2. Movimiento de los océanos 2.1 Forzantes La circulacion oceánica de gran escala está forzada por el esfuerzo de los vientos y por los flujos de calor y agua en la superficie. 2.1.1 Esfuerzo de los vientos La magnitud y direccion del esfuerzo cortante que es ejercido por los vientos sobre la superficie de los oceanos depende de su velocidad. Si u=(u,v) indica la velocidad de los vientos horizontales a una altura de 10 m, entonces el esfuerzo de los vientos esta dado por la siguiente relacion semi-empirica =C D  a∣u∣u donde ρa=1.2 kg/m3 es la densidad del aire y CD = 10-3 es un coeficiente de friccion que depende de u. La figura 2.1 muestra el esfuerzo medio anual de los vientos observados, separado en los dos componentes. Los valores maximos del esfuerzo ocurren para la componente zonal en el hemisferio sur y son del orden de 0.15 Pa, mientras que 0.05 Pa es un valor tipico. La estructura espacial del esfuerzo es similar durante todo el año: vientos del este en los tropicos, fuertes vientos del oeste en latitudes medias, y vientos debiles del este en latitudes polares. El esfuerzo meridional es mas debil que el zonal y los mayores valores ocurren en los tropicos y en el oceano Austral.

Figura 2.1 – Media anual del esfuerzo zonal (arriba) y meridional (abajo) de los vientos en Pa. 2.1.2 Flujos de calor El flujo de calor neto Qoa (W/m2), positivo hacia abajo, es la suma de varios componentes Qoa =QHQEQLW QSW donde QH es el calor sensible, QE calor latente, QLW es la radiacion de onda larga neta y QSW es la radiacion de onda corta. Figura 2.2 muestra la media anual de los flujos de calor en superficie.

Figura 2.2 – Flujos de calor en superficie (W/m2). Positivo hacia arriba. Los flujos de calor pueden ser estimados con formulas similares a la del esfuerzo de los vientos. Por ejemplo, el calor sensible es el flujo que ocurre cerca de la interface entre el oceano y la atmosfera como consecuencia de movimientos turbulentos de pequeña escala (“flujo difusivo”) y es proporcional a la diferencia entre la temperatura de superficie (Ts) y la temperatura de la atmosfera (Ta) a una altura (za) justo encima de la superficie

Q H =a Cpa C H∣u∣T s−T aa z a donde Cpa es la capacidad calorifica del aire, γa es el gradiente vertical (seco o humedo) de temperatura y CH es un coeficiente de transferencia semi-empirico. Como se puede observar en el primer panel de la figura 2.2 en la media anual hay un flujo neto de calor de la atmosfera al oceano en la zona ecuatorial y un flujo del oceano hacia la atmosfera en latitudes medias. En el verano del hemisferio sur (norte) hay un flujo neto de calor hacia el oceano en el hemisferio sur (norte) (figura 2.3). Los valores maximos de Qoa son cercanos a 200 W/m2 y ocurren en enero en la region de la corriente del Golfo en el Atlantico norte y en la corriente de Kuroshio en el Pacifico norte. Esto induce una gran asimetria zonal en el flujo neto de calor a traves de la superficie oceanica.

Figura 2.3 – Flujo neto de calor en DEF (arriba) y JJA (abajo). Positivo hacia arriba (W/m2). 2.1.3 Flujo de agua dulce La evaporacion E (m/s) sobre el oceano puede ser estimada por una formula del tipo E=C E∣u∣qs−qa donde CE es un coeficiente de intercambio semi-empirico, qa es la humedad relativa en la atmosfera y qs la humedad relativa de saturacion en la interface oceano-atmosfera. El calor latente QE esta relacionado con la evaporacion E como QE=a L f E donde Lf = 2.5 x 106 J/kg es el calor latente de evaporacion. La precipitacion, por otro lado, se estima mediante medicion por satelite, o relaciones empiricas entre precipitacion y el campo de presiones.

La figura 2.4 muestra la media temporal del campo de evaporacion menos precipitacion. La estructura general tiende a ser zonalmente uniforme. Las zonas de grandes precipitaciones, con maximos cercanos a 10 mm/dia, se corresponden a la Zona de Convergencia Intertropical, y a la Zona de Convergencia del Pacifico Sur. Las regiones subtropicales, dominadas por anticiclones en superficie, son areas donde la evaporacion domina sobre la precipitacion y de poca variacion estacional en el flujo de agua. En latitudes mas altas la precipitacion domina sobre la evaporacion resultando en un flujo neto de agua hacia el oceano. Aparte de las lluvias existen otras fuentes de agua dulce para los oceanos como ser los rios, pero son de menor importancia para la circulacion oceanica de gran escala.

Figura 2.4 – Evaporacion menos precipitacion (mm/dia) para DEF (arriba) y JJA (abajo).

2.2 Circulacion oceanica Existen varias metodologias para medir corrientes, indirectas y directas. La forma indirecta usa medidas hidrograficas de temperatura y salinidad para calcular corrientes, y que veremos mas adelante. Medidas directas de corrientes pueden realizarse con un correntómetro sujeto a una cuerda en la columna de agua, lo cual mide la velocidad euleriana. La otra forma directa de medir corrientes es a traves de la velocidad de un objeto que se mueve con la corriente usando, por ejemplo, un sistema de monitoreo satelital para saber la ubicacion del objeto con el tiempo. Las boyas ARGO son un ejemplo de estos instrumentos lagrangianos, que pueden inclusive posicionarse en un nivel dado de densidad. 2.2.1 Circulación de superficie La figura 2.5 muestra un esquema de las corrientes superficiales y los vientos en superficie. Lo primero a notar es que las corrientes siguen los patrones de vientos medios en superficie; en particular hay corrientes hacia el oeste en el ecuador y hacia el este en latitudes medias lo cual da lugar a los “giros” subtropicales en el Atlantico y Pacifico, asi como a giros subpolares. En las margenes oeste de los oceanos aparecen corrientes muy intensas, como por ejemplo, las corrientes del Golfo y Kuroshio en el hemisferio norte, y en menor medida la corriente de Brazil y la de Agulas en el hemisferio sur.

Figura 2.5 – Esquema de corrientes en superficie (arriba), y vientos medios anuales a 10m de altura (abajo). Cuanto mas rapida es la corriente oceanica mayor es el transporte de volumen. El transporte de masa se calcula como 0

M x , M y =∫−d ∗u ,v dz y es la masa de agua que atravieza una sección de área unidad (ver figura 2.6).

Figura 2.6 – Esquema de transporte de masa y de volumen El transporte de volumen es el transporte de masa dividido por la densidad y multiplicado por el ancho del lado perpendicular a la dirección del transporte 1 Qx ,Q y = Y∗M x , X∗M y   La tabla 2.1 muestra los transportes de volumen de las corrientes mas

importantes medidos en Sverdrup (Sv) donde 1 Sv = 106 m3/s. De las corrientes de contorno oeste, la corriente del Golfo es la que transporta mayor volumen (88 Sv), seguida por la corriente de Agulhas. Notar que el ancho zonal de las corrientes es mucho mas pequeño que el ancho de la cuenca oceanica en todos los casos. En los lados este de las cuencas oceanicas existen corrientes mucho mas debiles que aquellas de contorno oeste y que son generalmente mas anchas. Ejemplos estas corrientes son: la de California, de Canarias y de Benguela. En la zona ecuatorial existen corrientes intensas tanto en el Pacifico como en el Atlantico: la corriente ecuatorial del sur y la corriente ecuatorial del norte. Cerca de 4 °N existe la contracorriente ecuatorial que va en direccion contraria a los vientos de superficie. Por ultimo, la Corriente Circumpolar Antartica es la corriente dominante en el hemisferio sur que atraviesa el oceano Austral, en la unica region del planeta donde el oceano no tiene barreras meridionales. El transporte de esta corriente es cercana a los 140 Sv, el mayor de los oceanos.

Transportes tipicos de las mayores corrientes Corriente

Ubicacion

Valor

Agulas

31°S, Indico

70 Sv

Golfo

26°N, Atlantico

32 Sv

Golfo

38°N, Atlantic

88 Sv

Brazil

28°S, Atlantic

22 Sv

Kuroshio

25°N, Pacifico

22 Sv

Kuroshio

33°N, Pacifico

57 Sv

Este de Australia

30°S, Pacifico

22 Sv

CCA

150°E, Austral

147 Sv

CCA

60°E, Austral

137 Sv

Tabla 2.1 – Transporte de volumen de algunas corrientes 2.2.2 Circulacion termohalina La circulacion de calor y sal a traves de los oceanos se llama circulacion termohalina. En el Atlantico norte agua relativamente cálida y salina transportada por la corriente del Golfo es enfriada en su camino hacia el norte. En ciertas regiones, por ej, el mar de Labrado y el de Groenlandia, la columna de agua se vuelve inestable verticalmente induciendo convección. El efecto neto es la formacion de aguas profundas (North Atlantic Deep Water, NADW). Luego, la NADW es transportada hacia el sur en profundidades medias como una corriente

de contorno oeste, cruza el ecuador y conecta con las masas de agua del oceano Austral. En el Pacifico norte no existe formacion de aguas profundas pues las aguas en superficie son relativamente dulces. Por otro lado, existe formacion de aguas profundas cerca del continente Antartico. En el Pacifico, este flujo de agua densa y profunda es compensada por un flujo de retorno en superficie que tambien conecta con las masas de agua del oceano Austral. Las masas de agua que entran al Atlantico desde el sur se denominan Antarctic Bottom Water (AABW) que fluye cerca del fondo oceánico y Antarctic Intermediate Water (AAIW) que fluye en profundidades medias (figura 2.7). El flujo de NADW desde el norte es también compensado por un flujo de superficie de aguas provenientes del océano Indico y a través del estrecho de Drake.

Figura 2.7 - Masas de agua en el Atlantico. Notar que el AAIW se puede rastrear a través de un mínimo de sal en la columna de agua. El flujo 3-dimensional de las diferentes masas de agua que fluyen a traves de los oceanos ha sido llamado “Ocean Conveyor” (ver figura 2.8).

Figura 2.8 – El “Ocean Conveyor”

Usando los datos obtenidos por WOCE combinado con analisis estadisticos ha sido posible obtener estimaciones precisas de los transportes de volumen en los oceanos. La figura 2.9 presenta los transportes de masa integrados zonalmente para varias secciones (en 109 kg/s). La linea roja indica flujos superficiales y aguas relativamente cálidas. La linea punteada amarilla representa aguas intermedias y profundas, y la línea punteada azul representa aguas frías en el fondo océanico. Las flechas no corresponden a corrientes oceanicas, sino a transporte neto a través de cada sección hidrográfica (en negro). Surgencia y hundimiento se indican con puntos y flechas, respectivamente y su color indica el nivel de donde se originan las aguas.

Figura 2.9 – Transporte de masa para diferentes secciones y profundidades de los oceanos. 2.2.3 Transporte de calor Los oceanos transportan entre una tercera parte y la mitad del total del transporte meridional de calor del sistema atmosfera-oceano. El transporte de calor es muy dificil de medir en forma directa y otros metodos indirectos se han desarrollado para hacerlo usando los flujos de calor en superficie asi como los datos hidrograficos de WOCE.

Figura 2.10 – Transporte de calor en los oceanos. Positivo se define hacia el norte.

La figura 2.10 muestra el transporte de calor meridional para cada cuenca oceanica, asi como el transporte total. El transporte meridional de calor en el Atlantico es positivo en toda la cuenca con un maximo de 1.2 PW cerca de 30°N. En el Pacifico, el transporte de calor es hacia los polos en ambos hemisferios, marcando el hecho de que el oceano absorbe calor en el ecuador y luego es transportado a latitudes mas altas. El transporte en el oceano Indico es hacia el sur con un maximo de 1.0 PW cerca de los 15°S. El flujo combinado de todos los oceanos tiene un maximo de 2 PW cerca de los 20° en cada hemisferio y luego decae hacia los polos. Para concluir, es bueno recordar que el oceano tambien transporta sal (o la ausencia de esta). Como se ve en la figura 2.4 hay un flujo positivo de precipitacion sobre los oceanos en el ecuador y latitudes altas, y un flujo negativo (evaporacion) en los subtropicos. Para compensar, la circulacion oceanica debe transportar agua dulce hacia las regiones donde domina la evaporacion y sal en las regiones donde las precipitaciones son mayores. Como resultado se obtiene que el Pacifico es una cuenca con un flujo neto de agua dulce desde la atmosfera al oceano debido a las intensas precipitaciones en la ITCZ, mientras que el Atlantico y el Indico son cuencas que en promedio evaporan mas (figura 2.11).

Figura 2.11 – Transporte meridional de agua dulce (109 kg/s) en el océano. Fp y FA se refieren a los transportes en el “Indonesian through flow” y en la CCA en el estrecho de Drake, respectivamente.

2.3 Los océanos y el clima El clima varía en muchas escalas de tiempo. Un esquema del espectro de la variabilidad climática se muestra en la figura 2.12. Obviamente, el espectro no es calculado ya que no existe una serie temporal que sea tan larga y con un paso temporal de horas. El espectro se construyó analizando la energía en las diferentes bandas de muchas series temporales. La figura 2.12 muestra tres tipos de variabilidad: (i) picos bien definidos que corresponden a variaciones forzadas periódicamente con una frecuencia de 1 día o 1 año; (ii) picos mas anchos asociados a modos internos de variabilidad; y (iii) porciones continuas del especto que reflejan variaciones estocasticamente forzadas, asi como caos determinista.

Figura 2.12 – Espectro climático Entre los dos picos correspondientes a 1 dia y 1 año se encuentra la variabilidad sinoptica de los sistemas meteorológicos de latitudes medias, concentrados entre 3-7 días, así como la variabilidad intraestacional (30-60 días). Inmediatamente a la izquierda del ciclo anual se encuentra la variabilidad interanual, o sea la variabilidad año a año. El Niño es un factor importante en esta variabilidad con una frecuencia de entre 2-7 años. El Niño es un fenomeno que ocurre debido a la interaccion de gran escala entre la atmosfera global y el oceano ecuatorial Pacifico; en ausencia de uno de estos medios El Niño no existiría (figura 2.13).

Figura 2.13 – Condiciones normales en el oceano Pacifico tropical (izquierda), y condiciones durante el fenómeno de El Niño (derecha). La energía en el espectro en escalas de tiempo interdecadales es probablemente debido a procesos internos en el sistema climático: cada componente espectral puede ser asociado al menos en forma tentativa con un modo de variabilidad interanual o interdecadal. La energía en la parte mas a la izquierda del diagrama representa variabilidad paleoclimática. La información usada para incluir esos picos proviene exclusivamente de indicadores indirectos del estado del clima (no hay registros instrumentales). Ellos incluyen corales y anillos de árboles para los últimos cientos y miles de años, así como sedimentos marinos y hielos para los últimos 2.6 millones de años de la historia de la Tierra, el Quaternario. Durante este período se verifica la existencia de una alternancia de climas cálidos y fríos, los llamados Ciclos Glaciales. La ciclicidad de estos episodios climáticos se manifiesta en anchos picos de entre 1 kyr y 1 Myr. Los tres picos cerca de 20, 40 y 100 mil años corresponden a cambios en la órbita terrestre correspondiendo a variaciones en la precesion, inclinacion (oblicuidad) y eccentricidad (ciclos de Milankovitch). Ver figura 2.14. Dentro de los ciclos glaciares existen “oscilaciones” de mayor frecuencia prominentes en los registros del Atlántico Norte. Ejemplos de estos ciclos son los ciclos de Dansgaard-Oeshger con una periodicidad de entre 1-2.5 miles de años, caracterizados por rápidos cambios en la temperatura de alrededor de la mitad de la diferencia entre estados glacial y interglacial (figura 2.15).

Figura 2.14 – Variaciones climáticas en el último millon de años y fozantes astronómicos.

Figura 2.15 - Dansgaard-Oeshger events (picos angostos) en los últimos 40.000 años en el Artico. El resumen, la variabilidad climática observada puede resultar de procesos internos al sistema climático así como ser una respuesta a forzantes externos. Por ejemplo, la variabilidad de 3-7 días asociada a la variabilidad sinóptica aparece como consecuencia de la inestabilidad de la circulacion atmosférica, y El Niño es consecuencia del acoplamiento océano-atmósfera en el trópico. Variabilidad interna en escalas mas largas puede ocurrir a traves de inestabilidades de los estados de los componentes mas lentos del sistema climático como los hielos o los océanos. Por lo tanto, aún manteniendo el forzante (solar) constante, el sistema climático mostraría variabilidad en muchas

escalas temporales. Cambios en la circulación oceánica pueden influenciar el clima en forma sustancial a traves del impacto en el transporte de calor meridional. Esto puede afectar la temperatura media global y la precipitación, así como su distribución en el tiempo y el espacio. Por ejemplo, pequeños cambios en la circulación de superficie del Atlántico norte han sido asociados a variabilidad interanual e interdecadal observada en el registro instrumental del último siglo.

2.4 Los océanos en el ciclo del carbono Los océanos forman una parte integral en el ciclo del carbono (figura 2.16). La figura indica que 1.Los océanos guardan 50 veces mas dióxido de carbono que la atmósfera 2.Fluye mucho mas carbono a través de los océanos que el producido por los combustibles fósiles. 3.Una cantidad de carbono igual al que contiene la atmósfera realiza un ciclo a través del océano en 8 años [(750 GT) / (92 GT por año) = 8.3 años]; 4.El flujo que entra y sale del océano es mayor que el flujo que entra y sale de los continentes. El ciclo del carbono en el oceano tiene dos partes, una parte física debido al CO2 que se disuelve en el agua, y una parte biológica debido a la conversion de CO2 en carbohidratos hecho por el fitoplancton. 1. Bomba fisica o de solubilidad: El dióxido de carbono se disuelve en las aguas frías del océano de altas latitudes. Este CO2 es luego llevado al océano profundo por las corrientes donde permanece por cientos de años, y eventualmente procesos de mezcla llevan el agua desde la profundidad a la superficie. Los oceanos emiten carbono en regiones tropicales (figura 2.17). Este sistema de corrientes marinas profundas es la bomba física del carbono que ayuda a sacar carbono de la atmósfera y lo guarda en el océano. 2. Bomba biológica: El fitoplancton oceánico usa luz, CO2, agua y nutrientes para producir carbon orgánico y oxígeno, lo cual constituye la base de la cadena alimentaria marina. A medida que el carbono pasa por los consumidores en superficie la mayor parte es convertido en CO2 y devuelto a la atmosfera. Una parte del carbono, no obstante, llega hasta el fondo oceánico donde es remineralizado a CO2 por bacterias. El resultado neto es un transporte de CO2 de la atmósfera al océano profundo donde permanece cientos de años. La estructura de la cadena alimentaria y la abundancia relativa de las especies influencia cuanto CO2 terminará en el fondo oceánico. Esta estructura está determinada en gran parte por la disponibilidad de nutrientes como nitrogeno, fosforo, silicatos y hierro. Una

pequeña fracción del carbono que llega al fondo oceánico queda eventualmente enterrado (0.4%) y guardado en los sedimentos por millones de años (figura 2.18).

Figura 2.16 – El ciclo del carbon esta dominado por el oceano el cual absorbe 50% del CO2 emitido a la atmosfera por la actividad humana. El carbono que llega al fondo oceanico puede ser guardado por millones de años. Unidades en Giga toneladas (109 toneladas) de carbon .

Figura 2.17- Flujos de CO2 a traves de la superficie oceanica. Positivo hacia la atmosfera.

Figura 2.18 – Bombas física (derecha) y biológica (izquierda).

La figura 2.19 muestra el color de los oceanos. El color es proporcional a la cantidad de pigmentos de clorofila cerca de la superficie excepto en aguas cercanas a la costa ricas en sedimentos. A su vez, clorofila es proporcional a la cantidad de fitoplancton: agua con gran densidad de fitoplancton es verde mientras que agua oceánica pura es azul marino. Como se puede ver, el color de los océanos muestra que el fitoplancton esta mayormente concentrado a lo largo de las costas, en la zona ecuatorial de los océanos Pacífico y Atlántico, sobre las plataformas continentales y en altas latitudes, especialmente en el Atlantico norte.

Figura 2.19 – Produccion primaria en los oceanos.

2.5 Océano y costas 2.5.1 Tsunamis Los tsunamis son ondas relativamente raras que se propagan grandes distancias causando destrucción cuando llegan a las costas. Los tsunamis son causados en su gran mayoría por terremotos, como el de Sumatra en el 2004 (figura 17). Otros son generados por deslizamientos de tierra o volcanes. Los tsunamis se propagan del lugar de orígen como una onda gravitatoria de aguas someras, o sea ondas cuya longitud de onda es mayor que la profundidad oceanica H. Se propagan a una velocidad de  gH , que alcanza los 200 m/s ya que el oceano tiene una profundidad media de 4,000 m.

Figura 2.20 – Propagacion de las ondas del tsunami de Sumatra en diciembre de 2004. 2.5.2 Mareas Las mareas son la elevación y el descenso del nivel del mar causadas por el gradiente de la fuerza de atracción gravitatoria de la luna y el sol sobre la Tierra. Este forzamiento de los océanos es en general considerado en forma separada del esfuerzo del viento y los flujos de calor y agua. Los marinos han conocido la existencia de las mareas por miles de años, y su relacion con las fases de la luna. Deducir la relacion exacta, no obstante, llevó el trabajo de grandes cientificos como Galileo, Descartes, Kepler, Newton, Euler, Bernoulli, Kant, Laplace, Airy, Lord Kelvin, Jeffreys, y Munk. A pesar del trabajo constante a lo largo de los años, todavia existen preguntas fundamentales: Cual es la amplitud y fase de las mareas en cualquier punto del oceano o a lo largo de la costa? Cual es la direccion y velocidad de las corrientes de marea? Donde se disipa la energia de las mareas? La respuesta a estas preguntas no es simple, y el primer mapa global de mareas del oceano profundo fue publicado recién en 1994. Por otro lado, la prediccion de mareas a lo largo de las costas y puertos es mucho mas simple. Registros de mareografos sumado a la teoria de forzamiento de mareas provee una descripción precisa de las mareas cerca de los mareógrafos. Es bueno notar que mientras la amplitud de las mareas en alta mar es menor que 1 metro, cerca de las costas la amplitud es generalmente mayor y en algunos casos alcanza o sobrepasa los 10 metros (figura 2.21).

Figura 2.21 – Lineas cotidales (líneas que unen puntos con igual pleamar simultánea) y amplitud de la marea M2. La amplitud se indica por los colores, y las lineas blancas son lineas cotidales que difieren en 1 hora. Los arcos curvos alrededor de los puntos anfidromicos (cero amplitud de la marea) muestran la direccion de las mareas, cada uno indicando un periodo de 6 horas. Las mareas también contribuyen a que los efectos de las tormentas se vean acentuados. Cuando los vientos asociados a tormentas soplan sobre la plataforma continental somera, el agua tiende a apilarse contra la costa. Este aumento en el nivel del mar se conoce como marejada (“storm surge”). Si la marejada coincide con marea alta (pleamar) el nivel del mar durante la tormenta será muy alto y los efectos contra la costa más destructivos.

2.6 Algunas preguntas a responder 1.¿Por que son más intensas las corrientes de borde oeste? ¿Por qué existe la corriente del Golfo? 2.El océano es gobernado por el esfuerzo de los vientos. Cambios en el esfuerzo induce ondas que se propagan en el océano induciendo un ajuste del flujo al nuevo forzante. ¿Cómo es el proceso de ajuste del océano cuando cambian los vientos? 3.La corrientes ecuatoriales son diferentes a las extratropicales. ¿Por qué existen

contracorrientes en el océano ecuatorial? 4.¿Cuales son los procesos que gobiernan el fenómeno de El Niño? 5.¿Por qué la distribución de clorofila observada? 6.¿Cómo podemos entender las mareas? Bibliografía principal – H. Dijkstra “Dynamical Oceanography” – B. Stewart “Introduction to Physical Oceanography”, “Oceanography in the 21st century”.