las ciencias de la Tierra). La gente está acostumbrada a buscar elementos de interés en un atlas, pero pocos se dan cuenta de la importancia que tiene elegir la proyección correcta en los mapas.

En oceanografía física se utiliza comúnmente la proyección Mercator. Esta proyección fue desarrollada en el siglo XVI en una época de exploración colonial y viajes marítimos a lugares lejanos. Colón ya había descubierto América y los barcos de Magallanes habían recorrido todo el globo. Un problema al que se enfrentaron estos marineros fue el de la incertidumbre que existía al alejarse de la costa. En el siglo XVI un marinero tenía que navegar entre dos puntos a lo largo de una línea de rumbo (línea de orientación constantemente verificada con la brújula) ya que no era práctico hacerlo de otra manera. Mercator desarrolló una proyección que mostraba la superficie de la Tierra de una manera tal, que una línea de rumbo fuera una línea recta en un plano resultante en cualquier lugar y en cualquier dirección. Así entonces, un navegante con el conocimiento de la posición inicial podía trazar una línea recta al destino y conocer la orientación correcta. Desde entonces, la proyección de Mercator ha venido a ser la proyección estándar para la navegación. Sin embargo, no constituye una proyección de área equivalente o equidistante y por lo tanto no es adecuada para mapear áreas extensas. Constituye un mapa conforme, esto es, círculos pequeños de área equivalente de la Tierra están representados como círculos en el mapa pero aumentan de tamaño a medida que uno se acerca a los polos. Los polos no se pueden mostrar en una proyección Mercator, ya que las distancias cercanas a los polos crecen al infinito. En principio, la representación de una superficie curva en un plano siempre es "alargada" o "encogida" lo que resulta en distorsiones o en algún "rasgado" que produce una

interrupción de la superficie. Ninguna proyección puede satisfacer las tres propiedades deseables, esto es:

Equidistancia - representación correcta de las distancias Conformidad (Ortomorfismo) - representación correcta de las formas Equivalencia - representación correcta de áreas

Los tres criterios son básicos pero mutuamente excluyentes. Las demás propiedades son de naturaleza secundaria. La mayoría de las proyecciones con la propiedad de fidelidad de área logran conservar el área mediante el uso de una retícula longitudinal curva y por lo tanto requieren que se trace la retícula sobre la superficie del mapa para permitir la determinación de coordenadas de la posición geográfica ( Figura 1.3). La proyección Gall/Peters, la cual fue desarrollada por Gall en 1855 y redescubierta de manera independiente por Peters en los años 70, combina la fidelidad de área con una cuadrícula rectangular de latitud / longitud. Esta proyección es ideal para mapear extensas regiones oceánicas.

Características topográficas de los océanos

La superficie de la Tierra varía en altura desde los 8848 m (Monte Everest) a una profundidad de 11022 m (fosa de Vitiaz en la Trinchera Mariana, parte occidental del Pacífico del Norte). En una escala de tiempo geológico la posición de la línea costera depende de la cantidad de agua disponible, la cual se determina principalmente por la cantidad de hielo y nieve existente en la Antártica y en el Océano ártico, y hasta cierto punto por la temperatura del agua en el océano (el agua se expande cuando se calienta, así que el nivel del mar se eleva durante períodos de clima cálido). Una característica de la distribución actual de agua / tierra que tiene importantes implicaciones para el clima, es que el área cubierta por agua aumenta continuamente de los 70°N a los 60°S:

Cobertura de agua en la Tierra: hemisferio norte 61%, hemisferio sur 81%, promedio global 71%.

El "hemisferio terrestre" 53% (polo al final del río Loira en Francia), el "hemisferio acuático" 89% (polo cercano a Nueva Zelanda).

La llamada curva hipsográfica muestra la distribución actual de tierra y mar y los diversos niveles de profundidad (Figura 1.4).

Elevación promedio -2440 m; elevación media terrestre +840 m, nivel promedio del piso oceánico -3795 m

Los principales océanos se estructuran en márgenes continentales, cordilleras oceánicas submarinas y cuencas marinas profundas ( Figura 1.5). Cada rasgo estructural ocupa aproximadamente un tercio del piso oceánico.

Rasgo topográfico

anchoprofundidad

características

Márgenes continentales:

Plataformahasta los 300 km

entre 150-200 m

 

Pendiente20 - 100 km

de 200 a 2000 m

a menudo surcada por cañones. Pendientes 1 en 40

Elevaciónhasta los 300 km

de 2000 a 5000 m

pendientes 1 en 700 a 1 en 1000

Fosa  600 a 11 000 m

Existen 26 fosas marinas en el mundo:

3 en el Océano Atlántico

1 en el Océano Índico

22 en el Océano Pacífico

Cuencas marinas profundas

 aprox. 5000 m

 

Planicies abisales

   extremadamente planas, llenas de sedimentos

Colinas abisales

   

Se elevan hasta los 1000 m desde las planicies

Cordilleras oceánicas submarinas: Sistema montañoso interconectado

hasta los 400 km

 Se eleva hasta 3000 - 1000 m.

Hendidura central

20 - 50 km

  Se hunde 1000 - 3000 m de profundidad en el sistema de

cordilleras.

Escalas en las gráficas

Como se puede ver, la profundidad promedio del océano es un poco menos de 4 km. Esto es bastante profundo. ¿O no? Si Usted utiliza un lápiz de punta fina para dibujar un círculo de 15 cm de diámetro y lo toma para representar a la Tierra, entonces la línea de lápiz sería lo suficientemente gruesa para representar la corteza de la Tierra debajo de los continentes (30 km) pero demasiado gruesa para la corteza oceánica (10 km). Las irregularidades de la línea podrían ser más que suficientes para representar las variaciones en el relieve del sustrato sólido. Así es que en realidad el océano es sólo una delgada capa de fluido - si la Tierra fuera una pelota de baloncesto, uno apenas y podría notarlo si su superficie estuviera húmeda.

No existe manera alguna para mostrar los océanos en una escala que conserve la proporción de longitud vertical vs. horizontal. Entonces, ¿cómo vamos a mapear las propiedades oceánicas tales como la temperatura, salinidad o corrientes que varían considerablemente con la profundidad? Comparados con la extensión oceánica vertical, las distancias horizontales son tan vastas que la única manera de producir una representación de los datos que tenga sentido es distorsionando la escala. Una distancia determinada en un diagrama representará entonces varias cientos de veces la distancia real en la horizontal como en la vertical. Una proporción típica es de 500:1. Esto se debe mantener presente al observar secciones oceanográficas.

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Clase 2.

Objetos del estudio en oceanografía físicaTraducido por: Julián Castañeda

La oceanografía física estudia todas las formas de movimiento en el océano. Relaciona las observaciones del movimiento con las leyes físicas (tal como, la Ley de Newton, que si una fuerza actúa sobre un cuerpo de masa m, este experimenta una aceleración a de manera que F = m a ).

(Nota: Para el estudiante matemáticamente inclinado los caracteres en negritas en esta clase y las siguientes denotan cantidades vectoriales, mientras que los caracteres en

cursiva representan cantidades escalares. Si no sabe lo que esto significa, no se desespere, esto es una cuestión de usar la notación correcta más que la importancia

práctica para este tópico.)

El marco geográfico y atmosféricoEl sistema de viento predominante es la fuerza impulsora principal de las corrientes oceánicas. La Figura 2.1 muestra que en el océano abierto los vientos son casi zonales (soplando de este a oeste). Los Vientos Alisios son vientos que vienen del este en las regiones tropicales y subtropicales (entre 30°N y 30°S). Existen regiones de condiciones eólicas extremadamente uniformes, en donde el viento sopla constantemente en la misma dirección con una fuerza moderada durante el año. Los Vientos Alisios de los dos hemisferios están separados por una región de calmas y vientos débiles y variables, (Doldrums), cerca de 5°N.

Entre los 30° y 65° están los vientos provenientes del oeste. Estos vientos son más fuertes en invierno que en verano y ocupan regiones de frecuentes tormentas. Hacia los polos por los 65° la dirección del viento de nuevo se revierte y los vientos polares del este soplan en dirección este a oeste.

Las desviaciones de la dirección zonal del viento se encuentran cerca de los continentes. Estas son particularmente llamativas a lo largo de la costa este de los océanos en las zonas tropicales y subtropicales en donde los vientos soplan paralelamente a la costa hacia el ecuador. La distribución actual de tierra y agua determina la respuesta del océano a los vientos. Esta distribución, determina las subdivisiones más importantes de los océanos, el Pacífico, el Índico y el Atlántico. La región de cada océano alrededor de la Antártica se conoce como el Océano Austral o del Sur.

La Figura 2.2 es un mapa de corrientes superficiales. La acción combinada de los vientos alisios y los vientos del oeste produce grandes giros, con sentido de rotación horaria en el hemisferio norte, y anti-horaria en el hemisferio sur, conocidos como los giros subtropicales. Un giro subpolar se produce en el Océano Pacífico norte por la acción combinada de los vientos del oeste y los polares del este; consistiendo en la Corriente de Oyashio, la Corriente del Pacífico Norte y la Corriente de Alaska. Una indicación de un giro subpolar también se ha visto en el Océano Atlántico norte (rotación antihoraria en el sistema de corrientes que incluye la Corriente del Atlántico Norte, la Corriente Oriental de Groenlandia y la de Labrador). La región subpolar del hemisferio sur no tiene barreras continentales y por lo tanto está dominada por la Corriente Circumpolar Antártica.

Nota: La convención para indicar la dirección de las corrientes oceánicas difiere de la

convención que se usa para las direcciones del viento. Un viento del oeste (westerly en inglés) es un viento que sopla desde el oeste y va hacia el este. Una corriente oeste (westward en inglés) es una corriente que viene del este y fluye hacia el oeste. Esto puede causar confusión a la gente que raramente, si alguna vez, va al mar; pero se entiende y se recuerda fácilmente cuando está relacionado con la experiencia práctica con los vientos y las corrientes oceánicas. En tierra, es importante saber de donde sopla el viento: cualquier barrera contra el viento se debe levantar en esta dirección. Hacia donde va el viento no tiene consecuencia alguna. En el mar, la información importante es hacia donde va la corriente: una nave expuesta a la corriente de deriva tiene que permanecer bien alejada de obstáculos en su curso. De donde viene el agua es algo irrelevante.(M. Tomczak and J. S. Godfrey: Regional Oceanography: an Introduction. Pergamon, New York (1994), 422 pp.)

Así que recuerde: westerly (en inglés) significa que viene del oeste, westward (en inglés) significa que va hacia el oeste.

Una característica de notar es que como regla general las corrientes a lo largo de las costas occidentales de las cuencas oceánicas son mucho más estrechas y más intensas que las corrientes en el resto del océano. Las velocidades típicas de las corrientes en la superficie en el océano abierto son de 0,2 - 0,5 m s-1 (alrededor de 1 km h-1). En las corrientes de las fronteras occidentales las velocidades son cercanas a 2 m s-1 (alrededor de 7 km h-1). Estas diferencias en la intensidad de la corriente no aparecen en la mayoría de los mapas de corrientes superficiales.

El Océano Índico está dominado por la reversión estacional del viento (los Monzones) y una reversión correspondiente de las corrientes superficiales. La figura 2.2 muestra la situación durante la estación del monzón del suroeste en el que se suprime la Contracorriente Ecuatorial y la circulación en el Océano Índico norte difiere perceptiblemente de la de las otras cuencas oceánicas.

Justo como en la atmósfera, donde los sistemas de viento se conectan a los patrones de presión atmosférica, las corrientes oceánicas se conectan a los patrones de presión en el océano. La presión a cualquier profundidad en el océano está determinada por el peso del agua arriba, la cual está determinada por la densidad del agua, la cual a su vez depende de la temperatura del agua y de la salinidad. Se encuentra que las corrientes oceánicas se pueden determinar midiendo la temperatura y la salinidad, una tarea infinitamente más fácil que la medición directa de la corriente. Es por lo tanto apropiado dar vuelta a una discusión de las propiedades básicas del agua de mar antes de proceder con una discusión de la circulación oceánica y las leyes físicas que la gobiernan. Éste es el tema de la clase siguiente.

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Clase 3.

Propiedades del agua de marTraducido por: Julián Castañeda

El agua de mar es una mezcla de 96,5% de agua pura y 3,5% de otros materiales, tales como sales, gases disueltos, sustancias orgánicas y partículas sin disolver. Sus propiedades físicas están determinadas principalmente por las del agua pura 96,5%. Por lo tanto, las propiedades físicas del agua pura se discutirán primero.

El agua pura, en comparación con los fluidos de composición similar, presenta muchas propiedades poco comunes. Esto es a consecuencia de la estructura particular de la molécula de agua H2O: Los átomos del hidrógeno llevan una carga positiva, los de oxígeno llevan dos cargas negativas, pero el arreglo del átomo en la molécula de agua es tal que las cargas no están neutralizadas (véase figura 3.1; las cargas estarían neutralizadas si el ángulo fuese de 180° en lugar de 105°).

Las principales consecuencias de la estructura molecular del agua pura son:

1. La molécula de agua es un dipolo eléctrico, formando agregados de moléculas (polímeros), de 6 moléculas en promedio a unos 20°C. Por lo tanto, el agua reacciona más lenta a los cambios que las moléculas individuales; por ejemplo el punto de ebullición se desplaza de -80°C a 100°C, mientras que el de congelación lo hace de -110°C a 0°C.

2. El agua tiene un fuerte e inusual poder de disociación, es decir separa el material disuelto en iones eléctricamente cargados (Figura 3.2). En consecuencia, el material disuelto aumenta mucho la conductividad eléctrica del agua. La conductividad del agua pura es relativamente baja, pero la de la agua de mar está a mitad de camino entre el agua pura y el cobre. A 20°C, la resistencia de la agua de mar de contenido salino del 3,5% por encima de los 1,3 km aproximadamente, iguala a la del agua pura por sobre 1 mm.

3. El ángulo de 105° es cercano al ángulo de un tetraedro, es decir una estructura con cuatro brazos que emanan de un centro a ángulos iguales (109° 28'). Consecuentemente, los átomos de oxígeno en el agua tratan de tener cuatro átomos del hidrógeno asociados a ellos en un arreglo tetraédrico (Figura 3.1). Esto se llama un "enlace de hidrógeno", en contraste al enlace molecular (iónico) y al enlace covalente. Los enlaces del hidrógeno necesitan una energía de enlace de 10 a 100 veces más pequeña que la de los moleculares, así que el agua es muy flexible en su reacciones para cambiar las condiciones químicas.

4. Los tetraedros tienen por naturaleza mallas más abiertas que los arreglos más cercanos (o más cerrados) de empaquetamiento molecular. Ellos forman agregados de moléculas individuales, de a dos, de a cuatro y ocho. A altas temperaturas los agregados individuales y los de dos moléculas dominan; a medida que baja la temperatura los racimos más grandes comienzan a dominar (Figura 3.3). Los racimos más grandes ocupan menos espacio que los del mismo número de moléculas en racimos más pequeños. Como resultado, la densidad del agua presenta un máximo a los 4°C.

Las propiedades físicas de la mayoría de las substancias muestran una variación uniforme con la temperatura. En oposición, la mayoría de las propiedades físicas del agua pura presentan un mínimo a una cierta temperatura intermedia. La velocidad del sonido muestra un máximo a los 74°C (Tabla 3.1).

Una lista de algunos mínimos de temperatura

Primero se dan las propiedades físicas seguidas por la temperatura en °C donde ocurre el mínimo.

solubilidad del oxígeno 80

volumen específico 4

calor específico 34

solubilidad del hidrógeno 37

compresibilidad 44

rapidez de la luz -1

rapidez del sonido (máximo) 74

Al congelarse, todas las moléculas de agua forman tetraedros. Esto conduce a una extensión repentina en el volumen, es decir una disminución de la densidad. La fase sólida del agua es por lo tanto más ligera que la fase líquida, lo que representa una rara propiedad. Algunas consecuencias importantes son:

1. El hielo flota. Esto es importante para la vida en los lagos de agua dulce, puesto que el hielo actúa como un aislante contra la pérdida de calor adicional, previniendo el congelamiento del agua desde la superficie hasta el fondo.

2. La densidad muestra una rápida disminución a medida que se acerca al punto de congelación. La expansión que resulta durante el congelamiento es una causa importante del desgaste de las rocas debido a la acción atmosférica.

3. El punto de congelación disminuye con la presión. Por consiguiente, el derretimiento tiene lugar en la base de los glaciares, lo cual que facilita el flujo del glaciar.

4. Los enlaces del hidrógeno ceden bajo la presión, es decir el hielo bajo presión llega a ser plástico. Como resultado, el hielo que se forma sobre tierra en las regiones Antárticas y Árticas, fluye hacia el mar y forma icebergs en los bordes más externos. Sin este proceso toda el agua del mundo terminaría eventualmente en forma de hielo en las regiones polares.

El concepto de salinidadSegún lo mencionado antes, el agua de mar contiene 3,5% de sales, gases disueltos, sustancias orgánicas y materia particulada sin disolver. La presencia de estas adiciones influencia la mayoría de las propiedades físicas del agua de mar (densidad, compresibilidad, punto de congelación, temperatura del máximo de densidad) hasta cierto punto, pero no las determina. Algunas propiedades (viscosidad, absorción lumínica) no son afectadas perceptiblemente por la salinidad. Dos propiedades que son determinadas por la cantidad de sal en el mar son la conductividad y la presión osmótica.

Idealmente, la salinidad debe ser la suma de todas las sales disueltas en gramos por el kilogramo de agua de mar. En la práctica, esto es difícil de medir. La observación que - no importa cuanta sal esté en el mar - los distintos componentes contribuyen en una razón fija, ayuda a superar la dificultad. Esto permite la determinación del contenido salino a través de la medición de una cantidad substituta y del cálculo del total de todo el material que hace la salinidad de esa medida.

Así, la determinación de la salinidad se podría hacer a través de su componente más importante, el cloruro. El contenido del cloruro fue definido en 1902 como la cantidad total en gramos de iones cloruros contenidos en un kilogramo de agua de mar, si todos los halógenos son substituidos por los cloruros. La definición refleja el proceso químico de titulación para la determinación del contenido de cloruro y sigue siendo de importancia al cuando se trata de datos históricos.

La salinidad fue definida en 1902 como la cantidad total en gramos de sustancias disueltas contenidas en un kilogramo de agua de mar, si todos los carbonatos se convierten en óxidos, todos los bromuros y los yoduros en los cloruros, y todas las sustancias orgánicas se han oxidados. La relación entre la salinidad y el cloruro se determinó a través de una serie de medidas fundamentales de laboratorio, basadas en muestras del agua de mar de todas las regiones de los océanos del mundo y dada por

S (o/oo) = 0,03 +1,805 Cl (o/oo) (1902)

El símbolo o/oo se lee "partes por mil". Un contenido salino del 3,5% es equivalente a 35 o/oo, o 35 gramos de sal por kilogramo de agua de mar.

El hecho de que la ecuación de 1902 da una salinidad de 0,03 o/oo para una clorinidad cero es una tema de inquietud. Indica un problema con las muestras del agua de mar utilizadas en las medidas del laboratorio. Científicos de las Naciones Unidas, organización educacional, científico y cultural (la UNESCO) decidieron a repetir la determinación base de la relación entre la clorinidad y la salinidad e introdujeron una nueva definición, conocida como salinidad absoluta,

S (o/oo) = 1,80655 Cl (o/oo) (1969)

Las definiciones de 1902 y 1969 dan resultados idénticos a la salinidad de 35 o/oo y no difieren perceptiblemente entre sí para la mayoría de las aplicaciones.

La definición de la salinidad se revisó de nuevo cuando las técnicas para determinar la salinidad a partir de medidas de conductividad, temperatura y presión se desarrollaron. Desde 1978, la " Escala Práctica de Salinidad " define la salinidad en términos de una razón o cociente de conductividades:

" La salinidad practica, denotada por S, de una muestra de agua de mar, se define en términos de la razón, K de la conductividad eléctrica de una muestra de agua de mar a 15°C y a la presión de una atmósfera estándar, a la de una solución del cloruro del potasio (KCl), en la cual la fracción de masa total de KCl es de 0,0324356, a la misma temperatura y presión. El valor de K igual a uno corresponde exactamente, por definición, a una salinidad práctica igual a 35. " La fórmula correspondiente es:

S = 0,0080 - 0,1692 K1/2 + 25,3853 K + 14,0941 K3/2 - 7,0261 K2 + 2,7081 K5/2

Observe que en esta definición, la salinidad es un cociente y el símbolo (o/oo) es innecesario, pero el antiguo valor de 35o/oo corresponde al valor de 35 en la salinidad práctica. Algunos oceanógrafos aún no se acostumbran a usar números sin unidades para la salinidad de manera que escriben "35 psu", donde psu es por "practical salinity unit", por sus siglas en inglés - "unidad práctica de salinidad-". Como la salinidad práctica es una razón y por lo tanto no tiene unidades, la unidad "psu" es algo sin sentido y fuertemente desalentadora. Una vez más las diferencias minuciosas ocurren entre las antiguas definiciones y la nueva Escala Práctica de Salinidad, pero son generalmente insignificantes.

Conductividad EléctricaLa conductividad del agua de mar depende del número de iones disueltos por unidad de volumen (es decir la salinidad) y de la movilidad de los iones (es decir de la temperatura y presión). Sus unidades son mS/cm (mili-Siemens por centímetro). La conductividad aumenta en la misma cantidad con un aumento de la salinidad de 0,01, un aumento de la temperatura de 0,01°C, y un aumento de la profundidad (es decir, presión) de 20 m. En la mayoría de las aplicaciones oceanográficas prácticas el cambio de la conductividad esta dominado por la temperatura.

DensidadLa densidad es uno de los parámetros más importantes en el estudio de la dinámica oceánica. Las pequeñas diferencias horizontales de la densidad (causadas, por ejemplo, por diferencias en el calentamiento superficial) pueden producir corrientes muy fuertes. Por lo tanto, la determinación de la densidad ha sido una de las tareas más importantes en oceanografía. El símbolo para la densidad es la letra griega ρ (rho).

La densidad del agua de mar depende de la temperatura T, salinidad S y presión p. Esta dependencia se conoce como la Ecuación de Estado del Agua de Mar.

La ecuación de estado para un gas ideal está dada por by

p = ρ R T

donde R es la constante de los gases. El agua de mar no es un gas ideal, pero sobre pequeños rangos de temperatura se comporta como si lo fuera. La ecuación exacta para todo el rango de temperaturas, de salinidades y de presiones encontradas en el océano

ρ = ρ(T,S,p)

(donde S es la salinidad) es el resultado de muchas determinaciones cuidadosas de laboratorio. Las primeras determinaciones fundamentales para establecer la ecuación fueron hechas en 1902 por Knundsen y Ekman. Su ecuación expresó las nuevas determinaciones fundamentales de ρ en g cm-3. Nuevas determinaciones fundamentales, basadas en datos sobre un gran rango de presión y salinidad, dio lugar a una nueva

ecuación de la densidad, conocida como la "Ecuación Internacional de Estado" (1980). Esta ecuación utiliza la temperatura en °C, la salinidad de la Escala Práctica de Salinidad y la presión en decibares, dbar (1 dbar = 10.000 pascal = 10.000 N m-2). Así, una densidad de 1,025 g cm-3 en la antigua fórmula, corresponde a una densidad de 1025 kg m-3 en la Ecuación Internacional de Estado del Agua de Mar.

La densidad aumenta con un aumento en la salinidad y una disminución de la temperatura, excepto a temperaturas por debajo del máximo de densidad (Figura 3.4). La densidad oceánica es generalmente cercana al valor 1025 kg m-3 (En el agua dulce la densidad esta cerca de 1000 kg m-3). Los oceanógrafos usan el símbolo σt (La letra griega sigma con el subíndice t) para representar la densidad, la cual ellos pronuncian "sigma-t". Esta cantidad se define como σt = ρ - 1000 y usualmente no lleva unidades (esta debería llevar las mismas unidades de ρ). Una densidad de agua de mar típica es σt = 25 (Figura 3.5).

Algo fácil de recordar es que σt cambia la misma cantidad si la T cambia en 1°C, S en 0,1, y p en el equivalente a un cambio de 50 m de profundidad.

Observe que el máximo de densidad está arriba del punto de congelación para salinidades menores que 24,7, pero por debajo del punto de congelación para las salinidades mayores que 24,7. Esto afecta el procesos de convección térmica:

S < 24,7: El agua se enfría hasta que alcanza la densidad máxima; entonces, cuando el agua superficial se hace más ligera (es decir, después de haber pasado el máximo de densidad) el enfriamiento está restringido a la capa mezclada por el viento, la cual eventualmente se congela por encima. Las cuencas profundas están llenas de aguas de máxima densidad.

S > 24,7:La convección alcanza todo el cuerpo de agua. El enfriamiento se retrasa porque una gran cantidad de calor se almacena en el cuerpo de agua. Esto es debido a que el agua alcanza el punto de congelación antes de que se logre el de máxima densidad.

Si su navegador Internet utiliza JavaScript usted puede verificar el rango de densidad del agua de mar y su dependencia de temperatura y salinidad a presión superficial, con este calculador de densidad de agua de mar: Introduzca un valor para la temperatura, un valor para la salinidad y presione el botón calcular. Verifique su resultado contra el diagrama TS apropiado ( Figura 3.4 o Figura 3.5).

Calculadora de la Densidad del Agua de MarIntroduzca sus valores (use el punto decimal):

Temperatura (°C):    Salinidad:

   σt =

Cálculos basados en Fofonoff, P. and R. C. Millard Jr (1983) Algorithms for computation of fundamental properties of seawater.Unesco Tech. Pap. in Mar. Sci. 44, 53 pp.

© 1996 - 2000 M. Tomczak. última actualización 8/2/2000

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Clase 4.

El Balance Oceánico Global de Calor y Masa (Agua Dulce)Revisado por: Alexandre Ganachaud

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Traducido por: Julián Castañeda

El balance de calor oceánico está compuesto de entradas y salidas. Por "entrada" se identifica a un proceso por medio del cual el océano obtiene calor, mientras que por "salida" se representan las pérdidas de calor oceánico. Aquí es una lista completa de todas las entradas y salidas, donde + indica entrada o ganancia de calor y - denota salida o pérdida de calor.

Principales entradas y salidas

radiación solar (+) radiación onda-larga de retorno (-) transferencia calórica directa aire/agua (transferencia de calor sensible) (-; +

cuando es del aire al agua) transferencia calórica evaporativa (-; + para la condensación; esta situación

raramente ocurre, principalmente en condiciones de niebla marina) transferencia calórica adventiva (corrientes, convección vertical, turbulencia) (-

or +); este efecto se anula sobre una escala global o en cuencas cerradas.

Fuentes secundarias ganancia calórica de los procesos químicos/biológicos (+) ganancia calórica desde el interior de la Tierra y de la actividad hidrotérmica (+) ganancia calórica de la fricción de las corrientes (+) ganancia calórica de la radioactividad (+)

Las contribuciones de las fuentes secundarias son despreciables para la mayoría de las aplicaciones. La siguiente discusión tratará solamente las entradas y salidas primordiales.

Entradas del Balance de CalorRadiación Solar

La energía solar en el límite más externo de la atmósfera a incidencia normal alcanza los 2,00 cal cm-2min-1 (la "constante solar"). Las variaciones en la intensidad de la radiación entrante son de caracter regular e irregular. La constante solar varía estacionalmente entre cero y 1100 cal cm-2 min-1 en los polos y entre 800 - 900 cal cm-2 min-1 a nivel del ecuador. Las variaciones máximas interanuales surgen de la variación de la distancia entre la Tierra y el Sol y alcanzan a 3,34%; esto puede predecir y explicar los mayores cambios climáticos sobre eras geológicas.

En la literatura moderna la unidad cal cm-2 día-1 (calorías por centímetro cuadrado por día) ha sido sustituida por la unidad W m-2 (Watts por metro cuadrado). La conversión de unidades se logra observando que 1 caloría (cal) = 4,184 Joules (J) y que 1 Watt (W) = 1 Joule por segundo (J s-1). Esto arroja un factor de conversión de 1 cal cm-2 día-1 = 0,484 W m-2. En otras palabras, una entrada de calor de 1000 cal cm-2 day-1 equivale aproximadamente a 500 W m-2.

No toda la radiación que se recibe del límite más externo de la atmósfera está disponible en los océanos (Figura 4.1). Si la radiación entrante se normaliza a un 100%, entonces

16% Se absorbe en la atmósfera24% se refleje en las nubes7% se irradia de regreso al espacio desde la atmósfera4% se refleja desde la superficie terrestre (principalmente del mar)

Así, un 35% regresa al espacio, mientras que un 65% está disponible como energía. (El equivalente al 16% se almacena en la atmósfera y por lo tanto es eventualmente disponible.)

La radiación entrante es emitida desde el Sol a ~6000 K (La escala Kelvin es equivalente a la Celsius, pero con un desfasamiento tal que 0°C se corresponden con 273 K). De acuerdo con la Ley de Wien, el máximo de radiación se encuentra a una longitud de onda dada por λ = 2897 T-1, donde T se expresa en grados K y λ (lambda) la longitud de onda, en milímetros. El m&aacut e;ximo de radiación solar ocurre, por lo tanto, en el rango de longitudes de onda de la luz visible con un pico a los 0,48 micrómetros, el cual a su vez está en rango del azul. Este máximo decae rápidamente hacia longitudes de ondas más cortas (en el ultravioleta o UV) y lentamente hacia longitudes de onda más largas (en el infrarrojo).

La energía solar que reciben los oceános varía irregularmente con la longitud de onda, como resultado de la absorción del vapor de agua y de los distintos gases atmosféricos, en particular del oxígeno e hidrocarbonos. La absorción en el mar disminuye rápidamente el nivel de luz con la profundidad (Figura 4.2). Así a incidencia luminica vertical (es decir, las condiciones más favorables),

73% alcanza 1 cm de profundidad

44,5% alcanza 1 m de profundidad22,2% alcanza 10 m de profundidad0,53% alcanza 100 m de profundidad0,0062% alcanza 200 m de profundidad

El suministro mínimo de energía necesario para mantener la fotosíntesis es 0,003 cal cm-2 min-1. Bajo condiciones óptimas (agua totalmente clara) esta cantidad está disponible hasta los 220 m de profundidad.

Salidas del Balance de CalorRadiacón de Regreso

Parte de la radiación que se recibe desde el Sol es irradiada de regreso desde la superficie oceánica. La longitud de onda donde la mayor parte de la irradiación de regreso ocurre está, de nuevo, explicada por la Ley de Wien. Como la temperatura  de la superficie del mar es más baja que la del Sol (~283 K), el máximo de la radiación de retroceso se ubica a unos 10 micrones, es decir, en el infrarrojo o radiación de calor.

De acuerdo con la Ley de Stefan-Boltzman, la energía de la radiación es proporcional a la cuarta potencia de su temperatura absoluta (con la temperatura expresada en K). Así, las variaciones diarias o estacionales en la temperatura superficial del océano tienen poco efecto sobre la energía de la radiación de regreso, debido a que estas variaciones son pequeñas comparadas con el nivel de temperatura absoluta.

Transferencia Directa (Sensible) de Calor entre el Océano y la Atmósfera

En promedio, la superficie del océano es alrededor de 0.8°C más caliente que el aire arriba de este. La transferencia directa de calor (transferencia de calor sensible) por lo tanto tiene lugar desde el agua hacia el aire, constituyendo una pérdida de calor. La transferencia de calor en esa dirección se logra mucho más fácil que en la dirección opuesta por dos razones:

1. Se necesita mucho menos energía para calentar al aire que al agua. La energía requerida para elevar la temperatura de una capa de agua de 1 cm de espesor en 1°C, es suficiente para incrementar la temperatura de una capa de aire de 31 m en la misma cantidad.

2.2. La entrada de calor hacia la atmósfera desde abajo causa inestabilidades (por medio de la reducción de la densidad en la base) lo que da lugar a una convección atmosférica y a un ascendente transporte turbulento de calor. En oposición, la entrada de calor al interior de los océanos desde arriba aumenta la estabilidad de la columna de agua (mediante la reducción de la densidad en la superficie) evitando la penetración eficiente de calor hacia las capas más profundas.

Transferencia Evaporativa de Calor

El 51% de la entrada de calor hacia los océanos se usa en la evaporación. Además de la importante contribución al balance de calor, la evaporación - constituyendo una pérdida

de agua hacia la atmósfera - juega un papel importante en el balance de masa, el cual se discute abajo.

La evaporación comienza cuando el aire está insaturado de humedad. El aire caliente puede retener mucha más humedad que el aire frio. Como en condiciones normales la transferencia directa de calor es desde el mar hacia el aire (es decir, el aire se calienta normalmente desde abajo), la situación normal es que el aire esté insaturado de humedad y ocurra la evaporación. La condensación tiene lugar cuando aire caliente se encuentra agua fría.  Las áreas oceánicas donde esto ocurre, son conocidas y temidas por la frecuente ocurrencia de neblina.  La mayor parte de la energía liberada durante la condensación va hacia la atmósfera, de manera que la contribución de la condensación al balance oceánico de calor es extremadamente pequeña.

El balance de calor es el ajuste entre los términos discutidos arriba. Normalmente, los primeros dos términos no se consideran separadamente; la diferencia radiación solar menos radiación de regreso, o ganancia neta radiativa de calor, se usa como la entrada mayor. El balance es entonces

ganancia neta radiativa de calor - pérdida evaporativa de calor - pérdida directa de calor = 0

Este ajuste se cierra si se consideran los océanos del mundo. Si el balance se evalúa para regiones oceánicas limitadas, el lado derecho de la igualdad no es generalmente cero, sino que representa la transferencia de calor alcanzada por las corrientes oceánicas. La Figura 4.3 muestra el balance de calor del Océano Atlántico Norte como un ejemplo. Sobre una escala global, la Figura 4.4 ilustra el papel del transporte de calor por las corrientes en el balance de calor en una sección zonal desde 60°N a 60°S. La entrada neta de calor disminuye desde los trópicos hacia los polos; teniendo un débil mínimo cerca del ecuador, en vista de la espesa cubierta nubosa de la zona. El máximo de la pérdidad evaporativa de calor en los subtrópicos se produce por la advección atmosférica de aire seco; el mínimo en los trópicos es el resultado del alto contenido de humedad del aire tropical. La pérdida directa de calor es pequeña en toda el área. Las corrientes toman calor de los trópicos (esto es una pérdida de calor para el océano - valores positivos) y lo depositan en las regiones subpolares (una ganancia de calor - valores negativos).

El Balance Oceánico de MasaEl balance de masa involucra los efectos de la evaporación y precipitación sobre la cantidad de agua en el océano. El efecto sobre la cantidad total de agua es significante solamente sobre una escala de tiempo geológica. Su mayor importancia para las aplicaciones oceanográficas recae en su influencia sobre la salinidad en la capa superficial del océano.

La razón de evaporación E, es decir, la pérdida de agua debida a la evaporación sobre una extensión temporal dada, es proporcional a la distribución de la pérdida evaporativa de calor. La constante de proporcionalidad se conoce como la constante de evaporación del agua, alcanzando valores de 585 cal g-1.

A su vez la precipitación P tiene que tomarse de las observaciones. Esta es elevada en los Doldrums (justo al norte del ecuador) y en los frentes polares (alrededor de los 50° de latitud).

La distribución espacial de la salinidad marina superficial sobre extensas porciones del océano, es una imagen especular de la distribución de E-P ( Figura 4.5). Las desviaciones suceden por las descargas de los ríos. Sobre una escala global, el balance es

Evaporación = 440.103 km3 año-1

Precipitación = 411.103 km3 año-1

Descarga de Ríos = 29.103 km3 año-1

El derretimiento y congelamiento del hielo está balanceado (excepto sobre escalas temporales geológicas). La mayor parte de los ríos se encuentran en el hemisferio norte, de manera que la proporcionalidad entre salinidad marina superficial y E-P es mejor sobre la mayor parte del hemisferio sur.

Nota: Evaporación, precipitación y descargas de ríos se expresan en volumen por unidad de tiempo. La oceanografía moderna usa más y más una unidad llamada "sverdrup" (Sv), definida como 1 millón de metros cúbicos por segundo: 1 Sv = 106 m3 s-1. El factor de conversión de km3 año-1 a Sv es 1000 km3 año-1 = 0,0317 Sv. Esto da una evaporación de 14,0 Sv, una precipitación de 13,1 Sv y una descarga total de ríos de 0,9 Sv.

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Clase 5.

Distribución de la temperatura y salinidad con la profundidad; la estratificación de la densidadTraducido por: Julián Castañeda

La discusión en las clases anteriores se concentró en los procesos de interacción aire/mar, y por lo tanto se trató la distribución de temperatura y salinidad solamente en la capa superficial, donde las variaciones regionales y estacionales son mayores. Sin embargo, la mayor parte del océano está lleno de agua con temperatura y salinidad relativamente uniformes (Figura 5.1).

Si la temperatura superficial es muy baja, la convección producto del enfriamiento puede profundizarse más que la capa superficial. Esta situación se encuentra en las regiones polares donde el agua fría se hunde al fondo del océano. Este proceso llena las aguas más profundas y es responsable de las corrientes por debajo del kilómetro superior del océano. Las áreas de la convección profunda de invierno son el Mar de Weddell y el Mar de Ross en el Océano Austral (o del Sur) , el Mar de Groenlandia y el Mar de Labrador en la región ártica.

La temperatura media del océano es 3,8°C; incluso en el ecuador la temperatura media es tan baja como 4,9°C. La capa donde la temperatura cambia rápidamente con la profundidad, que se encuentra en el rango de temperaturas 8 - 15°C, se llama la termoclina permanente. Está se sitúa a profundidades desde 150 - hasta 400 m en las zonas tropicales y a la profundidad de 400 - 1000 m en las zonas subtropicales. La Figura 5.2 muestra, como ejemplo, la distribución de la temperatura y salinidad en una sección meridional a través del Océano Pacífico. Note la uniformidad de ambas propiedades por debajo de la profundidad de 1000 m. Note también que en muchas regiones, tanto la temperatura como la salinidad del océano disminuyen con la profundidad. Una disminución de la temperatura da lugar a un aumento de la densidad, de manera que la estratificación por temperatura produce una estratificación de la densidad estable. Una disminución de la salinidad, por otra parte, produce una disminución de la densidad. Tomados por su propia cuenta, la estratificación de la salinidad produciría, por lo tanto, una estratificación inestable de la densidad. En el océano el efecto de la disminución de la temperatura es más fuerte que el efecto de la disminución de la salinidad, así que el océano es establemente estratificado.

En contraste con la distribución subsuperficial de temperatura, la distribución de la salinidad subsuperficial muestra mínimos intermedios. Ellas se conectan con la formación de masas de agua en los Frentes Polares, donde la precipitación es alta; los detalles serán discutidos más adelante en el curso. A muy grandes profundidades, la salinidad aumenta otra vez porque el agua cerca del fondo oceánico se origina de las regiones polares donde se hunde durante el invierno; el congelamiento durante el proceso aumenta su salinidad.

Propiedades AcústicasLa luz y el sonido son dos portadores principales de información usados en la comunicación humana y animal. En tierra, el sonido se atenúa sobre distancias mucho más cortas que la luz, lo cual hace que sea, por lo tanto, la opción preferida para la comunicación a grandes distancias. La situación opuesta se encuentra en el océano: Mientras que la luz no penetra muy lejos en agua, el sonido puede viajar sobre grandes distancias y por lo tanto es utilizado para varios fines, tales como en el sondeo profundo, en la comunicación, en localización de objetos y mediciones submarinas, por los animales y los semejantes seres humanos. La información detallada sobre la

velocidad del sonido (es decir, la velocidad de fase de las ondas acústicas) es esencial para tales aplicaciones.

La rapidez del sonido c es una función de la temperatura T, salinidad S y presión p y varía entre 1400 m s-1 y 1600 m s-1. En el océano abierto c está influenciada por la distribución de T y p, pero no mucho por la de S; decrece con la disminución de la T, p y S. La combinación de la variación de estos tres parámetros con profundidad produce un perfil vertical de la rapidez del sonido, con un mínimo notorio de la rapidez del sonido en la profundidad intermedia: La temperatura disminuye rápidamente en el kilómetro superior del océano y domina el perfil de la rapidez del sonido, es decir c disminuye con profundidad. En las regiones más profundas (más o menos debajo del kilómetro superior) el cambio de temperatura con la profundidad es pequeño y c está determinada por el aumento de la presión con la profundidad, es decir c aumenta con la profundidad. Los cambios verticales de salinidad son demasiado pequeños tener un impacto; pero la salinidad media se determina si c posee un bajo valor (si la salinidad media es baja) o alta (si la salinidad media es alta) en promedio.

La figura 5.3 muestra ejemplos de perfiles de la rapidez del sonido. Observe las curvas para el Mar de Weddell y el Mar Mediterráneo: El Mar de Weddell no tiene una estratificación térmica, por lo tanto no existe efecto de la temperatura sobre c. El Mar Mediterráneo demuestra el efecto de la salinidad sobre c: el perfil es similar al de otras regiones tropicales oceánicas, pero la más alta salinidad del Mar Mediterráneo aumenta c en todos los niveles.

Si su navegador Internet utiliza JavaScript usted puede verificar la dependencia de la rapidez del sonido con la temperatura, salinidad y presión con esta calculadora de la rapidez del sonido: Introduzca un valor de temperatura, un valor para la salinidad y un valor para la presión y presione el botón de calcular. Comparando su resultado con los de perfiles de rapidez del sonido de diversas regiones oceánicas ( Figura 5.3) y experimentando usted puede tener una idea de como son las temperaturas y salinidades que deben existir en estas regiones para que produzcan las velocidades del sonido observadas.

Calculadora de la Rapidez del SonidoIntroduzca sus valores:

Temperatura (°C):    Salinidad:    Presión (dbar): 

  c =   m s-1

Cálculos basados en Fofonoff, P. and R. C. Millard Jr (1983) Algorithms for computation of fundamental properties of seawater.Unesco Tech. Pap. in Mar. Sci. 44, 53 pp.

Propagación del sonido

El sonido se propaga a lo largo de rayos (de la misma manera que lo hace la luz). Así, las leyes de la óptica geométrica se aplican igualmente al sonido.

1. El sonido viaja a través de trayectorias rectas donde la rapidez del sonido c es constante; de otra manera la trayectoria se desvía hacia la región de valores más bajos de c.

2. Rayos diferentes son independientes entre si. 3. Las trayectorias sónicas son reversibles. 4. La ley de reflexión (ángulo de incidencia = ángulo de reflexión) se cumple en el

fondo del mar, en la superficie marina, sobre objetos y superficies. 5. La ley de refracción se cumple en las interfases:

Puesto que la estratificación en el océano es casi horizontal, la propagación del sonido en la vertical es prácticamente a lo largo de un camino rectilíneo. Esto es el fundamento del sondeo por ecos: La profundidad se puede conocer siempre que se conozca la rapidez media del sonido. Un primer estimado es de 1500 m s-1; existen tablas que proveen las correcciones de c para distintas áreas de los océanos del mundo.

La figura 5.4 da ejemplos de recorridos sónicos horizontales. El primer diagrama presenta la propagación del sonido en la profundidad del mínimo de rapidez sónica (generalmente alrededor de los 1000 m de profundidad). Los rayos de sonido se desvían de regreso hacia la profundidad del mínimo de rapidez del sonido y viajan grandes distancias en esa profundidad (estos rayos pueden atravesar todos los océanos). El canal sónico se conoce como el canal SOFAR (Por sus siglas en inglés, SOund Fixing And Ranging). Antes de la introducción del Sistema de Posicionamiento Global (Por sus siglas en inglés, Global Positioning System, GPS) el canal SOFAR se usó para localizar barcos y aviones en situación de auxilio, y para el seguimiento de flotadores (con dos o más receptores) en el estudio de las corrientes oceánicas. El segundo diagrama presenta una situación donde la capa mezclada de temperatura uniforme (típicamente cerca de 100 m de grosor) se encuentra encima de la estratificación normal de la temperatura. En este caso la rapidez del sonido aumenta debajo de la superficie, debido al aumento en la presión antes de que la disminución normal debido a la temperatura asuma el control. El máximo de la rapidez del sonido que resulta en la profundidad en la cercanía de los 100 m de profundidad, crea una zona de sombra, puesto que todos los rayos de sonidos se desvían alejándose de esa profundidad.

Nutrientes, oxígeno y metales trazas limitantes del crecimiento en el océanoJustus von Liebig descubrió lo que se ha conocido como la " Ley Mínima " de la agricultura, que dice, la productividad del ecosistema está limitada por el alimento que se agota primero. En tierra, el elemento limitante es ya sea el fósforo, el nitrógeno o el potasio (dependiendo de tipo del suelo). En el océano los elementos limitantes son:

fósforo (como fosfato orgánico e inorgánico)nitrógeno (como nitrato, nitrito y amonio)silicio (como silicato)

Sobre la tierra los nutrientes se incorporan al suelo mediante la descomposición de la materia orgánica muerta. En los océanos la incorporación de nutrientes por las plantas (fitoplancton) tiene lugar en la zona eufótica (la capa superficial hasta donde alcanza la luz). La mayoría de los nutrientes se eliminan de la zona eufótica y se transfieren hacia los océanos más profundos a medida que se hunden los organismos muertos (detrito). En las capas más profundas la materia orgánica se remineraliza, es decir los nutrientes vuelven al medio en forma de solución. Este proceso requiere oxígeno. De manera que

el océano no puede soportar ecosistemas altamente productivos, excepto aquellos donde los nutrientes regresan desde abajo hacia la zona eufótica (surgencia o afloramiento)

las concentraciones de nutrientes generalmente se incrementan con la profundidad (Figura 5.5), mientras la concentración de oxígeno disminuye (Figura 5.6). Las desviaciones a esta regla son causadas por la advección de diferentes aguas

El oxígeno y los nutrientes están vinculados en un ciclo de incorporación y descarga, de manera que una razón fija de sus concentraciones se encuentra en las aguas oceánicas abiertas:

UAO : C : N : F =212 : 106 : 16 : 1 en peso atómico=109 : 41 : 7.2 : 1 en gramos

UAO (Utilización Aparente del Oxígeno) = concentración de saturación - concentración observada

C = Carbono N = Nitrógeno F = Fósforo

Las últimas tres décadas del siglo pasado han visto grandes progresos en la comprensión de la química del océano, y de allí que ahora se entienda que fosfato, nitrato y silicatos no son los únicos nutrientes limitantes del crecimiento en el océano. En más del 40% de las regiones oceánicas el crecimiento biológico está limitado por el suministro de hierro (fe). La razón de esta diferencia entre los ecosistemas terrestres y marinos se encuentra en la evolución temprana de la Tierra.

Como se describió en la clase introductoria, la composición de la atmósfera es el resultado de la presencia de vida sobre la Tierra (compare la figura). Las primeras formas de vida en desarrollarse (los procariótidos, que son, básicamente, nada más que moléculas rodeadas por una membrana y una pared celular) encontraron una atmósfera que principalmente se componía de dióxido de carbono (CO2). Estas utilizaron los elementos químicos disponibles en el océano para el almacenaje, transporte y transferencia de energía. El hierro es uno de los elementos más abundantes y llegó a ser esencial para muchas funciones celulares.

El advenimiento de la fotosíntesis en las plantas cambió dramáticamente la distribución relativa de C, O y del Fe. A medida que el nivel de oxígeno de la atmósfera incrementaba, el oxígeno fue reducido inicialmente por el hierro disponible, creando extensos depósitos de óxido ferroso en la corteza terrestre. Eventualmente la fuente de hierro libre se agotó y comenzó la acumulación de oxígeno que permitió la evolución de formas de vida más altas. Pero aún la vida marina primitiva requiere del Fe para sus

funciones celulares, y ésto explica porqué en el océano el hierro es un elemento limitativo adicional y en muchas situaciones el factor limitador. Los experimentos de campo han demostrado que la productividad oceánica aumenta dramáticamente cuando el hierro se agrega a la zona eufótica.

© 1996 - 2003 M. Tomczak. última actualización 8/5/2003

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Clase 6.

Aspectos de la Dinámica de Fluidos en la Geofísicarevisado por Ivan Lebedev, Yin Soong y Loren Lockwood

Traducido por Loren Lockwood

La ecuación que describe el movimiento en el océano se deriva de la Segunda Ley de Newton, la cual expresa la conservación del momento (es decir, el producto de masa por velocidad) en la forma

fuerza = masa por aceleración, o

F = m a

(Aquí, caracteres en negritas indican vectores, caracteres en cursivas indican esclares.)

En los fluidos esta ecuación se expresa en términos de fuerzas por unidad de masa F' = F / m, asi que

F' = dv / dt,

donde v = (u,v,w) es la velocidad expresada en sus componentes a lo largo de los ejes x,y,z con x hacia el este, y hacia el norte y z hacia abajo (a = dv/dt es la aceleración). Si hay más de una fuerza, la Segunda Ley de Newton se aplica a la suma de todas las fuerzas involucradas. La ley es válida en un sistema de coordenadas absoluto, es decir, un sistema estacionario o uno que se mueve a velocidad constante. En la oceanografía, los sistemas de coordenadas generalmente se definen con su origen en algún lugar sobre la superficie de la Tierra (por ejemplo, en el polo norte). Por lo tanto no son estacionarios ni se mueven con velocidad constante, sino más bien giran conjuntamente

con la Tierra. Si se aplica la Segunda Ley de Newton en un sistema de coordenadas en rotación, es necesario incluir una fuerza aparente o virtual para tomar en cuenta los efectos de la rotación. nota

Clasificación de fuerzas para la oceanografía

1. Fuerzas que generan corrientes

fuerzas externas: (ejercidas sobre los contornos del fluido)

(a) esfuerzos tangenciales (fuerza ejercida por el viento)

b) efectos de forzamiento termohalino (enfriamiento superficial, evaporación, etc)

(Estrictamente hablando, el enfriamiento superficial y la evaporación no son fuerzas como tales, pero conducen a cambios de densidad los cuales se traducen en cambios del campo de presión.)

fuerzas internas: (ejercidas sobre todas las partículas de agua)

(c) (c) Campo de presión interior (gradiente de presión)

(d) Fuerzas de marea

2. Fuerzas que frenan corrientes

(a) Fricción (difusión de momento)

(b)Difusión de densidad (no es una fuerza, pero tiene el efecto de cambiar el gradiente de presión)

Las fuerzas 1a) y 1b) actúan sólo en los contornos; del punto de vista matemático, determinan las condiciones de contorno del problema geofísico pero no entran en la ecuación de movimiento. La fuerza 2a) actúa sobre todas las partículas de agua y es, por lo tanto, parte de la ecuación de movimiento (es una de las fuerzas que entran en la sumatoria de fuerzas de Newton). La fuerza 2b) no es una fuerza que actúe directamente sobre el movimiento del agua pero sí cambia los campos de temperatura y salinidad y por lo tanto la densidad; su efecto se siente a través del campo de presión.

Las Leyes de Newton en oceanography ("Ecuación de Movimiento")Al sumar todas las fuerzas que actúan en el océano, la Segunda Ley de Newton toma la forma

Aceleración de la partícula =  - gradiente de presión + fuerza de Coriolis + fuerza de marea por unidad de masa + fricción + gravedad

La fuerza de marea necesita considerse sólo en problemas de mareas; se puede despreciar en una discusión de la circulación oceánica general.

La fuerza de la gravedad no ejerce ninguna fuerza horizontal y por lo tanto no puede producir ninguna aceleración horizontal; es importante en aquellos movimientos que involucran movimiento vertical (convección, ondas).

¿De dónde proviene el signo negativo para el gradiente de la presión? Es porque la aceleración producida por un gradiente de presión se dirige en sentido contrario al gradiente, así que el movimiento correspondiente del agua es "bajando el gradiente":

la presión p aumenta al aumentarse la distancia x (hacia la derecha), el gradiente de presión es positivo, la aceleración es desde la alta presión hacia la baja presión, la corriente u fluye bajando el gradiente de presión (hacia la izquierda).

La fuerza de Coriolis es una fuerza aparente y existe sólo para un observador en un sistema de referencia en rotación. Para visualizar esto, considérese una persona parada en un carrusel, de frente a una pelota que ha sido tirada directamente hacia esa persona por otra persona afuera. Para seguir con sus ojos la trayectoria de la pelota, la persona sobre el carrusel tendría que voltearse hacia un lado y por lo tanto creería que debería estar actuando sobre la pelota alguna fuerza para desviarla de la trayectoria más corta (la línea recta). La persona que tira la pelota observa que sigue una trayectoria recta y por lo tanto no nota aquella fuerza, y en realidad esa fuerza no existe para ninguna persona que no se encuentre sobre el carrusel. En la oceanografía, las corrientes siempre se expresan con respecto al fondo del océano - el cual gira con la tierra - y por lo tanto las mismas pueden ser analizadas correctamente sólo si la fuerza de Coriolis se toma en cuenta en la sumatoria de fuerzas. La magnitud de la fuerza de Coriolis es proporcional a la velocidad de flujo y se dirige perpendicularmente a la dirección del flujo. Actúa hacia la izquierda del flujo en el hemisferio sur y hacia la derecha en el hemisferio norte. Existe una manera útil, aunque un tanto imprecisa, para ver por qué el sentido de la fuerza es diferente en los dos hemisferios; se relaciona con el principio de conservación del momento angular.

Una partícula de agua en reposo sobre el ecuador lleva momento angular como resultado de la rotación de la Tierra. Cuando se mueve hacia cualquiera de los polos, manteniendo su momento angular, se reduce la distancia entre la partícula y el eje de rotación de la Tierra. Para conservar el momento angular, debe aumentar su velocidad de rotación alrededor del eje, así como sucede con los bailarines de ballet que aumentan su velocidad de rotación al encoger sus brazos y traerlos hacia sus cuerpos (trayéndolos más cerca del eje de rotación). La partícula, por lo tanto, comienza a moverse alrededor del eje más rápidamente que la Tierra por debajo, es decir, comienza a trasladarse hacia el este. El resultado es una desviación; en vez de moverse en línea recta hacia el polo, se desvía hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur. De igual manera, una partícula que se mueva hacia el ecuador a partir de latitudes mayores aumenta su distancia desde el eje de rotación y se atrasa en la rotación relativa a la tierra por debajo; comienza a moverse hacia el oeste, o sea, como antes, hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur.

El efecto de la rotación sobre el movimiento aparente de los objetos se puede demostrar fácilmente en experimentos del laboratorio. Usted puede ver un ejemplo de tal experimento en la animación.

Movimiento InercialSi a una porción de agua se le comunica algo de momento (la porción de agua es empujada) y luego no se le perturba más, la única fuerza que actúa sobre ella es la de Coriolis. La Segunda Ley de Newton entonces estipula que la porción de agua debe acelerar constantemente. Puesto que la aceleración es producida por la fuerza de Coriolis, se dirige perpendicularmente a la trayectoria de la porción de agua; en otras palabras, la aceleración toma la forma de un cambio constante de dirección. El resultado es que la porción de agua se mueve sobre una circunferencia.

El movimiento inercial es muy común en el océano, donde se encuentra generalmente sobrepuesto a otro movimiento (como el flujo geostrófico o el flujo que resulta de los vientos que se discute más adelante). La Figura 6.1 muestra un ejemplo tomado del Mar Báltico.

Flujo geostróficoEn el interior del océano, es decir, debajo de unos 100 m de profundidad y a más de 100 km de cualquier costa, las fuerzas de fricción se pueden despreciar. La circulación en el estado estacionario entonces es determinada por el equilibrio entre la fuerza del gradiente de presión y la fuerza de Coriolis. Este equilibrio se conoce como flujo geostrófico. En el flujo geostrófico, las partículas se mueven a lo largo de isóbaras (contornos de presión constante), con la presión mayor hacia su lado izquierdo en el hemisferio sur y hacia su lado derecho en el hemisferio norte. Puesto que la presión a cualquier profundidad está determinada por el peso del agua de arriba, las presiones mayores o menores corresponden a niveles del mar mayores o menores. El flujo geostrófico, por lo tanto, está relacionado a la forma de la superficie del mar.

La fuerza de Coriolis y la fuerza del gradiente de presión actúan sobre todas las partículas de agua. El flujo geostrófico es, por lo tanto, parte del campo de corriente oceánico en todas las profundidades y ubicaciones. Por debajo de cerca los 100 m de profundidad y aproximadamente a 100 km lejos de las líneas de coasta, todas las corrientes son geostróficas; más cerca de la superficie y de las fronteras, las corrientes geostróficas son modificadas por fuerzas adicionales.

La Figura 6.2 muestra un ejemplo del flujo geostrófico en el sistema de corrientes ecuatoriales. Observe que las variaciones del nivel del mar son del orden de tan sólo 0,2 - 0,4 m. Estas variaciones tan pequeñas son imposibles de verificar en el mar abierto. Se han verificado, sin embargo, en estrechos angostos, donde un reverso del sentido de la corriente que fluye por el estrecho produce un reverso de la inclinación de la superficie del mar a través del estrecho. Se puede medir esta inclinación por medio de indicadores del nivel del mar en ambos lados.

Otro aspecto importante del flujo geostrófico se relaciona a la circulación alrededor de remolinos. La Figura 6.3 muestra el principio. Se aplica igualmente a remolinos oceánicos y atmosféricos y explica por qué un sistema de alta presión al este de Adelaide en Australia del Sur trae vientos del norte.

La Capa de EkmanLas corrientes en la parte del océano encima de unos 150 m son afectadas directamente por el viento, es decir, la transferencia de momento de la atmósfera al océano. La sumatoria de fuerzas, por lo tanto, debe incluir las fuerzas de fricción, lo que produce un movimiento diferente del simple flujo geostrófico; el agua fluye cruzando las isóbaras desde las áreas de alta presión a las de baja presión. La capa en la cual el flujo no es geostrófico se conoce como la capa Ekman.

La dirección de movimiento del agua en la capa Ekman varía con la profundidad. Los detalles son complicados (Figura 6.4); pero cuando se considera solamente el estado estacionario, un resultado importante es que el transporte neto (es decir, promediado verticalmente) en la capa Ekman se dirige perpendicularmente a la dirección del viento, a la izquierda en el hemisferio sur y a la derecha en el hemisferio norte.

Surgencia o afloramientoLa surgencia es el proceso de movimiento vertical del agua hacia la superficie del océano. La surgencia costera y la ecuatorial son respuestas a los vientos prevalecientes y dan evidencia directa de la dinámica Ekman de transporte. Un tercer tipo de surgencia no está relacionado directamente con el viento; ocurre en el Océano del Sur y es un elemento del cinturón global de circulación.

1. Surgencia Costera: A lo largo de las costas orientales de los océanos Atlántico y Pacífico, los Vientos Alisios soplan casi paralelamente a la costa hacia la Zona de Convergencia Intertropical. El transporte de Ekman, por lo tanto, se dirige de la costa hacia el mar abierto, obligando el agua a subir desde abajo (generalmente desde una profundidad de 200 a 400 m; Figura 6.5).

2. Surgencia Ecuatorial: En los océanos Pacífico y Atlántico, la Convergencia Intertropical se ubica a una latitud de 5°N, así que los Vientos Alisios del hemisferio sur están presentes en ambos lados del ecuador. El transporte de la capa Ekman se dirige hacia el sur en el hemisferio sur y hacia el norte en el hemisferio norte. Esto produce una divergencia en la superficie en la posición del ecuador y obliga el agua a aflorar (desde unos 150 a 200 m).

3. Surgencia en el Océano del Sur: Las Aguas Profundas del Atlántico Norte llegan a el Océano del Sur en un flujo ancho en un rango de profundidades entre 1000 y 4000 m. Allí sube hasta dentro de 200 m de la superficie, para entrar en la circulación de las capas superiores. Esta subida de más de 2000 m es el proceso de surgencia más profundo de todo el Océano Mundial.

© 1996 - 2000 M. Tomczak. Last updated 5/1/2000

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Clase 7.

Procesos termohalinos; formación de masas de agua; la termoclina estacionalrevisado por: Alexandre Ganachaud

traducido por: Julián Castañeda y Rubén Aparicio

En la mayoría de las regiones oceánicas la circulación inducida por el viento, lo cual ha sido hasta ahora nuestro tema de discusión, no alcanza mas allá del primer kilómetro de profundidad. La renovación de las aguas por debajo de esa profundidad se consigue mediante corrientes inducidas por diferencias de densidad, causadas éstas por cambios en la temperatura (efectos térmicos) y en la salinidad (efectos halinos). Esta circulación se conoce como circulación termohalina. Dado que estos movimientos son bastantes lentos, resulta poco práctico usar correntómetros para tratar de detectarlos directamente,

por lo que usualmente, se deducen a partir de la distribución espacial de las propiedades del agua de mar y de la aplicación de la geostrofía.

El mecanismo motriz para la circulación termohalina es la formación de masa de agua. Masas de agua con características bien definidas de temperatura y salinidad se crean a través de procesos superficiales en localidades específicas, posteriormente estas masas se hunden y se mezclan lentamente con otrás masas de agua mientras se desplazan en el interior de las cuencas oceánicas. Los dos principales procesos de formación de masas de agua son convección profunda y subducción. Ambos procesos están vinculados a la dinámica del estrato mezclado superficial de los océanos, por lo que es necesario discutir seguidamente los aspectos termohalinos del océano superior.

Los oceanógrafos se refieren a la capa superficial, con propiedades hidrográficas uniformes, como estrato superficial mezclado. Este estrato es un elemento esencial del proceso de transferencia de calor y agua fresca entre la atmósfera y el océano. Usualmente ocupa los primeros 50m y 150 m de profundidad, sin embargo, puede ser más profundo durante el invierno cuando el enfriamiento de la superficie del mar produce inversión convectiva de agua, liberándose calor almacenado en el océano hacia la atmósfera. Durante la primavera y el verano, el estrato mezclado absorbe calor, moderando los extremos de temperatura estacional del planeta al almacenar calor hasta el siguiente período de otoño e invierno, mientras el estrato mezclado profundo del invierno previo se cubre por un delgado estrato de agua cálida y ligera. Durante este tiempo, se consigue la mezcla a través de la acción de las olas inducidas por el viento, extendiéndose no más allá de una pocas decenas de metros. Por debajo del estrato de mezcla activa, existe una zona de rápida transición donde, en la mayoría de los casos, la temperatura decrece rápidamente con la profundidad. Este estrato de transición se denomina termoclina estacional. Siendo el fondo del estrato superficial mezclado, la termoclina estacional es somera en primavera y verano, profunda en otoño y desaparece en invierno, cuando la pérdida de calor en la superficie genera inestabilidad y la convección resultante mezcla la columna de agua a una mayor profundidad (Figura 7.1). En los inviernos tropicales, el enfriamiento no es lo suficientemente fuerte para destruir la termoclina estacional, por lo que una propiedad somera llamada algunas veces termoclina tropical resulta mantenida durante todo el año.

El rango de profundidad que va desde el fondo de la termoclina estacional hasta aproximadamente los 1000 m se conoce como la termoclina oceánica ó permanente. Esta es la zona de transición que separa las aguas cálidas del estrato superficial de las aguas frías de las grandes profundidades oceánicas. La temperatura en el límite superior de la termoclima permanente depende de la latitud, estando muy por encima de los 20°C en las regiones tropicales hasta justo arriba de 15°C en las regiones templadas. En el límite más bajo la temperatura es bastante uniforme siendo de 4 - 6°C dependiendo de que océano se trate.

Por debajo del estrato superficial, el cual está en permanente contacto con la atmósfera, la temperatura y la salinidad son propiedades conservativas, es decir, sólo pueden ser cambiadas a través de mezclas y advección. Todas las otras propiedades del agua de mar, tales como oxígeno disuelto, nutrientes, etc son afectadas por procesos biológicos y químicos y en consecuencia son no conservativas. Por lo tanto, las masas de agua pueden entonces ser identificadas por su combinación de valores de temperatura y salinidad (diagrama T-S) (Figura 7.2)

La formación de masa de agua por convección profunda ocurre en regiones con poca estratificación de la densidad (es decir, en regiones polares y sub-polares). Cuando el agua en el estrato mezclado superior se hace más densa que el agua inmediatamente inferior esta se hunde a una mayor profundidad (en algunas regiones, se hunde hasta el lecho oceánico). El incremento de la densidad puede ser alcanzado por enfriamiento ó por incremento de la salinidad (a través de evaporación ó a través de concentración de salmuera durante el proceso de congelamiento) ó por ambos procesos (térmico y halino) operando en conjunto.

La formación de masa de agua por subducción ocurre principalmente en las regiones sub- tropicales. El agua desde el fondo del estrato mezclado se bombea hacia mayores profundidades por medio de un proceso de convergencia en el transporte de Ekman y un lento hundimiento a lo largo de superficies de densidad constante (Figura 7.3).

La Figura 7.4 presenta un resumen de las masas de agua de los océanos del mundo. El Agua de Fondo Antártico se forma principalmente en los mares de Weddell y Ross mediante el mecanismo de convección profunda y ocupa todas las cuencas oceánicas del planeta por debajo de los 4000 m de profundidad; en los Océanos Pacífico e Índico, esta se mezcla con la masa de agua Agua Profunda del Atlántico del Norte formando una mezcla la cual se conoce como Agua Circumpolar. El Agua Profunda del Atlántico del Norte es el producto de un proceso que incluye convección profunda en el Océano Artico, el Mar de Groenlandia y el Mar de Labrador. La mayor parte del Agua Antártica Intermedia se forma por convección profunda al este del sur de Chile y al oeste del sur de Argentina, dispersándose en todos los océanos junto a la corriente circumpolar. El Agua Intermedia en el hemisferio norte se puede formar tanto por convección profunda como por subducción. Agua Central, el agua de la termoclina permanente, es formada por subducción en las regiones sub-tropicales. Las Aguas del Mediterraáneo y del Mar Rojo son intrusiones de agua de altas temperatura y salinidad proveniente de los mapas regionales (vea la discusión sobre mares mediterráneos más abajo).

Debe entenderse que el escenario desarrollado hasta ahora es de naturaleza muy esquemática. El océano real es un fluido en movimiento turbulento y presenta remolinos, frentes y otra inestabilidad. También debe mantenerse en mente que en cada cuenca oceánica se presentan muy significativos movimientos zonales (dirigidos Este - Oeste) y que la distribución esquemática, mostrada en la Figura 7.4 no puede exhibir las variaciones dinámicas que se manifiestan desde la costa oriental hacia la costa occidental. Sin embargo, lo mostrado en esta figura, entendido como un resumen de las principales propiedades de las masas de agua en los océanos del mundo, es correcto y adecuado.

En la Figura 7.5 se presenta una síntesis de las características TS de todas las masas de agua ya mencionadas. El Agua de Fondo Antártica está representada por un simple punto TS (en la región blanca de la escala de salinidad). El Agua Intermedia Antártica también tiene su propio punto TS, pero es usualmente vista como un mínimo de salinidad en la curva TS; este mínimo se degrada lentamente debido a procesos de mezclas en la medida que el Agua Intermedia progresa hacia el norte (Figura 7.6). Las Aguas Centrales aparecen representadas por curvas TS en vez de puntos (compare con la Figura 7.3).

Una descripción completa de los movimientos de masas de agua requiere distribuciones horizontales de las propiedades al igual que secciones verticales y diagramas TS. Pueden verse entonces como la trayectoria del Agua de Fondo Antártico, en particular, es afectada fuertemente por la topografía. Por ejemplo, las cuencas profundas del Océano Atlántico Oriental están separadas del Océano Atlántico Sur por una silla y no pueden ser alcanzadas directamente por el Agua de Fondo Antártico. En realidad, son ocupadas a través de un hueco en la Cordillera Media del Atlántico cerca del ecuador conocido como la Zona de Fractura Romanche; en otras palabras el flujo de Agua de Fondo Antártico en el océano Atlántico Sur-Oriental está dirigido hacia el sur, desde el ecuador hacia el polo sur. En el Océano Pacifico, la entrada de flujo se ubica a la largo de 170°O (al este de Nueva Zelandia) seguido por una dispersión zonal hacia el este y el oeste en el hemisferio norte; recirculación en el interior del hemisferio sur ocurre en el este. La entrada del flujo hacia el Océano Índico se orienta desde el oeste y en más pequeñas cantidades desde el este.

Circulación en Mares MediterráneosLos mares mediterráneos son grandes cuerpos de agua caracterizados por el muy restringido intercambio de agua con las principales cuencas oceánicas. Esto determina diferentes características hidrodinámicas que los separan del resto de las aguas oceánicas. Mientras la circulación en la mayoría de los océanos del mundo está dominada por corrientes inducidas por el viento, la circulación en los mares mediterráneos está determinada por procesos termohalinos. En ellos se puede distinguir dos tipos básicos de circulación: cuencas de concentración y cuencas de dilución. La primera de ellos ocurre donde la evaporación excede a la precipitación, por lo que estos mares usualmente son llamados mares mediterráneos aridos. Ejemplo: Mar Mediterráneo Euro Africano, Mar Rojo y el Golfo Pérsico. La segunda de ellos ocurre donde la precipitación y descargas de ríos excede a la evaporación, tales mares son conocidos como mares mediterráneos húmedos. Ejemplo: Mar Negro, Mar Báltico y el Mar Mediterráneo Australasiático (Mares del Archipiélago de Indonesia).

La circulación en mares mediterráneos y su intercambio de agua con el resto de las cuencas oceánicas del mundo, difiere entre los dos tipos (Figura 7.7). En las cuencas de concentración (Figura 7.8, Figura 7.9), la evaporación incrementa la salinidad de las aguas superficiales, aumentando su densidad y produciendo convección. La renovación de agua profunda es entonces un proceso casi continuo y las aguas de las cuencas son bien ventiladas (alto contenido relativo de oxígeno disuelto) a todas las profundidades.

En las cuencas de dilución, las lluvias en exceso así como los aportes de las descargas riverinas, reducen la densidad de las aguas superficiales. Esto evita que tales aguas alcancen estratos más profundos. Como resultado se establece un estrato superior de agua fresca y una fuerte haloclina. El agua situada por debajo de esta haloclina es renovada sólo muy lentamente mediante procesos de mezclas a través de la haloclina y el influjo de aguas oceánicas a través del estrecho que la comunica. Tal como se discutió en la clase No 5, la remineralización de nutrientes es un proceso consumidor de oxígeno a ciertas profundidades. El contenido de oxigeno es, en consecuencia, muy bajo cuando la ventilación es inhibida a través de una haloclina estable (Figure 7.10). Si la cuenca es grande y el intercambio de agua con el océano abierto es muy restringido, los niveles de oxígeno a grandes profundidades pueden caer hasta cero, evitando la

existencia de vida marina a tales niveles. Tales condiciones son ocasionalmente encontradas en algunas cuencas del Mar Báltico. Anoxia permanente (ausencia de oxígeno disuelto) ocurre en el Mar Negro (el cual presenta más de 1500 m de profundidad) por debajo de los 150 m de profundidad.

© 1996 - 2000 M. Tomczak. Última revisión 25/11/99

dirección de contacto: matthias.tomczak@flinders.edu.au

Clase 8.

El océano y el climaRevisado por: Alexandre Ganachaud and Scott B. Power

Traducido por: Rubén Aparicio y Julián Castañeda

El océano y la atmósfera integran un sistema acoplado. El acoplamiento se manifiesta a través de procesos de intercambio en la interfase (superficie del mar). Tales procesos de intercambio determinan los balances de masa y energía del océano. Los parámetros intercambiados entre los océanos y la atmósfera son:

En el balance de energía: energía radiativa (incluyendo el calor) momento

En el balance de masa: agua, a través de    - evaporación / condensación y    - precipitación / descarga fluvial minerales gases

Los gases absorben energía radiante selectivamente. Algunos gases son transparentes a la radiación de onda corta emitida por el Sol, pero altamente absorbentes a la radiación de onda larga (infra roja) emitida por la Tierra al espacio. La alta concentración de estos gases en la atmósfera inferior conduce a un atrapamiento de energía radiativa en la atmósfera, la cual se manifiesta en si misma como un incremento en la temperatura atmosférica cercana a la superficie del planeta. Estos gases se conocen como gases invernaderos. El dióxido de carbono (CO2) es uno de los más importantes gases invernaderos. El papel del océano en el clima de la Tierra y su capacidad de almacenar dióxido de carbono, se discute en los párrafos siguientes, que han sido tomados de la contribución titulada Los Océanos y el Clima, por R.W. Stewart (ims Newsletter 55/56 1991, Unesco, Paris). Algunas anotaciones, que no son parte del texto original de la

citada contribución, se incorporaron para hacer el texto más accesible a los estudiantes del primer año; estas anotaciones aparecen en color naranja.

Comienzo de la cita

Los océanos juegan un papel en el sistema climático planetario, complementario y de similar importancia al que juega la atmósfera. Estos almacenan calor y lo liberan más tarde, y a menudo en lugares diferentes. Los océanos transportan calor en cantidades comparables al transporte atmosférico. Ambos, los océanos y la atmósfera, absorben y liberan dióxido de carbono. Algunas veces, a todo esto se le refiere como al "carrusel del sistema climático" (...). Al igual que un "carrusel" el océano almacena energía, en este caso energía térmica, cuando existe una gran provisión de esta durante el día o el verano, y la libera cuando la provisión de energía es reducida o invertida durante la noche o en el invierno.

Cuando es calentado, el océano responde almacenando parte del calor e incrementando la evaporación. Debido a que el calor es mezclado verticalmente algunos metros debido a la acción del viento, la temperatura aumenta mucho menos que cuando lo hace sobre el suelo bajo las mismas condiciones de calentamiento. La evaporación tiene profundos efectos sobre la atmósfera y el clima. El vapor de agua liberado en la atmósfera incrementa significativamente el efecto invernadero en la atmósfera. Cuando se recondensa, el calentamiento resultante del aire es una de las fuentes primarias de energía para el movimiento atmosférico.

 Cuando es enfriado, el océano responde generando movimientos convectivos verticales, los cuales reaprovisionan de calor a la superficie. (Esto ocurre porque la continuidad de masa requiere que el agua fría que se hunde desde la superficie, sea reemplazada con agua desde abajo. Esta agua ascendente es - ligeramente - más cálida que el agua que se hunde, por lo que representa una provisión de calor a la superficie.) Debido a esto la caída de temperatura es mucho menos que la que ocurre sobre el suelo bajo las mismas condiciones de enfriamiento.

El resultado de todo esto es que para los dos tercios de la superficie terrestre cubiertos por aguas oceánicas libres de hielo, la temperatura sobre los océanos varía solamente desde -2°C (el punto de congelamiento del agua marina) hasta los 30°C y que en cualquier lugar, varía difícilmente por más de 1°C durante el curso de un día y por no más de 10°C durante el curso de un año. Este rango debe compararse con el encontrado en área continentales secas, donde la variación de un lugar a otro puede ser de alrededor de 100°C, y durante el lapso de un año, en localidades particulares, llegar a unos 80°C. Además, la respuesta relativamente lenta del océano al calentamiento y enfriamiento produce un ciclo anual oceánico retardado en relación al ciclo de las regiones continentales. (Se requiere mucha más energía para cambiar la temperatura del agua que la temperatura del aire, de manera que el océano necesita más tiempo para calentarse o para enfriarse. Como resultado el océano está aún calentándose a finales del verano, cuando el aire está aún más caliente que el agua, pero se encuentra en proceso de enfriamiento. También el océano está aún enfriándose a finales del invierno, cuando el aire está aún más frío que el agua, pero la atmósfera está en proceso de calentamiento.) (...)

 Tales efectos deberían ser experimentados aún si el océano fuese un poco más profundo que una ciénaga profunda. Sin embargo, los océanos (...) se mueven. (...) Al moverse estos redistribuyen calor ( y sal) lo que resulta es de vital importancia al determinar los detalles del clima terrestre.

 La cuenca oceánica del Atlántico del Norte proporciona un notable ejemplo. En el Atlántico Tropical, el calentamiento solar, el exceso de evaporación sobre la precipitación y la descarga fluvial crean un estrato superior de agua relativamente salina y cálida. Una porción de esta agua fluye al norte, a través del pasaje entre Islandia y Gran Bretaña. Durante este tránsito, este flujo provee de calor a la atmósfera, particularmente en invierno. Dado que los vientos en estas latitudes soplan generalmente desde el oeste, el calor se distribuye sobre Europa, produciendo los tibios inviernos tan característicos de esas regiones, en relación a otros inviernos en regiones de latitudes similares.

Tanto calor es sustraído (desde el océano y absorbido por la atmósfera) que la temperatura (del agua oceánica superficial) cae cercana al punto de congelación. Esta agua, ahora en el Mar de Groenlandia, permanece relativamente salina, y la combinación de baja temperatura y alta salinidad la hace más densa que el agua subyacente o más profunda. Se establece así la convección y el agua superficial se hunde, ocasionalmente y localmente derecho hasta el fondo. Allí se desliza, y se mezcla, por debajo de otras masas de agua existentes cercanas al fondo, así dispersándose y fluyendo hacia el sur como agua fría y profunda.

Esta circulación termohalina: agua superficial cálida fluyendo hacia el norte, enfriándose, hundiéndose, y entonces fluyendo hacia el sur, proporciona un enorme flujo de calor hacia el hemisferio norte, aproximadamente 1 billón de megavatios (1 Petavatio = 1 PW=1015 vatios), completamente comparable con el transporte de calor atmosférico hacia los polos.

(...)

El agua (de todas las profundidades) está en repetido contacto con la superficie y alcanza un equilibrio aproximado con la concentración de gases atmosféricos, incluyendo notablemente al O2, CO2 y freones. Los freones son gases inertes (no influenciados por reacciones químicas y/o procesos biológicos; su concentración está afectada solamente por los procesos de mezcla del agua), y proporcionan un trazador pasivo muy útil par la dinámica de los océanos. Por otra parte, el O2 y el CO2, son afectados intensamente por la actividad biológica. Los estratos superficiales de los océanos contienen plantas planctónicas, las cuales en presencia de luz solar, convierten el CO2 disuelto en carbono inorgánico. Las plantas son comidas por animales, los cuales a su vez son consumidos por otros organismos. Los desechos de esos organismos caen desde las capas superficiales hacia las aguas profundas. Durante este tránsito, las bacterias descomponen algo del material, liberando CO2 y absorbiendo O2. Como un resultado de todo esto, las aguas profundas se enriquecen de CO2 y de nutrientes, y presentan déficit de O2.

(...)

Los océanos juegan un papel clave, pero frecuentemente incomprendido, en la determinación del clima terrestre. Para que exista una posibilidad de predecir el clima, más allá de unas pocas semanas, necesariamente debe tomarse en cuenta el comportamiento de los océanos.

(...)

Con respecto a la sensibilidad y a la contribución a un cambio climático a largo plazo: hay razones para creer que el océano está cambiando, en respuesta a cambios climáticos sobre los pasados pocos cientos de años (la pequeña Era Glacial). Los cambios serán más notables en la medida que las influencias antropogénicas (influencias derivadas de la actividad del hombre) lleguen a ser más significativas. El efecto de los océanos sobre la atmósfera podría ser moderar o intensificar tales cambios. Ciertamente los modificará.

El mapa muestra como la circulación oceánica distribuye el calor a través de los océanos del mundo.

Fin de la cita

La circulación termohalina descrita anteriormente ("agua superficial cálida fluyendo hacia el norte, enfriándose y luego hundiéndose y luego fluyendo hacia el sur") se conoce como el Gran Cinturón Transportador Oceánico (Figura 8.1): Las aguas que se hunden en el Océano Atlántico Norte (Agua Profunda del Atlántico Norte) entran a la Corriente Circumpolar Antártica y desde allá a todas las cuencas oceánicas, desde donde suben lentamente a niveles superiores del primer kilómetro de profundidad, para regresar al Atlántico Norte en la termoclina permanente. Aunque ésta es sólo una de las trayectorias de circulación del Agua Profunda del Atlántico del Norte, es la más importante desde el punto de vista del acoplamiento océano-atmósfera, dado que actúa como uno de los mayores sumideros para gases invernaderos atmosféricos. Otra región de similar importancia es el Océano del Sur, donde se hunde el Agua de Fondo Antártica.

La formación del Agua Profunda del Atlántico Norte no continua necesariamente por siempre. La convección profunda en el Mar de Groenlandia ocurre en una región donde agua fresca y fría se une a agua salina y cálida (Figura 8.2). La convección ocurre cuando el agua cálida y salina se enfría lo suficiente para hundirse, justo antes que su relativamente alta densidad la obligue a deslizarse por debajo de las aguas superficiales polares fresca, para continuar como una corriente sub-superficial (el "influjo del Atlántico" en la figura 8.2). La convección puede ser inhibida por un número de procesos. Si el clima se hace más cálido, el derretimiento adicional del hielo incrementa el volumen del flujo Ártico de agua fría y fresca y empuja al sur la región donde la corriente salada y cálida se ve forzada a estar por debajo de las frescas aguas polares superficiales. El agua cálida y salada es entonces aislada del enfriamiento atmosférico y no se hundirá. Esto detiene el cinturón transportador. Como resultado, Europa llega a ser más fría, más hielo se forma en el Ártico, el flujo de agua fría y fresca se reduce y el cinturón transportador se activa de nuevo. Parece ser que el océano puede tolerar dos sistemas de circulación alternados, tal cual como los dos estados de un sistema

oscilante. Existe evidencia geológicas de que el cinturón transportador se inactiva durante las eras de hielo.

El asunto de cómo y en que grado la circulación termohalina es susceptible a la actividad del hombre es un tema de intensa investigación en numerosas instituciones alrededor del mundo.

El Niño y la Oscilación del Sur (ENOS)La discusión sobre los cambios en la circulación oceánica y las eras de hielo ya referidas nos dio un ejemplo del comportamiento oscilatorio del sistema acoplado océano-atmósfera. Otro ejemplo, sobre una escala de tiempo lo suficientemente corta como para ser experimentada durante el transcurrir de la vida de los seres humanos, ocurre en el Océano Pacífico y se conoce como ENOS, que quiere decir El Niño - Oscilación del Sur (ENSO en inglés). La Oscilación del Sur es el término para una oscilación de la presión del aire a gran escala, observada en los trópicos alrededor del globo y observada muy claramente, particularmente, sobre el Océano Pacífico Tropical, donde es alta en Darwin, cuando es baja en Tahití y viceversa. La figura 8.3 muestra los efectos de la Oscilación del Sur sobre la presión del aire y la lluvia. Se nota que alta presión del aire en Darwin es vinculada con altas precipitaciones en el Pacífico Central.

 El Niño es el nombre para el aspecto oceanográfico del mismo fenómeno. Una de las regiones pesqueras más ricas de los océanos del mundo, la zona de surgencia costera del Pacífico Sur a lo largo de las costas de Perú, Chile y Ecuador, ocasionalmente experimenta un influjo de agua tropical cálida, pobre en nutrientes, lo cual suprime el afloramiento de nutrientes. La anchoveta, especie que habita en estas aguas, forma la base nutricional para una inmensa población de aves y para una importante industria de harina de pescado, depende de la provisión de nutrientes del estrato superficial. La anchoveta evita el agua cálida desprovista de nutrientes, hecho que puede causar masivas mortandades entre los pájaros. Si la extensión del influjo de agua tropical es muy intenso, la mortalidad en masa puede ocurrir también a los peces; el sulfuro de hidrógeno desprendido de los restos de los peces muertos ha llegado a oscurecer la pintura de las embarcaciones asentadas en el muelle El Callao. Todo esto ocurre, usualmente, antes de Navidad - de allí el nombre de "El Niño", que relaciona el evento al nacimiento del niño Jesús. Las altas temperaturas a lo largo de la costa Sur Americana permanecen por alrededor de un año o más, antes que retornen las condiciones prevalecientes previas al influjo de agua tropical.

 Una descripción simplificada del mecanismo mediante el cual interactúan el océano y la atmósfera, para causar un evento ENOS, comienza por estudiar los efectos de la temperatura superficial del mar sobre los vientos. La figura 8.4 muestra que las dos zonas de convergencia en la atmósfera coinciden con regiones de elevadas temperaturas superficiales del mar. Esto se debe a que el aire se calienta donde el agua es cálida y al subir produce una convergencia de los vientos por encima de la superficie del mar (lo cual se ve en la alta cobertura de nubes, figura 8.5) - en otras palabras, los vientos superficiales soplan hacia regiones de alta temperatura superficial del mar. Esto resulta en la acumulación de aguas cálidas, las cuales a su vez incrementan el calentamiento del aire, subiendo éste ahora más rápidamente y por ello incrementándose la velocidad del viento, estableciéndose entonces un positivo proceso de retro-alimentación.

Supongamos ahora que a través de alguna perturbación, la región marina de más alta temperatura se aparta de la zona donde la ZCIT (Zona de Convergencia Inter-Tropical, ITCZ en inglés) y la ZCPS (Zona de Convergencia del Pacífico Sur, SPCZ en inglés) se contactan (punto A de la figura 8.4) hasta un punto B más allá al este. Los vientos continúan soplando hacia esta zona, por lo que los vientos al oeste de este punto A, revertirán su dirección y cambian desde Viento Alisios a viento del oeste. De nuevo, este patrón será reforzado a través de proceso de un positivo proceso de retro-alimentación. El núcleo pluviométrico se desplaza de A hacia B y se observan condiciones de sequía en Australia. A menudo, esto es acompañado por el desarrollo de ciclones tropicales (Figura 8.6).

El cambio desde un estado de sistema de retro-alimentación océano/atmósfera al otro, requiere de condiciones atmosféricas inestables. Tales condiciones ocurren usualmente alrededor de Mayo o Junio, cuando la circulación atmosférica sobre el Océano Índico adyacente cambia desde los monzones del noreste hacia los monzones del suroeste. Si un evento ENOS ocurre en un año particular, esto usualmente se decide en el curso de mes de Mayo de ese año.

Los vientos que soplan hacia el oeste en el Pacífico Ecuatorial Occidental ponen en funcionamiento una onda interna solitaria de gran escala (varios cientos de kilómetros en longitud y alrededor de 400 km de anchura) que viaja hacia el este a lo largo del ecuador, haciendo fluir agua tropical cálida en la región sur-americana de surgencia costera. Los detalles dinámicos son complicados e involucran varios tipos de largas ondas oceánicas de muy baja frecuencia, las cuales toman de 1 a 4 meses para cruzar el Océano Pacífico Ecuatorial y alterar la estructura térmica del océano superior a miles de kilómetros de donde ellas se generaron. Lo que resulta importante en este proceso es que la perturbación original en el sistema océano/atmósfera, la cual tuvo lugar en el sección occidental del Océano Pacífico a comienzos de año, produce una supresión de la surgencia costera y un influjo de agua tropical a lo largo de las costas de Perú, Chile y Ecuador, durante las postrimerías del año. La supresión de la surgencia es más intensa durante Noviembre - Diciembre y no desaparece hasta bien entrado el año siguiente.

Para concluir esta clase, observaremos el evento ENOS de 1997/98, el cual fue particularmente fuerte y duradero, no parecido a otros. Todos los eventos ENOS presentan sus particularidades y el evento ENOS 1997/98 (El Niño), se observó vía satélite, por lo que se dispone de una particularmente buena base de datos.

Las animaciones de la información de temperatura superficial del mar y de precipitaciones serán utilizadas para seguir la evolución del evento ENOS. Se mostrarán en una ventana separada, acompañadas por la respectiva explicación. Por favor, establezca al máximo el ancho de la ventana, para darle cabida a las animaciones una vez que estas aparezcan y ciérrelas cuando usted haya terminado.

Una advertencia. Si usted está estudiando este capítulo desde la Internet ( y no desde el CD): Cada uno de los archivos de animación ocupa casi 1 Mb, por lo que toma un tiempo considerable descargarlos desde una conexión telefónica.

La mejor manera de aprovechar las animaciones es viéndolas a través del programa QuickTime o de algún programa visor de imágenes similar. Si no dispone del visor

QuickTime, podrá mirar la animación en la ventana del navegador, pero no podrá detenerse en cuadros individuales. Elija la opción que desea usar:

Ver la animación en el navegador. Usar un visor de imágenes para mirar las animaciones.

© 1996 - 200 M. Tomczak. Última actualización 25/11/99

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Clase 9.

OndasRevisado por: Ivan Lebedev y Yin Soong

Traducido por: Reginaldo Durazo

Las ondas son deformaciones periódicas de una interfase. En oceanografía, las olas son deformaciones de la superficie del océano, es decir, de la interfase océano-atmósfera. Las deformaciones se propagan con la velocidad de onda, mientras que las partículas describen movimientos orbitales u oscilatorios a la velocidad de la partícula, y en promedio permanecen en la misma posición.

En aguas profundas, las trayectorias de las partículas son círculos. En aguas someras o de poca profundidad, las trayectorias de las partículas se deforman a elipses (Figura 9.1). La transición de ondas en aguas profundas a ondas en aguas someras ocurre cuando la longitud de onda λ es mayor que el doble de la profundidad h. En λ = 20h ocurre también un cambio en las propiedades de las ondas. Es de utilidad distinguir entonces entre

|_______________________________|________________________________|________________________0 < λ < 2h< λ < 20h < λ

ondas en aguas profundas ondas transicionales ondas en aguas someras

o ondas cortas o ondas largas

Es importante notar que la distinción entre olas en aguas profundas y olas en aguas someras tiene poco que ver con la profundidad del fondo. La distinción está determinada por la razón entre la profundidad del agua y la longitud de onda. El océano profundo puede ser somero con respecto a las olas, siempre y cuando la longitud de la onda exceda el doble de la profundidad del fondo. Un ejemplo de esto es el caso de las ondas de marea.

Clasificación de las OndasLas ondas oceánicas se pueden clasificar de diferentes maneras. Una clasificación se basa en las fuerzas que generan las ondas. En orden ascendente de acuerdo a la longitud de onda se tiene:

1. Forzamiento meteorológico (viento, presión del aire); el mar localNT y el mar de levaNT pertenecen a esta categoría.

2. Sismos; estos generan maremotos (tsunamis) las cuales son ondas en aguas someras u ondas largas.

3. Mareas (forzamiento astrónomico); estas son siempre ondas en aguas someras u ondas largas.

Otra clasificación se basa en la representación, en un espectro de frecuencia, de todas las ondas oceánicas. Distingue entre ondas capilares, ondas gravitatorias, ondas de largo período, ondas de marea y más largas que la marea (Figura 9.2). Existe aún otra clasificación que se basa en las fuerzas restauradoras responsables de regresar las partículas de agua a su posición promedio en la columna de agua (Figura 9.2).

NT (nota del traductor): El término en Inglés “SEA” se conoce comúnmente como MAR LOCAL y se refiere a las olas generadas por el viento en la localidad donde éste actúa. El término "SWELL" se conoce como MAR DE LEVA y se refiere a las olas que provienen de un sitio remoto.

Descripción de las OndasLa manera más simple de visualizar las ondas es mediante el concepto de oscilación armónica (Figura 9.3). La onda puede ser descrita por su

período τ frecuencia f = 1 / τ frecuencia angular ω = 2 π / τ longitud de onda λ velocidad de fase, velocidad de onda o celeridad c = λ / τ altura de onda H = 2A (A = amplitud) pendiente de la onda δ = H / λ

La superposición de dos ondas con frecuencias ω1 y ω2 produce ondas de grupo o paquetes de ondas (Figura 9.4). Las crestas de las ondas viajan con la velocidad de fase (idéntica a la velocidad de onda) c; los paquetes viajan con la velocidad de grupo

cg = c - λ dc/dλ

(Nota para los más inclinados a la descripción matemática: La expresión equivalente pero más convencional que se utiliza en oceanografía es c g = dωdk, donde k es el número de onda.)

Aún y cuando en promedio las partículas permanecen en la misma posición, las ondas trasportan energía en paquetes. La energía se propaga con la velocidad de grupo y se puede mover más rápido o más lento que las crestas individuales de cada onda. Esto se conoce como dispersión.

Dispersión Normal

En la dispersión normal, c se incrementa con λ, es decir, las crestas de las ondas largas viajan más rápido que las crestas de ondas cortas. Como una consecuencia, cg < c, esto es, la energía viaja más lento que las crestas de las ondas. Esto ocurre también con las ondas gravitatorias.

Ondas no Dispersivas

En este caso, cg = c, esto es, todas las crestas de onda viajan a la misma velocidad y la energía se propaga también a la misma velocidad.

Dispersión Anómala

Este tipo de dispersión se encuentra cuando cg > c. Las ondas capilares son un ejemplo. La energía se propaga más rápido que las crestas de onda y las ondas cortas viajan más rápido que las ondas largas.

En la mayoría de las situaciones en el océano, la pendiente de las ondas es muy pequeña y la velocidad de la onda está dada por

(válido para δ < < 1, ó λ > > H)

donde H es la altura de onda y h es la profundidad del fondo. La fórmula se puede simplificar dependiendo de la razón λ - h:

Velocidad de onda en aguas profundas(ondas cortas; la profundidad es mayor que 1/2 de la longitud de onda)

cg = c / 2 (dispersión normal)

Velocidad de onda en aguas someras(ondas largas; la profundidad es menor de 1/20 de la longitud de onda)

cg = c (ondas no dispersivas)

Como ejemplo, considere las ondas producidas por una tormenta distante. En el océano abierto tales ondas viajan como ondas en aguas profundas; su velocidad de onda depende de su longitud de onda λ. En este caso las ondas largas son las más rápidas y arriban primero a localidades distantes. Esto se observa como un mar de leva lejano. Cuando las olas se aproximan a una playa, la profundidad del fondo disminuye y llega a un punto donde las ondas cambian de ondas en aguas profundas a ondas en aguas someras. Como una consecuencia, la velocidad de onda c disminuye a medida que la profundidad disminuye y las ondas se curvan hacia adentro. De manera progresiva, el frente de la onda se vuelve más paralelo a la playa.

Ondas de amplitud finita

El concepto de oscilación armónica ofrece una buena explicación de las ondas con pendiente muy pequeña. Al aproximarse a una playa, o durante el período de formación activa por el forzamiento del viento, la pendiente de la ola no es suficientemente pequeña y el perfil de onda se desvía del perfil armónico. A medida que la pendiente se incrementa, el perfil de la onda se vuelve triangular:

Eventualmente, la onda rompe. Los valores limitantes antes del rompimiento son un ángulo de 120° y una pendiente δ = 1/8. Las trayectorias de las partículas en ondas de este tipo no son trayectorias cerradas, y están asociadas con un transporte neto de agua (no sólo de energía). Este transporte se conoce como deriva de Stokes, en honor a su investigador.

Ondas cortas (ondas en aguas profundas)

Las ondas cortas en el océano son ondas generadas por el viento y se dividen en mar local y mar de leva. El mar local incluye todas las olas generadas por vientos locales mientras que el mar de leva se refiere a las olas generadas por vientos distantes.

El efecto del viento en el estado del mar depende del área sobre la cual actúa sin obstáculos, antes de arribar al punto de observación. Esta distancia se conoce como fetch. La presencia de una costa limita el fetch para aquellos vientos que soplan de tierra a mar. En el océano abierto, el fetch está determinado por el tamaño del sistema de tormenta que produce el viento.

Otro factor determinante para las ondas es el tiempo sobre el cual el viento sopla de manera sostenida con una fuerza dada. Para una velocidad del viento dada, toma cierto tiempo a las olas para desarrollarse y llegar a un estado estacionario. El tiempo requerido para alcanzar dicho estado (estado en el cual las olas ya no crecen más) es conocido como la duración del viento.

En un instante dado, el estado del mar no es una oscilación armónica simple. Se deben encontrar entonces mecanismos para describir las condiciones de las ondas en términos de cantidades medibles estadísticamente. Para esto se utilizan dos aproximaciones:

1) Cálculo de parámetros de ola significante (descripción en el dominio del tiempo)

2) Determinación del espectro del oleaje (descripción en el dominio de la frecuencia)

La combinación de muchas mediciones ha resultado en cálculos de los parámetros de ondas para mares completamente desarrollados (Figura 9.5). Un mar completamente desarrollado es aquel para el cual el fetch y la duración no son limitantes, esto es, no ocurre más crecimiento del oleaje debido a que la pérdida de momento y de energía por rompimiento de las olas está en balance con la energía que introduce el viento.

Para mares completamente desarrollados en la zona de generación, la gráfica que se muestra en la Figura 9.5 representa situaciones donde las ondas son generadas por el viento local. De la misma manera, la Figura 9.6 muestra las propiedades de ondas para situaciones donde las ondas son generadas en regiones remotas. Estas figuras asumen un mar completamente desarrollado en la zona de generación.

Para muchas aplicaciones marinas, por ejemplo la navegación o el diseño de plataformas, las ondas más altas son las de mayor interés. Para esto se ha introducido el parámetro de altura de onda significante. Esta cantidad es H1/3 o H1/10, y está definida como el promedio de la tercera o décima parte de las ondas más altas en el período de observación, respectivamente. (El uso de H1/3 es más común que el de H1/10). A partir de observaciones se ha establecido que la altura de ola Hmax está relacionada a la altura de ola significante como

    y    

La altura máxima medida para un grupo de olas depende en cierto modo de la longitud del período de observaciones; el valor de Hmax es diferente si se calcula para una serie de tiempo con período de 10 minutos que para una de 3 horas.

Descripción estadística de las ondasLas relaciones entre la altura de ola más alta y la onda significante indican que el estado del mar tiene ciertas propiedades estadísticas. Una descripción estadística está basada en la representación del campo de onda en el espectro de energía. Para una frecuencia dada, la energía de onda es proporcional al cuadrado de la amplitud.

Un espectro de energía muestra la energía de onda como función de la frecuencia de la onda. Una onda armónica simple tiene un espectro 'monocromático':

La descripción estadística del oleaje supone que todas las frecuencias y todas las longitudes de onda correspondientes están presentes. La estadística del oleaje no pretende describir la forma de la superficie del mar sino que se enfoca en la energía de

onda. En un mar completamente desarrolado, con una distribución aleatoria de la energía del oleaje sobre todas las frecuencias, la forma teórica del espectro de energía es el de una Gausiana o distribución 'normal'. Cuando sólo existe oleaje lejano, la energía está concentrada sobre la frecuencia de ese oleaje (mar de leva) y el espectro es mucho más angosto.

En situaciones reales en el océano, la energía no está distribuída de forma aleatoria sino que incluye desde las ondas más cortas posibles generadas por el viento, hasta ondas de longitud larga. Como resultado de esto, la forma del espectro de oleaje oceánico depende fuertemente en la intensidad del viento. La Figura 9.7 muestra el espectro de energía para mares completamente desarrollados en función de la velocidad del viento. Note que el espectro tiene una distribución normal sólo para bajas velocidades del viento. A medida que la rapidez del viento se incrementa, la mayor parte de la energía se encuentra en ondas de largo período, aunque las ondas de corto período todavía están presentes. Para períodos largos, la pendiente en la curva del espectro cae rápidamente y la curva está "sesgada" hacia las bajas frecuencias (períodos largos).

El decaimiento final de las ondas ocurre durante su rompimiento en la playa, lo cual sucede cuando la velocidad de la partícula es mayor que la velocidad de fase (velocidad de onda). En este estado, las ondas transportan energía y masa hacia la playa. Aún cuando mucha de la energía se disipa en el trabajo mecánico de los sedimentos en la playa, la masa movida por las olas tiene que ser regresada al mar. Esto ocurre a intervalos regulares a lo largo de la playa en las llamadas corrientes de retorno. Estas son fuertes corrientes de agua hacia afuera de la costa sobre el fondo marino.

© 1996 - 2003 M. Tomczak. última actualización 3/3/2005

Se agradece a Herman C. Peters del Dutch North Sea Directorate por sus sugerencias para mejorar el texto.

dirección de contacto: matthias.tomczak@flinders.edu.au

Clase 10.

Ondas Largas (ondas en aguas someras)revisado por: Yin Soong

Traducido por: Reginaldo Durazo

Las ondas cortas (ondas en aguas profundas) muestran una dispersión normal, i.e., la velocidad de la onda depende del período, tal que las ondas con el período mayor se mueven más rápido que las ondas de período corto (y las ondas de largo período tienen la longitud de onda mayor).

En contraste, las ondas largas (ondas en aguas someras) son no dispersivas: su velocidad de onda es independiente del período y depende sólamente de la profundidad del agua de la forma

donde c es la velocidad de onda, h es la profundidad del agua y g es la gravedad.

La estructura de velocidad en una onda larga está descrita por

donde ζ es la elevación de la superficie (amplitud de la onda) y u la componente horizontal de la velocidad de la partícula. Se puede observar que u es independiente de la profundidad, y que la componente vertical de la velocidad de la partícula varía linealmente con la profunidad. Las partículas se mueven a lo largo de elipses muy elongadas en trayectorias con movimiento casi horizontal.

TsunamisLos Tsunamis son ondas largas generadas por sismos submarinos. La palabra Tsunami es de origen japonés que significa "onda de puerto". A menudo se les llama ondas de marea lo cual no es correcto ya que los tsunamis no tienen ninguna relación con las mareas.

Antes de 2004 el tsunami más fuerte conocido en la historia se produjo por la erupción del volcán Krakatau del grupo de Islas de Sunda en 1883. Este tsunami alcanzó una altura de onda de 35 m y cobró un total de 36.830 vidas. Desde 684 A.C. se han documentado para el Océano Pacífico cuatro tsunamis en exceso de 30 m. En el Océano Atlántico se observó un tsunami fuerte en 1755 después de un terremoto cerca de Lisboa (Portugal).

En la cercanía del epicentro de un terremoto, los tsunamis pueden presentar alturas de onda extremas. Una vez que llegan al océano abierto y viajan en aguas profundas, los tsunamis tienen amplitudes extremadamente pequeñas pero viajan rápido, alrededor de 700 km/h en aguas con profundidad de 4000 m. (Esta velocidad se puede calcular utilizando la ecuación de la velocidad de onda dada anteriormente. Se tiene g = 9.8 ms-1, h = 4000 m, tal que (9,8 x 4000)1/2= 200 ms-1= 700 km/h.) Al aproximarse a la costa la

altura de la onda aumenta al disminuir la profundidad. El período de los tsunamis esta en el rango de 10 a 60 minutos. La Figura 10.1 muestra el registro de un tsunami en Hawaii, originado por un terremoto en Alaska.

En 1856, cuando las mediciones directas eran prácticamente imposibles, los tsunamis fueron utilizados para calcular la profundidad del océano mediante la velocidad de fase. El resultado para el Pacífico Norte fue de 4200 - 4500 m, el cual fue una aproximación bastante aceptable comparada con cálculos previos de 18.000 m.

El tsunami más destructivo sabido ocurrió el 26 de diciembre de 2004. Fue generado por un terremoto en la vecindad de las islas de Andaman y del Sumatra norteño y causó muerte y destrucción en países alrededor del Océano Índico. El peaje de la muerte se estima en entre 265.000 y 320.000, aunque una figura exacta final puede nunca ser sabida.

Debido a su fuerza destructiva, se ha iniciado un sistema de alarma contra tsunamis. El sistema utiliza observaciones sismográficas de terremotos y calcula el tiempo de arribo a las costas de la cuenca oceánica por donde se propaga. Otra posibilidad es el monitoreo de ondas de compresión que están ligadas con erupciones volcánicas y las cuales viajan a lo largo del canal del sonido (canal SOFAR) y se propagan a la velocidad del sonido (1500 m s-1). Para regiones cercanas al epicentro no existe un sistema de alarma.

La Figura 10.1a demuestra el paso del tsunami del 26 de diciembre 2005 a través de las Seychelles. Se pueden ver también algunas imágenes que muestran el impacto de tsunami históricos importantes y animaciones de la propagación de un tsunami derivado de un modelo numérico.

SeichesLos seiches son ondas estacionarias en cuencas cerradas o semi-cerradas. Si se considera una cuenca de longitud L y profundidad h con velocidad de ondas largas,

el tiempo que le toma a una onda viajar la distancia L es

En la pared de la cuenca ocurre reflección, y la onda que regresa requiere el mismo tiempo para viajar al punto de inicio. De esta manera se puede ver que el período básico de una onda estacionaria en la cuenca es

Este es el período de una oscilación libre de bajo (primer) orden. Es posible que existan oscilaciones de alto orden con períodos T1/n para el orden n. El orden es dado por el número de nodos en la oscilación de la superficie. La Figura 10.2 muestra un seiche de primer orden (de período T1), mientras que la Figura 10.3 muestra un seiche de segundo orden (de período T2 = 1/2 T1).

La Figura 10.4 muestra un seiche de primer orden en el Mar Báltico, región donde este tipo de oscilaciones se produce por el paso de sistemas de tormentas que atraviesan la zona. Las tormentas inician una oscilación libre (seiche) que continúa por varios días antes de ser disipado por la fricción del fondo.

Si la cuenca es abierta, la línea que conecta al mar abierto tiene que ser un nodo ( Figura 10.3). El período correspondiente para la onda de más bajo orden es por tanto el doble del período del seiche de más bajo orden que existiría si la cuenca fuera cerrada (la longitud de onda efectiva es el doble de la longitud de la cuenca). El caso es análogo a la determinación de la frecuencia en órganos musicales de viento, y es

Es posible que existan seiches de más alto orden con período T1/n.

Ondas InternasSe mencionó anteriormente que las ondas son movimientos periódicos de las interfases. Si la columna de agua consiste de una capa superior y una inferior de mayor densidad, la interfase entre las dos capas puede realizar un movimiento oscilatorio. Este movimiento, que no afecta a la superficie y que generalmente no es observable en ésta, es un ejemplo de onda interna.

La fuerza restauradora para las ondas es proporcional al producto de la gravedad y la diferencia de densidad entre las dos capas (flotabilidad relativa). En la interfase interna esta diferencia es mucho más pequeña que la diferencia de densidad entre el aire y el agua (en varios órdenes de magnitud). Como una consecuencia, las ondas internas pueden tener amplitudes mucho más grandes que las ondas en la superficie. De igual manera, le toma más tiempo a la fuerza restauradora regresar a las partículas a su posición promedio, y las ondas internas tienen períodos más largos que las ondas gravitatorias superficiales (de 10-20 minutos hasta de varias horas, comparado con segundos a minutos para las ondas de gravedad superficiales). En contraste con las ondas en la superficie, en las cuales la velocidad horizontal de las partículas es mayor en la superficie y decae rápidamente con la profundidad (en aguas profundas), o es independiente de la profundidad (en aguas someras), el movimiento horizontal del agua

en las ondas internas es mayor cerca de la superficie y el fondo, y es mínimo a media agua.

Las ondas internas pueden ser observadas también en la atmósfera, en donde viajan a través de la interfase entre aire cálido y aire frío. Las figuras 10.5 y 10.6 muestran dos ejemplos.

La Figura 10.7 muestra el ejemplo de una onda interna que viaja sobre la termoclina estacional en aguas costeras. Tales ondas tienen longitudes típicas de varias decenas de metros y períodos de alrededor de 30 minutos. Es común observar que la convergencia del movimiento de partículas en la superficie, justo encima de los valles de la onda, acumula material flotante en la superficie y permite que las ondas sean visibles en la superficie como marcas de diferente rugosidad o estrías de diferente color (Figura 10.8). Si la interfase a lo largo de la cual viaja la onda es muy somera, las embarcaciones pueden encontrar una situación tal que la mayor parte de la energía que mueve la propela es utilizada para generar el movimiento circular de las partículas de la onda interna en la superficie. Sucede entonces que la embarcación se desplaza poco o nada en el agua. Este fenómeno es conocido como "agua muerta" y es común en fiordos, en donde la interfase se produce por una capa delgada de agua dulce proveniente del deshielo de glaciares que se mueve sobre el agua oceánica subsuperficial.

Las ondas internas más comunes son las del período de marea. Estas ondas se manifiestan como un levantamiento y hundimiento periódico al ritmo de la marea, de la termoclina estacional o permanente. En algunas regiones oceánicas, la expresión superficial de estas ondas, producida por la convergencia encima de los valles de onda, puede ser visible en imágenes de satélite (Figura 10.9).

© 1996 - 2000 M. Tomczak. Ultima revisión 5/1/2000

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Clase 11.

Mareasrevisado por: John Luick

traducido por: Reginaldo Durazo

Las mareas son ondas largas, ya sea progresivas o estacionarias. El período dominante es usualmente de 12 horas 25 minutos, el cual es la mitad de un día lunar. Las mareas se generan por el potencial gravitacional de la luna y el sol. Su propagación y amplitud

están influenciadas por fricción, la rotación de la tierra (fuerza de Coriolis), y la resonancia que está determinada por las formas y profundidades de las cuencas oceánicas y los mares marginales.

La expresión más obvia de la marea es el ascenso y descenso del nivel del mar. De igual importancia es el cambio regular en la velocidad y direccion de la corriente. Las corrientes de marea son de las de mayor magnitud en los océanos mundiales.

Descripción de las mareas Mara Alta: máximo en el nivel del agua Marea Baja: mínimo en el nivel del agua Nivel Medio de Marea: el nivel medio del agua, relativo al punto de referencia

(nivel de referencia o "datum") cuando el promedio se realiza sobre un período de tiempo largo.

Rango de Marea: la diferencia entre la marea alta y la marea baja Desigualdad Diurna: la diferencia entre dos maximos o mínimos sucesivos de

marea Marea Viva: la marea que ocurre poco después de luna nueva o luna llena Marea Muerta: la marea que ocurre poco después de la luna de cuarto

menguante o cuarto creciente.

El que existan mareas vivas y mareas muertas alternas da como resultado una desigualdad quincenal en las alturas de la marea y las corrientes. Este período es de 14.77 días, el cual es la mitad de un mes sinódico. (Sinódico: está relacionado a las mismas fases de un planeta o sus satélites. Un período sinódico o un mes sinódico es entonces el tiempo que transcurre entre dos fases sucesivas idénticas de la luna. En la teoría de las mareas, sinódico siempre hace referencia a la luna, tal que un mes sinódico es el tiempo que transcurre entre fases sucesivas de la luna, por ejemplo entre lunas nuevas sucesivas.) Existen otras desigualdades con períodos similares o más largos.

Las Fuerzas Generadoras de MareaA medida que la tierra revoluciona alrededor del centro de gravedad del sistema tierra/sol, la orientación del eje de la tierra en el espacio permanece igual. Esto se conoce como revolución sin rotación (ver la animación para mayor explicación).

La fuerza generadora de marea es la suma de la fuerza gravitacional y la fuerza centrífuga. En un sistema con revolución pero sin rotación la fuerza centrífuga es la misma para cualquier punto sobre la superficie de la tierra, pero la fuerza gravitacional si varía (Figura 11.1). La fuerza generadora de marea, por tanto, varía en intensidad y dirección sobre la superficie de la tierra. La componente vertical de esta fuerza es muy pequeña comparada con la gravedad y su efecto en el océano puede ser considerado nulo. La componente horizontal produce las corrientes de marea, lo cual en turno resulta en variaciones del nivel del mar (Figura 11.2).

La fuerza gravitacional que ejerce un cuerpo celestial (luna, sol o estrellas) es proporcional a su masa pero inversamente proporcional al cuadrado de la distancia. La

distancia entre el sol y la tierra es mayor que la distancia entre la luna y la tierra, lo cual significa que la fuerza gravitacional del sol (y por tanto su fuerza generadora de marea) es de alrededor del 46% de la fuerza de la luna. Otros cuerpos celestiales no ejercen una fuerza de marea significativa.

Períodos de Marea principales

Mareas producidas por la luna o M2 (lunar semidiurna) 1/2 día lunar = 12h 25min o O1 (lunar diurna) 1 día lunar = 24h 50 min

Mareas producidas por el Sol o S2 (solar semidiurna) 1/2 día solar = 12h o K1 (solar diurna) 1 d´a solar = 24h

Las mareas se pueden representar como la suma de oscilaciones armónicas con estos períodos, más la suma de oscilaciones armónicas de todos las otras combinaciones de períodos (tales como desigualdades). Cada oscilación se conoce como constituyente de marea, y tiene su amplitud, período y fase, los cuales se pueden extraer a partir de observaciones utilizando técnicas de análisis armónico. Se han identificado cientos de dichas oscilaciones, pero en la mayoría de las situaciones y para propósitos de predicciones a lo largo de un año más o menos, es suficiente con incluir sólamente M2, S2, K1 y O1. En la práctica, las predicciones que se producen por computadora para publicar las tablas de marea oficiales utilizan muchos más términos que estos cuatro. Por ejemplo, el Departamento Nacional de Mareas en Australia utiliza 115 términos para producir las Tablas de Marea oficiales de ese país.

Clasificación de Mareas

Para clasificar las mareas se utiliza el Número de Forma F definido como

F = ( K1 + O1 ) / ( M2 + S2 )

donde los símbolos de las constituyentes indican sus respectivas amplitudes. De acuerdo al valor de F se distinguen cuatro categorías:

valor de F categoría

0 - 0.25 semidiurna

0.25 - 1.5 mixta, principalmente semidiurna

1.5 - 3 mixta, principalmente diurna

> 3 diurna

La Figura 11.3 muestra algunos ejemplos.

Forma de la Onda de MareaLas escalas de variación en el campo de fuerzas son de dimensiones globales. Sólo los cuerpos de agua más grandes pueden acomodar directamente las mareas forzadas. En

una tierra sin rotación las mareas serían ondas estacionarias y tendrían la forma de seiches, esto es, un movimiento hacia adelante y atras del agua alternado con puntos de no movimiento vertical (nodos). En una tierra con rotación la onda de marea se transforma en un movimiento alrededor de puntos sin movimientos verticales conocidos como puntos anfidrómicos.

En los puntos anfidrómicos, el rango de marea es cero. Las líneas de corango (líneas de rango de marea constante) ocurren alrededor de

puntos anfidrómicos de manera casi circular. Las líneas de cofase (líneas de fase constante, o líneas que conectan los lugares

donde la marea alta ocurre al mismo tiempo) emanan de los puntos anfidrómicos como rayos en una rueda.

La animación compara el movimiento de un seiche y el movimiento de la marea alrededor de un punto anfidrómico. Note que en una tierra con rotación las mareas toman la forma de ondas que se propagan: La onda se propaga alrededor del punto anfidrómico ya sea a favor o en contra de las manecillas del reloj.

Los detalles de la forma de la onda de marea son difíciles de evaluar ya que dependen de la configuración de la cuenca. Los modelos numéricos en computadora pueden dar una descripción de la onda en una escala oceánica (Figura 11.4). Los resultados de los modelos tienen que ser verificados con observaciones del rango de marea y los tiempos de ocurrencia de la marea alta y la marea baja. Las distorsiones de la onda de marea en la plataforma continental causadas por la reducida profundidad dificultan la comparación de resultados para el océano abierto. En aguas profundas el rango de marea raramente excede los 0.5 m.

Mareas de Co-oscilaciónLas mareas en mares marginales y bahías no pueden ser generadas directamente sino que son mareas de co-oscilación generadas por el movimiento de las mareas en la conección con el océano abierto. Dependiendo del tamaño de la cuenca o de la bahía, las mareas pueden tomar la forma de un seiche o rotar alrededor de uno o mas puntos anfidrómicos.

Si el forzamiento de la marea está en resonancia con el período de un seiche dentro de la cuenca o bahía, el rango de marea se amplifica y puede ser mucho mayor que el rango en la entrada. Este fenómeno produce los rangos de marea más grandes en los océanos mundiales (14 m en la Bahía de Fundy en la costa este de Canadá, 10 m en San Malo, Francia, 8 m en la plataforma noroeste de Australia y en el extremo norte del Golfo de California, México; todas estas son principalmente mareas semidiurnas). De acuerdo con la dinámica de seiches en cuencas abiertas, el rango de marea es entonces máximo en el extremo al interior del cuerpo de agua. En el Golfo Spencer en el sur de Australia, se observa una amplificación del rango más o menos regular, donde durante las mareas vivas el rango es de 3 m en el extremo interior, y menos de 1 m en la entrada del golfo.

La Figura 11.5 muestra un ejemplo de una marea de co-oscilación en una bahía larga. En la entrada, el forzamiento es por la marea oceánica, la cual tiene un rango de marea (en mareas vivas) de alrededor de 1 m. Debido al ancho de la cuenca, la fuerza de

Coriolis logra modificar la forma de la onda, y se producen puntos anfidrómicos alrededor de los cuales se propaga la onda. La amplificación es particularmente grande en la costa Británica y en el Canal Inglés.

© 1996 - 2000 M. Tomczak. Última revisión 24/2/2000

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Clase 12.

Estuariosrevisado por: Gunther Krause

traducido por Raúl Aguirre Gómez

Los estuarios son regiones del océano costero donde las variaciones espaciales de salinidad son tan grandes que determinan la circulación media. Los estuarios se relacionan con los mares mediterráneos en que las mayores fuerzas de control de su circulación son los procesos termohalinos. Difieren de los mares mediterráneos principalmente en tamaño y configuración. La mayoría de los estuarios se encuentran en las bocas de los ríos; por lo que son largos y angostos, semejando un canal. Comparado con el flujo en la dirección del eje del estuario, el movimiento transversal es muy restringido, y la circulación estuarina se puede describir adecuadamente mediante una estructura de corriente bi-dimensional. Esto no es cierto para los mares mediterráneos, los cuales son lo suficientemente anchos para acomodar el flujo en tres dimensiones y permitir a la fuerza de Coriolis ejercer su influencia (por ejemplo, el movimiento inercial). La modificación de la circulación por la acción del viento es también más fuerte en los mares mediterráneos que en los estuarios, donde la circulación se limita a la dirección del eje del estuario independientemente de los vientos.

Una definición clásica de estuarios utilizada por la UNESCO (United Nations Educational, Scientific and Cultural Organization) y reproducida en los libros de texto es:

un cuerpo de agua costero semi-cerrado que tiene una conexión libre con el mar abierto y dentro del cual el agua marina está mensurablemente diluida con agua dulce proveniente

del drenaje terrestre.

Esta definición funciona bien para los estuarios de las zonas templadas donde estos están ligados a la boca de los ríos, pero no incluye cuerpos de salinidad altamente anómala como son lagunas, o entradas costeras que están conectados al océano solo

ocasionalmente. Para aplicaciones australianas (y de hecho para todo el mundo) es aconsejable corregir la definición como sigue:

Un estuario es un cuerpo de agua costero semi-cerrado que tiene una conexión libre con el mar abierto al menos en forma intermitente, y dentro del cual la salinidad es

mensurablemente diferente de la salinidad del mar abierto adyacente.

Los estuarios se pueden agrupar en clases, de acuerdo a sus propiedades de circulación y la distribución asociada de estado continuo de la salinidad. Los tipos de estuarios más importantes son:

1. Estuario de cuña salina 2. Estuario altamente estratificado 3. Estuario ligeramente estratificado 4. Estuario mezclado verticalmente 5. Estuario inverso 6. Estuario intermitente

La siguiente discusión se concentra en los tipos 1-4 y cierra con algunos apuntes sobre los tipos 5-6. La sumatoria de fuerzas que establece un estado continuo en los tipos 1-4 involucra la adveccion de agua dulce de un río y la introducción de agua marina a través del mezclado turbulento. La mezcla se produce por corrientes de marea. (Este es otro aspecto en donde los estuarios difieren de los mares mediterráneos; la mezcla en los mares mediterráneos se asocia generalmente con giros, pero no con corrientes de marea, las cuales en muchos mares mediterráneos son muy pequeñas). El tipo de estuario esta determinado por el cociente entre la entrada de agua dulce y el agua de mar mezclados por las mareas. Una forma de cuantificar esto es comparando el volumen R del agua dulce que entra desde el río durante un período de marea, con el volumen V de agua transportada dentro del estuario por la marea y eliminada después de cada ciclo de marea. A R se le llama a veces el volumen del río, mientras que V es conocido como volumen de marea. Es importante notar que es únicamente la razón R: V la que determina el tipo de estuario, no los valores absolutos de R o V. En otras palabras, los estuarios pueden ser de tamaños sumamente diferentes y aún pertenecer al mismo tipo. Los estuarios de cuña salina por ejemplo se pueden producir por una pequeña ensenada en una bahía cercana sin marea, o pueden ser de la escala de los ríos Mississippi y Amazonas, los cuales transportan tanta agua que aun una fuerte mezcla por marea es comparativamente insignificante.

Estuario de cuña salinaEl volumen de río R es mucho mayor que el volumen de marea V, o allí no están presentes las mareas. El agua dulce fluye sobre el agua marina en una capa delgada. Toda la mezcla se restringe a una delgada capa de transición entre el agua dulce en la parte superior y la cuña de agua salada en la parte inferior. Los perfiles verticales de salinidad por consiguiente muestran salinidad cero en la superficie y salinidad oceánica cerca del fondo a lo largo de todo el estuario. La profundidad de la interface decrece lentamente conforme el extremo final del estuario se va aproximando (Figura 12.1). Ejemplos de grandes estuarios de cuña salina son los ríos Mississippi y Congo. Otros

ejemplos pueden ser de tan solo unos pocos kilómetros de longitud. Nótese la exageración en la vertical en ésta y en las siguientes figuras.

Estuario altamente estratificadoEl volumen del río R es comparable pero aún mayor que el volumen de marea V. Un fuerte cizallamiento de la velocidad en la interface produce un movimiento de onda interna en la transición de las dos capas. Las olas rompen y dan un giro en la capa superior, causando una entrada de agua salina hacia arriba. La intrusión es un proceso de una sola vía, de tal suerte que no hay mezcla de agua dulce hacia abajo. Esto produce un aumento de salinidad en la capa superior, mientras que en la inferior la salinidad permanece inalterada, siempre que el volumen de la capa inferior sea significativamente mayor que el volumen de río R y pueda contar con una provisión ilimitada de agua salada (Figura 12.2). Ejemplos de este tipo de estuarios son los fiordos, los cuales son generalmente muy profundos y tienen una gran reserva de agua salada debajo de la capa superior. Las camas de los ríos moderadamente profundos exhiben con frecuencia este tipo de estratificación durante períodos de flujo débil de los ríos.

El flujo de masa de agua salada hacia arriba conduce a un aumento en la rapidez del flujo en la capa superior. Este aumento en el transporte de masa en la capa superior puede ser muy significativo, a un grado tal que la salida del río parezca insignificante comparada con la circulación total (Figure 12.3). Una amplificación de 20 veces el transporte de masa en el mar es muy realista. La velocidad superficial aumenta de la misma manera, aunque no tan drásticamente, ya que el aumento corriente abajo a lo ancho del estuario compensa en algo el aumento en el transporte de masa.

Estuario ligeramente estratificado.El volumen del río R es pequeño comparado con el volumen de marea V. El flujo de marea es turbulento en toda la columna de agua (la turbulencia inducida principalmente hacia el fondo). Como resultado, el agua salina se agita en la capa superior y el agua dulce en la capa inferior. La salinidad, por lo tanto, cambia a lo largo del eje del estuario no solo en la capa superior (como fue el caso del estuario altamente estratificado), sino en ambas capas (Figura 12.4). Existe un incremento en la velocidad superficial y en el transporte de la capa superior hacia el mar pero no tan marcado como en el caso del altamente estratificado. Este tipo de estuario es muy frecuente en climas templados y subtropicales; existen muchos ejemplos en todo el mundo.

Estuario mezclado verticalmente.El volumen de río R es insignificante comparado con el volumen de marea V. La mezcla de marea domina a todo el estuario. Localmente se obtiene una mezcla completa de la columna de agua entre la superficie y el fondo, eliminando toda la estratificación vertical. Como resultado, los perfiles verticales de salinidad muestran una salinidad uniforme pero también un incremento de salinidad de estación a estación conforme se aproxima el final exterior del estuario (Figura 12.5). Este tipo de estuario se encuentra particularmente en regiones de mareas fuertes; un ejemplo es el río Severn en Inglaterra.

Como se dijo anteriormente, el tipo de estuario se determina por la razón R : V. La variación en esta razón produce un rango de distribución de salinidad al que se puede clasificar por la razón de la salinidad superficial Ss contra la salinidad del fondo Sb. De esta manera, la razón Ss : Sb se puede utilizar en lugar de la razón R : V. La salinidad es más fácil de medir que el volumen de marea o del río, y una razón que se base en salinidad es por tanto más práctica. La Figura 12.6 muestra el esquema de clasificación unificada basada en salinidad. El estuario de cuña salina tiene agua dulce en la superficie, agua oceánica en el fondo y por tanto se identifica por una razón de salinidad de cero. Este tipo de estuario ocupa la línea inferior en el diagrama. La salinidad en los estuarios mezclados verticalmente varía a lo largo del estuario, pero es la misma de la superficie al fondo en todos lados, de modo que el estuario mezclado verticalmente tiene una razón de salinidad de uno y ocupa la línea superior del diagrama. Los estuarios altamente estratificados se encuentran en el triángulo derecho inferior, los estuarios ligeramente estratificados en el triángulo superior izquierdo.

Los estuarios pueden cambiar de tipo como resultado de las variaciones en la precipitación y el caudal fluvial asociado. También pueden mostrar diferentes características en diferentes partes como resultado de las restricciones topográficas en la propagación de la marea a lo largo del estuario lo que afecta el volumen de marea. Este diagrama de clasificación se puede utilizar para establecer cambios espaciales y temporales en el tipo de estuario.

Estuarios inversos.Estos estuarios no tienen aporte de agua dulce proveniente de ríos y se encuentran en una región de alta evaporación. La salinidad superficial no disminuye del océano al interior del estuario, pero la pérdida de agua por evaporación produce un incremento en la salinidad hacia el extremo interno del estuario (Figura 12.7). Esto resulta en un incremento en la densidad y en el hundimiento de agua altamente salina en el extremo interno. Como resultado, el movimiento de agua se dirige hacia adentro en la superficie y hacia el mar en el fondo, con hundimiento en el extremo interno. En comparación con los estuarios abordados anteriormente su circulación es reversa, lo que explica el nombre de estuario inverso.

Algunos estuarios tropicales Australianos muestran una combinación de circulación "normal" e "inversa". La Figura 12.8 muestra el ejemplo del río Alligator. El estuario recibe algún aporte de agua dulce proveniente de ríos pero la evaporación es tan fuerte que en algún punto intermedio toda el agua de río se ha evaporado y la salinidad es mas alta que la del mar abierto. Corriente arriba de este punto la circulación es "normal", corriente abajo es "inversa". Otros ejemplos son el río Escape y los ríos Wenlock y Duncie.

Estuarios intermitentes.Muchos estuarios cambian su tipo de clasificación debido a la alta variabilidad de la precipitación sobre el área de desagüe de su suministro fluvial. El suministro fluvial puede ser poco, pero mientras algo de agua dulce entre al estuario, el carácter estuarino se mantiene (en la forma de estuario de cuña salina). Si el suministro fluvial se seca

completamente durante la temporada de sequía, el estuario pierde su identidad y se convierte en bahía oceánica. Un ejemplo es el South West Arm de Puerto Hacking al sur de Sydney el cual se convierte en un estuario altamente estratificado por algunas semanas posteriores a fuertes precipitaciones.

Durante sus períodos estuarinos los estuarios intermitentes se pueden clasificar de acuerdo con el diagrama de clasificación de la Figura 12.6, pero el efecto de su gran variabilidad ambiental en la vida marina es tan grande que justifica una clasificación separada. La vida marina en los estuarios intermitentes sufre un cambio de comunidades completo entre sus fases estuarina y oceánica - muy pocas plantas o animales soportan los cambios de salinidad que ocurren entre las dos fases.

© 1996 - 2000 M. Tomczak. Ultima revisión 25/11/99

dirección de contacto: matthias.tomczak@flinders.edu.au

Clase13.

Instrumentación Oceanográficarevisado por: Ian Helmond

traducido por: Reginaldo Durazo y Julián Castañeda

La Oceanografía Física es una ciencia experimental que requiere de observaciones y mediciones precisas para lograr sus objetivos. Aún cuando hace uso de la experiencia de campos de la ciencia relacionadas, tales como la física y química, y utiliza los logros en las áreas de la tecnología e ingeniería, el medio ambiente oceánico impone requerimientos únicos en la instrumentación, requerimientos que no son satisfechos fácilmente por los equipos de laboratorio convencionales. Como consecuencia, el desarrollo y fabricación de instrumentación oceanográfica es ahora una actividad especializada. Los fabricantes de equipo oceanográfico dan servicio a un mercado reducido pero sus productos son distribuidos mundialmente.

Esta clase presenta una reseña del campo de aplicación de la instrumentación que se utiliza en el océano, así como de los principios involucrados. El propósito de la clase es

describir tanto los instrumentos clásicos convencionales como los más modernos. La siguiente tabla resume el contenido.

Necesidad de Investigación equipo disponible / instrumentación

plataforma de observación buques de investigación anclajes de instrumentos satélites sumergibles vehículos remolcados

flotadores y boyas de deriva

medición de propiedades oceanográficas(temperatura, salinidad, oxígeno, nutrientes, trazadores)

termómetros reversibles botellas Nansen y Niskin CTDs dispositivos múltiples para

muestreos de agua termosalinógrafos

sensores remotos

medición de propiedades dinámicas(corrientes, olas, nivel del mar, procesos de mezcla)

correntímetros olígrafos mareógrafos sensores remotos

sensores de turbulencia

Plataformas

Todas las mediciones en el mar requieren de una plataforma relativamente estable para transportar la instrumentación que se requiere. La plataforma puede estar en la superficie o el fondo del mar, en el interior del océano o en el espacio. La elección de la plataforma adecuada depende de sus capacidades para obtener, en espacio y tiempo, la información requerida.

Barcos de Investigación

Al igual que cualquier otro buque que se hace a la mar, los buques oceanográficos deben cumplir con el requerimiento de poder navegar con mal tiempo. El estado del mar y las condiciones meteorológicas en la región de estudio definen entonces el tamaño mínimo del buque. El manejo de equipo pesado en alta mar, o la necesidad de acomodar un equipo científico mayor pueden incrementar el tamaño mínimo. La eslora de buques de investigación típicos es de 50 - 80 m, con un desplazamiento de 1000 - 2000 toneladas, con capacidad para acomodar de 10 - 20 científicos (Figura   13.1 ).

La forma de un barco de investigación está determinada por la necesidad de una cubierta de trabajo suficientemente grande, varios malacates (winches) para bajar y recobrar instrumentos, y al menos un "marco tipo A", una estructura que dirige el cable desde el malacate hacia el mar, ya sea por un lado del barco o por la popa (Figura   13.2 ).

La necesidad de estar en el mar por largos períodos de tiempo, permanecer estacionario mientras el equipo se maneja por un costado, y navegar a velocidades bajas cuando se arrastra el equipo detrás del barco, imponen demandas adicionales en el diseño de un buque. Para aumentar la autonomía (el número de días que un barco puede permanecer en el mar antes de agotar el combustible), los barcos de investigación funcionan a velocidades de tránsito moderadas de 10 - 12 nudos (18 - 28 km/h), comparable con la velocidad de navegación de 15 - 20 nudos de los buques mercantes. La mayoría de los barcos de investigación tienen una autonomía de 20 - 25 días, lo cual les da un rango de 6000 - 8000 millas náuticas (11,000 - 14,800 km), suficientes para operar en alta mar a días de distancia de tierra firme. Sólo las principales instituciones oceanográficas en el mundo operan buques de investigación con capacidad de investigación en cualquier lugar del globo terrestre.

Todos los barcos modernos utilizan el combustible diesel para operar sus motores. Tales motores están mejor condicionados para trabajar a revolución constante. Los buques mercantes no tienen que variar mucho su velocidad de crucero durante su viaje; la propela en estos buques es impulsada directamente desde los motores. Para operar los motores a bajas revoluciones, se deben hacer varias adaptaciones en los barcos de investigación. En sistemas diesel-eléctricos, la máquina diesel impulsa un motor eléctrico que a su vez mueve el eje de la propela. Los motores eléctricos operan de manera eficiente a cualquier velocidad, lo cual permite al buque un control de velocidad muy preciso. Otro tipo de adaptación es cuando el motor diesel impulsa una "propela o hélice de aceleración variable". En este tipo de propela, el ángulo de la hoja se puede controlar para darle un empuje reducido o casi nulo, aún cuando la propela gire a su máximo.

Bajar equipo sobre un costado de un buque requiere más que empuje nulo. Sin un control activo de la posición, el barco puede derivar con el viento hacia el cable del instrumento. Para mantener el cable vertical y libre del casco del buque, el buque tiene que contrarrestar los efectos del viento y la corriente. Esto se logra comúnmente mediante un par de propelas adicionales, una sobre babor y otra sobre estribor, las cuales pueden empujar el buque hacia los lados. La propela del lado de proa puede ser una propela instalada en un túnel horizontal a lo largo del casco, o una propela con flecha la cual se puede orientar en cualquier dirección y retraerse cuando el buque navega. La propela de popa puede estar en un túnel similar o una propela construida sobre el timón del barco (un "timón activo"). Las dos propelas permiten un control muy preciso del comportamiento del buque en condiciones de vientos, olas y corrientes, y permiten virar sobre el mismo punto si es necesario.

Los requerimientos mínimos de laboratorios consisten de un laboratorio húmedo para el manejo de muestras de agua, un laboratorio de cómputo para el procesamiento de datos, un laboratorio de electrónica para la preparación de instrumentos y un laboratorio químico para análisis de muestras de agua. Los barcos más grandes, diseñados para investigación multidisciplinaria, tienen laboratorios adicionales de biología, geología y

geofísica. La figura   13.3 muestra el arreglo típico de cubierta de un buque de mediano calado.

La operación de los barcos de investigación es muy cara, de $15.000 a $25.000 dólares por día. Durante muchas décadas estos fueron las únicas plataformas disponibles para la colecta de datos en alta mar. El uso de anclajes profundos, satélites y flotadores autónomos ha reducido su importancia, pero aún son una herramienta esencial en la investigación oceanográfica. Los buques son utilizados principalmente para estudios cuasi-sinópticos de gran escala de las propiedades del océano y para estudio de procesos específicos (tales como mezcla a través de frentes, determinación del balance de calor de pequeñas regiones del océano, etc.).

Anclajes

Los anclajes son plataformas adecuadas cuando se requieren mediciones en alguna localidad sobre largos períodos de tiempo. El diseño de un anclaje depende de la profundidad del agua y del tipo de instrumentación que será instalado. Los elementos básicos de un anclaje son la cantidad de peso muerto, el cable (o cabo) y uno o más elementos flotantes que mantendrán al anclaje en su posición lo más vertical posible.

Los anclajes subsuperficiales se utilizan en aguas profundas cuando la información respecto a la capa superficial no es esencial para el experimento. El elemento principal de flotabilidad se coloca en el extremo superior del anclaje, a algunos 20 - 50 m debajo de la superficie del océano. Esto presenta la ventaja de que el anclaje no es expuesto a la acción del oleaje superficial y está fuera de riesgo de ser dañado por el tráfico de buques o de vandalismo. La figura   13.4 muestra un esquema típico de anclaje en aguas profundas. El elemento principal de flotabilidad está en la parte superior de la línea. Para proteger el anclaje contra mordidas de peces, se utiliza normalmente cable en los 1000 m superiores de la línea, mientras que más abajo puede utilizarse cabo común y corriente.

Para mantener el anclaje cercano a la vertical todo el sistema debe tener un mínimo de arrastre, lo cual puede lograrse si se utiliza un cable de diámetro pequeño. Esto requiere también que el peso de los instrumentos sea reducido. Para compensar por el peso de la instrumentación se requiere por tanto flotabilidad adicional que se distribuye a lo largo del cable. La flotabilidad se organiza de tal forma que todas las secciones del anclaje tienen flotabilidad positiva. Esto permite recobrar algún anclaje cuya parte superior ha sido dañada.

Sobre el fondo en un anclaje profundo, justo encima del peso muerto, se coloca un liberador que se controla remotamente. El liberador puede ser activado desde el buque mediante un código acústico cuando se desea recobrar el anclaje. Disparando el liberador ocasiona que el sistema de anclaje suba a la superficie. El peso muerto, generalmente un bloque de concreto o un conjunto de ruedas de ferrocarril en desuso, se queda en el fondo del mar.

Un experimento en donde se desea medir en la capa superficial o la colecta de datos meteorológicos, requiere de un anclaje superficial. El elemento principal que proporciona flotabilidad a tal sistema es una boya de tamaño regular que flota en la superficie y que puede sostener instrumentación meteorológica (Figura   13.5 ). En el

océano profundo, los anclajes superficiales son en su mayoría del tipo "anclajes tensos". En éstos se utiliza sólo cabo para la línea del anclaje y se diseña un poco más corto que la profundidad del agua. Esto ocasiona que la cuerda se estire y se mantenga en tensión para mantener el anclaje cercano a la vertical. El anclaje del tipo "catenaria inversa" también se usa en estas situaciones; este anclaje es un arreglo donde la sección de flotabilidad en la línea se localiza entre dos secciones con flotabilidad neutra lo que ocasiona que el perfil de la línea tenga una forma de S. En esta configuración la longitud de la línea del anclaje no es crítica, y es alrededor de 25% mayor que la profundidad del agua.

Los anclajes sobre la plataforma continental, en donde la profundidad del agua no excede los 200 m, no requieren de liberadores acústicos si se utiliza un anclaje en U. Un anclaje en U consiste de un anclaje superficial o subsuperficial que sostiene la instrumentación, una línea o cable sobre el fondo cuya longitud es de alrededor del doble de la profundidad del agua, y un segundo anclaje con una pequeña boya de marcación (Figura   13.6 ). Cuando es tiempo de recuperar el anclaje, se recupera primero la boya marcadora, seguida por los pesos o anclas, y finalmente el anclaje mismo. Los anclajes en U son generalmente "anclajes flojos"; la línea del anclaje es más larga que la profundidad del agua y el anclaje oscila con la corriente.

Satélites

El arribo de la tecnología de satélites abrió la posibilidad de medir algunas propiedades y cantidades dinámicas desde el espacio. La ventaja de este método es la cobertura casi sinóptica del total de los océanos y la facilidad de acceder regiones remotas del océano. Los satélites se han convertido por tanto en herramientas indispensables para el estudio del clima. La principal restricción del método es que los satélites pueden sólo observar la superficie del océano y por tanto sólo dan información limita acerca del interior del océano.

La mayoría de los satélites reciben el nombre de los sensores que transportan. De manera formal, sin embargo, los satélites y sus sensores son dos cosas diferentes; el satélite es una plataforma y los sensores son instrumentos. Por esta razón, se presenta una reseña de los sensores existentes en la discusión sobre instrumentación más adelante.

Como plataformas, los satélites caen en tres grupos. La mayoría de los satélites siguen órbitas inclinadas: Las órbitas elípticas están inclinadas respecto al ecuador. El grado de inclinación determina la distancia desde el ecuador que un satélite puede ver la Tierra. Las inclinaciones típicas son cercanas a 60°, de tal forma que el satélite cubre una región de 60°N a 60°S. Los satélites cubren esta región frecuentemente, completando una órbita alrededor de la Tierra en cerca de 50 minutos.

Algunos satélites tienen una inclinación cercana (o exactamente) a 90° y por tanto pueden ver ambos polos; su trayectoria es en órbitas polares. La altura típica de los satélites en órbitas polares o inclinadas es de 800 km.

El tercero y último grupo son los satélites geoestacionarios. Estos satélites orbitan la Tierra a la misma velocidad con la que la Tierra rota alrededor de su eje y son por tanto, estacionarios con respecto a la Tierra. Esta situación sólo es posible si el satélite está

sobre el ecuador a una altura de 35.800 km, distancia mucho mayor que la de los otros satélites. Los satélites geoestacionarios por consiguiente, no pueden ver los polos.

La selección de un satélite como plataforma lógicamente incluye la selección del sensor y la órbita adecuada. Un sensor para estudiar las capas de hielo en los polos no consigue mucho si está en un satélite geoestacionario; un sensor para la medición de la cobertura de nubes con el fin de realizar predicciones del clima, no se coloca en una órbita polar.

Sumergibles

Los sumergibles no son una plataforma de trabajo frecuentemente usada en oceanografía física, sin embargo esto es probable que cambie en los próximos años. Se pueden distinguir tres tipos básicos: sumergibles tripulados, sumergibles controlados remotamente y los sumergibles autónomos.

Sumergibles tripulados se usan en geología marina para la exploración del fondo del lecho marino y ocasionalmente en biología marina para estudiar los ecosistemas del lecho marino. Estos no representan una herramienta para la oceanografía física.

Sumergibles controlados remotamente se usan comúnmente en ultramar por la industria petrolera y de gas, y para recuperar registradores de vuelos de aviones que caen al océano. En el campo de la ciencia, encuentran usos similares al de los sumergibles tripulados, sin embargo de nuevo no representan una herramienta para la oceanografía física.

Sumergibles autónomos son vehículos auto-impulsados que pueden programarse para seguir un camino predeterminado bajo en agua. Tales vehículos poseen un gran potencial para la oceanografía física. Algunas importantes instituciones de investigación oceanográficas desarrollan vehículos para llevar instrumentación como un CTD y examinar un área del océano mediante repetidas inmersiones y emersiones a lo largo de rutas de un lado a otro de la región oceánica y transmitiendo los datos recopilados vía satélite cuando está en la superficie. Sin embargo, pasará algún tiempo antes que estos vehículos se popularicen. A la larga, los sumergibles autónomos reducirán, en gran medida, el requerimiento de buques de investigación para la vigilancia del océano.

Vehículos remolcados

Los vehículos remolcados se usan desde los buques de investigación para estudiar los procesos oceánicos que requieran alta resolución espacial tales como la mezcla en los frentes y los procesos en el sumamente variable océano superior. La mayoría de los sistemas consisten de un cuerpo sumergido de forma hidrodinámica, un cable de arrastre electro-mecánico (a menudo multi-conductor) y un winche o malacate. El cuerpo sumergido se ajusta con un par de extensiones en forma de aleta, las cuales controlan su vuelo dentro del agua. Además de el paquete de sensores (comúnmente un CTD, de vez en cuando sensores para mediciones químicas) este lleva sensores de presión, inclinación y balanceo que vigilan su comportamiento y controlan su vuelo debajo de la superficie. Los datos se envían al sistema computacional a bordo del barco mediante el cable conductor. El mismo cable se usa para enviar instrucciones al cuerpo sumergido a fin de alterar su ángulo de ataque.

La figura   13.7 muestra un vehículo remolcado durante un despliegue. Un recorrido de vuelo típico para este vehículo cubre un rango de profundidad de alrededor de 250 - 500 m, el cual se puede decidir que esté en cualquier parte entre la superficie y los 800 m de profundidad. El vehículo es remolcado a aproximadamente 6 - 10 nudos (10 - 18 km/h) y alcanza los 250 m de profundidad más o menos una vez cada 5 minutos. Cuando se empareja con un CTD esto da lugar a una sección vertical de la temperatura y la salinidad con una resolución horizontal de aproximadamente 1 km.

Un sistema alternativo de remolque es aquél que no emplea un cuerpo sumergido para llevar el paquete de sensores, sino que tiene sensores (por ejemplo termistores) construidos en el interior del cable de remolcamiento a intervalos regulares. Puesto que la distancia entre los sensores es fija y los sensores permanecen a la misma profundidad durante el remolcamiento, esta "cadenas de termistores" no ofrecen la misma resolución espacial como el sistema ondulante remolcado, por lo que raramente se utilizan en la actualidad.

Flotadores y boyas de deriva

La característica principal de los flotadores y las boyas de deriva es que se mueven libremente con la corriente del océano, de manera que sus posiciones en cualquier momento solamente se puede controlar de manera muy limitada. Estas plataformas se utilizan principalmente en regiones alejadas tales como el Océano Austral o del Sur y en las partes centrales de los grandes cuencas oceánicas a las que se llega raramente por los buques de investigación y donde es difícil y costoso colocar un anclaje.

En sentido estricto, un flotador es un término genérico para cualquier cosa que no se hunde al lecho marino. Una boya de deriva, por otra parte, es una plataforma diseñada para moverse con la corriente oceánica. Para lograrlo, la boya de deriva tiene que incorporar un dispositivo de flotación o flotador, pero es generalmente más que eso. Sin embargo, los oceanógrafos utilizan los términos muy libremente y no hacen una distinción clara entre los "flotadores" y las "boyas de deriva".

Es posible distinguir dos tipos de boyas de deriva. Las boyas de deriva superficiales tienen un flotador en la superficie y pueden por lo tanto transmitir datos vía satélite. Si se las diseña para recoger la información de la superficie del océano, estas van con instrumentos meteorológicos ubicados encima del flotador y un sensor de temperatura, y ocasionalmente un sensor de salinidad debajo del flotador. Para evitar que los fuertes vientos arrastren las boyas fuera del área de interés, estas se acondicionan con un "sistema de arrastre o peso muerto" a una cierta profundidad (Figura   13.8 ). Si se diseñan para dar información sobre las características subsuperficiales del océano, los sensores adicionales se colocan entre el flotador superficial y el peso muerto. El rango de profundidad de las boyas superficiales generalmente se limita a menos de 100 m.

Los flotadores usados para boyas de deriva subsuperficiales se diseñan de tal manera que para una profundidad dada, tengan flotabilidad neutra. Estas boyas se han utilizado para seguir corrientes oceánicas a distintas profundidades, que van desde algunos cientos de metros hasta profundidades por debajo de 1000 m. Los primeros de tales flotadores transmitían sus datos acústicamente a través del océano a las estaciones costeras de recepción. Debido a que el sonido viaja bien en la profundidad del mínimo de la velocidad sónica (el canal del sonido o SOFAR, el cual se encuentra a unos

1000 m de profundidad), estos flotadores tipo SOFAR se pueden utilizar solamente en profundidades cercanas a los 1000 m.

Los flotadores subsuperficiales modernos permanecen hundidos por varias semanas y vienen brevemente a la superficie para transmitir sus datos a un satélite para luego regresar a su profundidad asignada. Por lo tanto, estos flotadores se pueden programar para estudiar cualquier profundidad y pueden también medir datos de temperatura y salinidad (CTD) durante su ascenso a la superficie. El arsenal más completo de tales flotadores, conocido como Argo, comenzó en el año 2000. Los flotadores Argo miden la temperatura y salinidad por encima de los 2000 m del océano (Figura   13.8a ). Esto permitirá un continuo monitoreo del estado del clima oceánico, con todos los datos que son retransmitidos y disponibles al público horas después de la colección. Cuando el programa Argo esté completamente operativo, en cualquier momento habrán unos 3000 flotadores en los océano del mundo.

Mediciones de propiedades hidrográficas

Esta sección da una descripción de sensores y de los paquetes de instrumentos para la medición de temperatura, salinidad, oxígeno, nutrientes y de los trazadores.

Termómetros reversibles

Las primeras mediciones de la temperatura del océano a una cierta profundidad debajo de la superficie se hicieron llevando una muestra de agua hasta la cubierta de una nave en un cubo aislado y midiendo la temperatura de la muestra con un termómetro de mercurio. Aunque estas medidas no eran exactas, dieron la primera evidencia de que por debajo de los primeros 1000 m, el océano es frío, incluso en las zonas tropicales. También demostraron que se requerían medidas altamente exactas para resolver las pequeñas diferencias de temperatura entre diversas regiones del océano a esas profundidades.

El primer instrumento que (con el uso del muestreo múltiple y de hacer promedios) alcanzó la exactitud requerida de 0,001°C fue el termómetro reversible. Este termómetro consiste en un tubo de vidrio llenado con mercurio con una espiral de 360°. El conducto se restringe a la anchura capilar en la bobina, donde tiene un apéndice capilar (Figura   13.9 ). A medida que el termómetro desciende, el mercurio de un depósito en el fondo se eleva en proporción a la temperatura exterior. Cuando se alcanza la profundidad deseada el termómetro se invierte 180° con la finalidad de interrumpir el flujo de mercurio en el apéndice capilar, y solamente el mercurio que estaba sobre el punto de desempate se recoge en la parte más inferior del tubo de cristal. Esta parte lleva una graduación calibrada que permite que la temperatura se lea cuando el termómetro está de vuelta en la superficie.

Para eliminar el efecto de la presión, que comprime el tubo y hace que más mercurio se eleve sobre el punto de desempate durante el descenso del instrumento, el termómetro se encierra en una cubierta de cristal resistente a la presión. Para corregir los efectos de presión, este "termómetro reversible protegido" se utiliza conjuntamente con un "termómetro reversible no-protegido " (un termómetro expuesto al efecto de la presión). La diferencia entre las dos lecturas de temperatura se puede utilizar para determinar la

presión y así la profundidad en las cuales las lecturas fueron tomadas. El termómetro reversible es también, por tanto, un instrumento para medir la profundidad.

Los termómetros reversible requieren un buque de investigación como plataforma y se utilizan conjuntamente con las botellas Nansen o Niskin, o sobre los dispositivos de medición de muestras múltiples.

Botellas Nansen y Niskin

La medición de salinidad, oxígeno, nutrientes y las concentraciones de trazadores requiere la colecta de muestras de agua de varias profundidades. Esta tarea se logra mediante el uso de "botellas para muestras de aguas". La primera botella de este tipo fue desarrollada por Fritjof Nansen y se conoce como la botella Nansen. Consiste en un cilindro de metal con dos mecanismos de cierre que rotan en ambos extremos. La botella se une a un cable como se muestra en la (Figura   13.10 ). Cuando la botella se baja a la profundidad deseada está va abierta en ambos extremos, así que el agua entra y sale libremente. En la profundidad donde va a ser tomada la muestra de agua, el extremo superior de la botella se suelta del cable y la botella se invierte por su propio peso. Esto cierra las válvulas de los extremos y atrapa la muestra de agua, que se lleva entonces hacia la superficie.

En un "lance oceanográfico" o hidrocala, varias botellas se unen a un cable delgado a intervalos pre-determinados y se bajan al mar. Cuando las botellas alcanzan la profundidad deseada un peso metálico ("mensajeros") se deja caer deslizándose por el cable para así accionar el mecanismo que gira la primera botella desde arriba. El mismo mecanismo libera un mensajero desde esa botella; ese mensajero viaja hacia abajo a lo largo del cable para accionar la inversión de la segunda botella, y así sucesivamente, hasta alcanzar la última botella.

Las botellas Nansen han sido desplazadas por las botellas Niskin (Figura   13.11 ). Basadas en las ideas de Nansen, las botellas Niskin incorporan dos modificaciones importantes. El cilindro se fabrica de plástico lo cual elimina la reacción química entre la botella y la muestra que podría interferir con la medición de substancias trazas. Su mecanismo de cierre no requiere más hacer girar la botella; las válvulas o tapas superior e inferior son mantenidas abiertas por cordones (usualmente de nylon) y cerradas por una venda elástica que corre por dentro de la botella. Puesto que la botella Niskin es fija en el alambre en dos puntos en vez de uno (como es el caso de la botella Nansen) esto hace más fácil aumentar su volumen de muestra. Las botellas Niskin de diversos tamaños se utilizan para la toma de muestras de varios trazadores.

Las botellas Nansen y Niskin se utilizan con termómetros reversibles. En la botella Nansen, los termómetros se montan en un marco fijo y la rotación de 180° se logra invirtiendo la botella. En las botellas Niskin, los termómetros se montan sobre un marco rotatorio que se acciona al cierre de las válvulas superior e inferior.

CTDs

En la actualidad, el instrumento estándar que se utiliza para medir la temperatura, salinidad y a menudo también el contenido en oxígeno disuelto es el CTD (Por sus siglas en inglés: Conductivity Temperature and Depth -conductividad, temperatura y

profundidad-) (Figura   13.12 ). Cada uno de los sensores del CTD emplea el principio de la medida eléctrica. Un termómetro de platino cambia su resistencia eléctrica con la temperatura. Si se incorpora un oscilador eléctrico, un cambio en su resistencia produce un cambio de la frecuencia del oscilador, que puede ser medido. La conductividad del agua de mar se puede medir de una manera similar como el cambio de la frecuencia de un segundo oscilador, y un cambio en la presión produce un cambio de la frecuencia en un tercer oscilador. La señal combinada se envía hacia arriba a través del cable conductor, mediante el cual se baja el CTD. Esto produce lecturas continuas de temperatura y conductividad en función de la profundidad a una razón de hasta 30 lecturas por segundo, una extensa mejora por encima de los 12 puntos de referencias que se producen mediante las 12 botellas Nansen o Niskin que usualmente se podrían utilizar en un solo lance vertical.

Los circuitos eléctricos permiten la medición en rápida sucesión, pero sufren de "deriva instrumental" lo que significa que sus calibraciones cambian con el tiempo. Los sistemas de CTD por lo tanto tienen que ser calibrados comparando sus lecturas regularmente contra instrumentos más estables. Por lo tanto se utilizan siempre conjuntamente con termómetros reversibles y un dispositivo de muestreo de agua múltiple.

Dispositivos de muestreo de agua múltiple

Los dispositivos de muestreo de agua múltiple permiten el uso de las botellas Niskin sobre el cable eléctricamente conductor. Diversos fabricantes tienen diversos nombres para sus productos, tal como roseta o carrusel. En todos los productos las botellas Niskin se organizan en un marco de forma circular (Figura   13.13 ), con un CTD montado generalmente por debajo o en el centro.

La ventaja de los dispositivos multi-muestras sobre el uso del cable hidrográfico con mensajeros, es que las botellas de agua se pueden cerrar remotamente desde la cubierta. Esto significa que las profundidades de muestreo no tienen que fijarse a priori antes que las botellas sean bajadas. A medida que se baja el sistema y se reciben los datos desde el CTD, el operador puede buscar capas de interés particular y tomar muestras de agua en los niveles de profundidad más interesantes.

Termosalinógrafos

La introducción del CTD abrió la posibilidad de tomar lecturas continuas de temperatura y de salinidad en la superficie. El agua de flujo continuo que entra al sistema de enfriamiento de los motores del barco, se bombea directo a un tanque en el cual se han instalados sensores de temperatura y de conductividad. Tal sistema se conoce como termosalinógrafo.

Sensores remotos

La mayoría de las medidas oceanográficas desde el espacio o desde aviones se basan en el uso de los radiómetros, estos son instrumentos que miden la energía electromagnética que irradia una superficie. Esta radiación toma lugar sobre un amplio rango de longitudes de onda, incluyendo la emisión de luz en el rango visible, de calor en el rango infrarrojo, y a longitudes de onda más cortas, tales como las emitidas por Radares

y rayos-X. La mayoría de los radiómetros oceanográficos funcionan en varias bandas de longitudes de onda. Una discusión detallada de todas las aplicaciones de sensores remotos va más allá del alcance de estas notas de clase, de manera que solamente los sistemas más básicos se mencionan aquí.

Los radiómetros que operan en el infrarrojo se usan para medir la temperatura de la superficie del mar. La resolución con la que miden la temperatura de la superficie ha aumentado constantemente a lo largo de los años; el sensor AVHRR (Por sus siglas en inglés: Advanced Very High Resolution Radiometer -Radiómetro Avanzado de muy Alta Resolución-) tiene una resolución que es cercana a 0,2°C.

Los Radiómetros multi-espectrales miden en varias bandas de longitud de onda. Al comparar la señal de la radiación recibida en diversas longitudes de onda es posible medir la cobertura espacial y la edad del hielo, el contenido de clorofila, la carga de sedimento, la materia particulada y otras cantidades de interés a la biología marina.

Las mediciones a las longitudes de onda del radar se hacen con un instrumento conocido como SAR (Por sus siglas en inglés: Synthetic Aperture Radar -Radar de Apertura Sintética-). Este se puede utilizar para detectar las expresiones superficiales de las ondas internas, el efecto de la lluvia sobre las olas superficiales, el efecto de la topografía del fondo marino sobre las corrientes y olas, y una gama amplia de otros fenómenos. Muchos de estos fenómenos pertenecen a la categoría de "propiedades dinámicas" las cuales se discuten más adelante.

Medidas de propiedades dinámicas

Todos los instrumentos discutidos hasta ahora producen información sobre los campos de propiedades oceánicas independientemente del estado dinámico del océano. El resto de este capítulo resume la instrumentación diseñada para medir el movimiento en el océano.

Una manera elemental de observar el movimiento oceánico es el uso de boyas. Como se mencionó anteriormente, las boyas son plataformas diseñadas para llevar los instrumentos. Sin embargo, todas las medidas obtenidas de las boyas son de poca utilidad a menos que puedan ser relacionadas con posiciones en el espacio. El sistema de posicionamiento global o GPS (GPS; Por sus siglas en inglés "Global Positioning System"), que transmite la localización de la boya vía satélite, es por lo tanto un instrumento esencial en cualquier boya, y convierte a cualquier boya en un instrumento para la medición de corrientes oceánicas. Que la boya haga el trabajo bien o no dependerá de su diseño, y en particular del tamaño y forma de su elemento de arrastre.

Correntímetros

Las corrientes oceánicas se pueden medir de dos maneras. Un instrumento puede registrar la rapidez y la dirección de la corriente, o puede registrar los componentes este-oeste y norte-sur de la corriente (Figura   13.14 ). Ambos métodos requieren la información direccional. Todos los correntímetros por lo tanto incorporan un compás magnético para determinar la orientación del instrumento con respecto al norte

magnético. Basados en el método usado para medir la intensidad de la corriente, se pueden distinguir cuatro clases de correntímetros.

Los correntímetros mecánicos usan un dispositivo tipo propela, un rotor Savonius o un rotor de rueda de paletas (Figura   13.15 ) para medir la rapidez de la corriente y una paleta en vertical más grande para determinar la dirección de la corriente. Los sensores de hélice miden la rapidez correctamente sólo que para lograrlo tienen que estar orientados en la dirección de donde viene la corriente. Para lograr esto, tales instrumentos están equipados con una paleta direccional muy grande que da vuelta al todo el instrumento y con ello orienta la hélice en esa dirección.

Las propelas se pueden diseñar para responder en función del coseno del ángulo de incidencia de la corriente. Dos de tales propelas, orientadas a 90° una de otra, pueden medir los vectores de corriente y no requieren por tanto de una paleta de orientación.

La ventaja del rotor Savonius es que su velocidad de rotación es independiente de la dirección de incidencia de la corriente. Un correntímetro con rotor de tipo Savonius, por lo tanto, no tiene que estar orientado en la dirección incidente de la corriente, y su paleta puede rotar independientemente y ser bastante pequeña; sólo se requiere de un tamaño justo para medir la dirección de la corriente de manera confiable.

A excepción del correntímetro que utiliza dos hélices colocadas a 90° una de la otra, los correntímetros mecánicos miden la rapidez de la corriente contando las revoluciones de la hélice o rotor por unidad de tiempo y la dirección de la corriente determinando la orientación de la paleta a intervalos fijos. Es decir, estos correntímetros combinan un tiempo integral o rapidez media sobre un intervalo del tiempo del sistema (el número de revoluciones entre las grabaciones) con una lectura instantánea de la dirección de la corriente (la orientación de la paleta a la hora de la grabación). Esto da solamente una grabación confiable de la corriente del océano si la corriente cambia lentamente en el tiempo. Tales correntímetros mecánicos no son por lo tanto convenientes para la medición de corrientes en la capa superficial oceánica donde está la mayoría del movimiento oceánico, debido al oleaje.

El rotor de Savonius es particularmente problemático en este aspecto. Si el correntímetro está en una situación donde el único movimiento del agua es debido al oleaje de la superficie, la corriente se alterna hacia adelante y atrás, pero la corriente media es cero. Un rotor de tipo Savonius medirá entonces la corriente del oleaje independientemente de su dirección, y el número de revoluciones efectuadas dará la impresión de una fuerte corriente en promedio. El rotor de la rueda de paletas está diseñado para rectificar esto; la rueda de la paleta rota hacia adelante y hacia atrás con la corriente del oleaje, de modo que su cuenta represente la verdadera corriente promedio durante el intervalo de medición (Figura   13.16 ).

Los correntímetros mecánicos son robustos, confiables y comparativamente de bajo costo. Es por esto que se utilizan extensamente donde las condiciones son apropiadas, por ejemplo en las profundidades fuera del alcance de las olas superficiales.

Los correntímetros electromagnéticos utilizan el principio de que un conductor eléctrico que se mueve a través de un campo magnético induce una corriente eléctrica. El agua de mar es un conductor muy bueno (ver Clase   3 ), y cuando se mueve entre dos electrodos,

la corriente eléctrica inducida es proporcional a la rapidez de la corriente oceánica entre los electrodos. Un correntímetro electromagnético tiene una bobina para producir un campo magnético y dos sistemas de electrodos, colocados en ángulo recto el uno del otro. Combinando la rapidez medida por los dos sistemas, el instrumento determina la rapidez y dirección de la corriente oceánica.

Los correntímetros acústicos se basan en el principio de que el sonido es una onda de compresión que viaja con el medio. Suponga un arreglo de dos receptores con un transmisor sónico en el centro. Si se diseña de tal manera que un receptor A esté localizado aguas arriba del transmisor, y un receptor B aguas abajo, entonces en una señal acústica que se genera en el transmisor, la corriente oceánica causará que la señal llegue primero al receptor B antes que al receptor A.

Un correntímetro acústico típico transmite a traves de distancias aproximadas de 100 m m en trayectorias ortogonales, con un receptor/transmisor en cada extremo. Un pulso sónico de alta frecuencia se transmite simultáneamente desde cada transductor y la diferencia en el tiempo de llegada del sonido que viaja en direcciones opuestas determina la velocidad del agua a lo largo de la trayectoria.

Los correntímetros electromagnéticos y acústicos no tienen ninguna pieza móvil y pueden por lo tanto tomar medidas a una razón de muestreo muy alta (hasta diez lecturas por segundo). Esto los hace útiles no solamente para la medición de las corrientes oceánicas, sino también para las mediciones de corrientes y turbulencia inducidas por el oleaje.

Los Perfiladores Acústicos de Corrientes Doppler (Por sus siglas en inglés ADCPs; Acoustic Doppler Current Profilers) operan bajo el mismo principio que los correntímetros acústicos, pero tienen el transmisor y el receptor en una unidad. Para la medición usan las reflexiones de las ondas acústicas desde las partículas presentes en el agua. El agua de mar contiene una multiplicidad de pequeñas partículas suspendidas y otra materia sólida que no podrían ser visibles al ojo humano pero que sin embargo, siempre reflejan el sonido. Si el sonido se transmite en cuatro rayos inclinados en ángulo recto el uno del otro, el corrimiento Doppler en la frecuencia del sonido reflejado respecto al transmitido, permite conocer la velocidad de la partícula en la dirección del rayo emitido (velocidad radial). Se requieren por lo menos 3 rayos inclinados en la vertical para determinar las 3 componentes de la velocidad del flujo. Los diferentes tiempos de llegada indican que el sonido es reflejado desde diferentes distancias respecto a los transductores, así que un ADCP proporciona la información no sólo sobre la rapidez de la corriente y su dirección en un punto del océano, sino en todo un rango de profundidad; es decir un ADCP produce un perfil de corriente contra profundidad.

Los diferentes diseños de ADCPs sirven para diferentes propósitos (Figura   13.17 ). Los ADCPs para aguas profundas tienen una resolución vertical típica de 8 metros, esto es, una medición de corriente cada 8 metros de incremento de profundidad, y una rango típico de hasta 400 m. Los ADCPs diseñados para las mediciones en aguas someras tienen una resolución típica de 0,5 m y un rango hasta de 30 m. Los ADCPs se pueden poner en anclajes, instalar en las barcos para mediciones mientras transitan, o bajar con un CTD y roseta para dar un perfil de corriente sobre un rango amplio de profundidad.

Mediciones de Oleaje

Los parámetros de interés en la medición del oleaje superficial son la altura de la ola, el período y su dirección. Cerca de la costa, la altura de ola y el período se pueden medir usando el principio del mareógrafo de flotador, descrito en la sección de mareógrafos más adelante, con una abertura copleta lo suficientemente grande como para dejar pasar las olas superficiales sin estorbo. Las mediciones del oleaje sobre la plataforma, pero a cierta distancia de la orilla se pueden obtener a partir de un medidor de presión (manómetro) (véase también la sección mareógrafos).

Un instrumento apropiado para todas las localidades, incluyendo el océano abierto es el olígrafo de superficie (wave rider), una pequeña boya superficial en un anclaje que sigue el movimiento de la ola. Un acelerómetro vertical construido dentro del olígrafo mide la aceleración de la boya generada por las olas. Los datos se almacenan internamente para posterior recuperación o se transmiten a la costa. Este tipo de olígrafos proporcionan la información sobre la altura y período de la ola. Si se los acondiciona con un sistema de 3 acelerómetros ortogonales es posible también medir la dirección de las olas.

Mareógrafos

Las mareas son ondas largas de período conocido, así que las principales características de interés para su observación son: la altura de la onda, o rango de marea, y la corriente inducida por la marea. Esta última se mide con los correntímetros; cualquier tipo de instrumento de los descritos anteriormente, se puede utilizar para tal fin. Para medir el rango de marea se utilizan dos tipos de mareógrafos. El mareógrafo de flotador consiste de un cilindro con una conección al mar en la base. Esta conección actúa como un filtro paso bajo. El orificio es tan reducido que el movimiento hacia adelante y atrás del agua asociado al oleaje inducido por el viento y otras ondas de períodos cortos no puede pasar a través de él; solamente el cambio lento del nivel del agua asociado a la marea puede entrar en el pozo. Este cambio del nivel del agua es recogido por un flotador y registrado (Figura   13.18 ).

Los mareógrafos de flotador permiten la lectura directa del nivel del agua en todo momento, pero requieren una instalación algo laboriosa y son poco prácticos lejos de la orilla. En localidades remotas y lejos de la costa es a menudo más fácil usar un mareógrafo de presión. Tal instrumento se coloca sobre el lecho marino y mide la presión de la columna de agua sobre él, la cual es proporcional a la altura de agua encima del sensor. Los datos se registran y almacenan internamente y no son accesibles hasta tanto se recupere el mareógrafo.

Los registros de mareas se utilizan con mayor frecuencia para analizar los posibles cambios a largo plazo en el nivel del mar asociados a la variabilidad climática y al cambio del tiempo. La rapidez prevista del cambio del nivel del mar es, a lo sumo, de algunos milímetros por año, de manera que se requiere de una precisión muy alta para verificar tales cambios. La mayoría de los mareógrafos no son convenientes para tal tarea, por muchas razones. Por ejemplo, una tendencia a largo plazo en el nivel del mar se puede producir también por una subida o una descenso del terreno en la cual se ha construido e instalado el mareógrafo (Esto se conoce como deriva del estándar de comparación). El alambre del mareógrafo de flotador que conecta el flotador con la

unidad de grabación se estira y se contrae a medida que la temperatura del aire sube y baja. Tales efectos son insignificantes cuando el mareógrafo se utiliza para verificar la profundidad del agua para propósito de la navegación, pero no así cuando se desean determinar tendencias de milímetros por año. Una nueva generación de mareógrafos está siendo instalada por todo el mundo, que da registros del nivel del agua a las exactitudes absolutas de algunos milímetros con estabilidad a largo plazo comparado al patrón estándar. En estos instrumentos, el arreglo del flotador y del alambre del mareógrafo de flotador son substituidos por una medición de distancia basada en láser, y los datos se transmiten mediante un enlace satelital a un centro mundial del nivel del mar que a su vez, continuamente supervisa el funcionamiento de cada mareógrafo.

Sensores remotos

El nivel del mar también se puede medir desde los satélites. Un altímetro mide la distancia entre el satélite y la superficie del mar. Si la posición del satélite se conoce exactamente esto resulta en una medición del nivel del mar. Los altímetros modernos han alcanzado una precisión mejor de 5 cm. La cobertura global proporcionada por los satélites permite la verificación de los modelos globales de marea. Cuando se sustrae las mareas, las observaciones aportan información sobre la forma de la superficie del mar y, con el uso del principio de geostrofía, sobre la circulación oceánica a gran escala.

Sensores de cizallamiento

Esta descripción extremadamente breve de las técnicas oceanográficas de medición, puede cubrir solamente lo esencial de las plataformas e instrumentos más importantes. Existen equipos especiales, y nuevos equipos especializados se diseñan diariamente, para abordar problemas específicos. El sensor de cizallamiento puede servir como ejemplo. Está diseñado para estudiar la turbulencia oceánica en pequeña escala (centímetros). La turbulencia está caracterizada por corrientes que varían en cortas distancias y cortos intervalos de tiempo, así que un instrumento diseñado para medir la turbulencia tiene que ser capaz de resolver las diferencias en rapidez y dirección de la corriente sobre una distancia vertical de no más de un metro.

Uno de tales sensores de cizallamiento lo constituye un instrumento cilíndrico de menos de 1 m de longitud con dos correntímetros electromagnéticos o acústicos, uno en cada extremo. Al medir la rapidez y dirección de la corriente en dos puntos a menos de 1 m de separación se permite la determinación del cizallamiento de la corriente por sobre esa distancia. Para permitir una medida confiable no influenciada por el movimiento de levantamiento del buque, el instrumento cae lenta y libremente a través del océano. Su profundidad máxima de inmersión se programa antes del experimento, y la sonda regresa a la superficie cuando se alcanza esa profundidad. Entonces es recogida por el buque, y se recuperan los datos registrados internamente.

Otro tipo de instrumento de caída libre utiliza sensores de micro estructura que miden las fluctuaciones de la velocidad en una escala espacial de cerca de 10 mm. Estos usan una barra piezoeléctrica que genera pequeños voltajes a medida que la velocidad turbulenta varía la resistencia, y por tanto la flexión de una aleta aerodinámica, a medida que éste se mueve a través del agua.

© 1996 - 2000 M. Tomczak. Ultima actualización: 16/3/2000

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