Agradecimientos Las cosas nunca ocurren como uno espera

Universidad de Oviedo
Departamento de Física
Instituto Español de Oceanografía
Variabilidad climática oceánica en
la región sureste del golfo de Vizcaya
Tesis Doctoral
César Manuel González-Pola Muñiz
Mayo de 2006
Agradecimientos
L
as cosas nunca ocurren como uno espera. Cuando terminé mi licenciatura
allá por 1997 y me decidí hacer la Tesis Doctoral no imaginé que ésta se demoraría tanto el tiempo, ni mucho menos que un estudio sobre las emisiones
de centrales térmicas de carbón se transmutaría en un análisis de variabilidad hidrográfica y circulación oceánica. Tampoco podría haber imaginado que para
entonces tendría mi vida resuelta con un trabajo apasionante y que, tras haber vivido en
Santander y en Palma de Mallorca, estaría de vuelta en Asturias y para quedarme. Han
ocurrido muchas cosas que han ido configurando el resultado final de la Tesis Doctoral
desde que me inscribí en el programa de Termomecánica de Fluidos de la Universidad
Oviedo, por éste y por otros motivos el apartado de agradecimientos ha de ser especialmente extenso.
En primer lugar, el agradecimiento más especial será, como no, para mis dos Directores de Tesis, Julio Manuel Fernández Díaz de la Universidad de Oviedo y Alicia Lavín
Montero del Centro Oceanográfico de Santander. Ambos, con su disposición incondicional e inmediata a discutir y resolver cualquier asunto, volcados incluso con la pesadísima
tarea de revisar mis borradores, han hecho que me sienta un doctorando privilegiado. Si
a esto unimos que el trato personal durante estos años ha sido excelente no puedo menos
que esperar que continuemos trabajando juntos en el futuro.
Si algo he aprendido estos años es que, si bien la Ciencia en general debe ser una labor
de equipo, la investigación oceanográfica lo es por imperiosa necesidad. El contenido
final de esta memoria de Tesis se apoya en una ingente cantidad de datos y de resultados
parciales, que son fruto de numerosos proyectos y programas de investigación, los cuales
a su vez han supuesto un tremendo esfuerzo observacional en el océano. Esta Tesis
es realmente un resultado del trabajo de innumerables personas, y probablemente sea
imposible hacer una relación completa de todas ellas sin omitir a nadie, por ello vayan
por delante las disculpas a aquéllos de quienes me pueda olvidar.
En el plano científico, debo un agradecimiento expreso a todos los coautores de trabajos en los que de alguna manera he contribuido, y que por ello puedo listar con orgullo
al final de la memoria. Quiero mencionar aquí a José Luis López-Jurado, artífice de la
base de datos hidrográficos probablemente más completa y de mayor calidad del Mediterráneo occidental (y con quién comprobé que el Mediterráneo también se enfada a veces).
A Manolo Vargas por su asesoramiento en los asuntillos de estadística (y su paciencia
ante mis difusas preguntas). A Gregorio Parrilla por mantener siempre abierto el canal de
información con el universo oceanográfico internacional. También, por orden alfabético,
a Cabanas, Chete, Manuel Ruiz, Menchu, Nicolás y Willy (y por supuesto de nuevo a
Alicia) por las acaloradas discusiones sobre corrientes y masas de agua durante las muchas campañas del Cantábrico-Galicia, y a Pedro Vélez (y por supuesto de nuevo a José
Luis) por lo mismo en el Mediterráneo. En el plano logístico, un agradecimiento sincero
a todas aquellas personas que han hecho posible la obtención de todos los datos, muchas
veces en circunstancias difíciles. La mayor parte de este trabajo está sustentada en los
datos del Radial de Santander, por lo que merecen un reconocimiento especial todos los
implicados en el mantenimiento de esta serie desde su comienzo en 1991, en particular
a Menchu (de nuevo), Iñaki e Ignacio Bolado, quienes llevan el actualmente el peso del
muestreo (y gracias por la foto de la portada). Un agradecimiento singular también para
Nacho Reguera, siempre al tanto de que los equipos funcionen y compañero de más de
una noche en vela reanimando algún CTD rebelde (y —toco madera— supongo que tarde o temprano repetiremos la experiencia). Y una mención a Mariano Serra, implicado
directamente en cada registro de la serie hidrográfica del mar Balear.
La oceanografía no sería posible sin los buques oceanográficos, y no sería justo olvidarse de las tripulaciones del BO Cornide de Saavedra, BO Odón de Buen, BO Vizconde de Eza y, sobre todo, de la tripulación del buque encargado de hacer (entre otros)
el Radial de Santander, el BO José Rioja; un agradecimiento particular —por orden
alfabético— para Ángel, Carlos, Javi, Joserra, Quique, Oscar y Siso (y Nando, felizmente recién jubilado). Los 333 días de mar que llevo acumulados desde mi entrada como
becario en el Centro de Santander a finales 1999 han sido de veras más fáciles gracias a
todas las tripulaciones con las que he coincidido. Quiero dar un agradecimiento personal
a Luis Valdés, quién como Coordinador del Programa de Series Temporales, Investigador Principal del Proyecto RADIALES, y Director del Centro Oceanográfico de Gijón
donde trabajo, impulsó desde el comienzo la creación de series temporales (por supuesto
incluido el Radial de Santander) y siempre ha dispuesto todos los medios a su alcance
para facilitar las investigaciones a partir de las series de datos.
Gracias también a todas los organismos e instituciones, tanto europeos como nacionales y fundaciones, que han financiado total o parcialmente alguno de los numerosos
proyectos cuyos resultados se han aprovechado para este trabajo. Por supuesto gracias al
IEO por el soporte que nunca ha faltado. Y gracias a aquellas personas y organismos que
han proporcionado datos aquí incluidos de alguna manera, a Enrique Álvarez-Fanjul
por los datos de la red de boyas de Puertos del Estado, a David Hydes por datos del
FerryBox instalado en el Pride of Bilbao, a Susan Lozier por los campos de velocidad
al nivel del agua Mediterránea, y a todas las instituciones que proporcionan datos y
análisis libremente para investigación y que son listados en el interior de la memoria de
Tesis.
Y muchas gracias a los amigos de siempre, porque siempre están ahí. Y a mi familia
más cercana, mis padres César y Conchi, mi hermana Lucía y mi abuela Conchita, que
cuando me ven apurado me “miman” más. Y a Chapa, la pequeña Yorkshire que compartió
conmigo largas tardes de estudio desde el Instituto y ahora a sus 14 años largos me verá
terminar la Tesis, y a la memoria de Maga. Y a mi familia de Santander (mi tía Rosa,
mis primos Luis, Cesar e Isabel, Gloria y Spoke), que me acogieron durante los casi dos
años que estuve allí, y de nuevo a Luis por echarme un cable con la portada. Y al resto
de mi familia, los que están y los que se han ido, y un recuerdo especial a mi tía “Marta
la monja”, que nos dejó pocos días antes de escribir estas líneas.
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En Gijón, a 11 de mayo de 2006
Contenidos
Resumen y palabras clave
9
Abstract and keywords
10
1. Introducción general
11
2. Marco geográfico de la región de estudio. El océano Atlántico norte y el
golfo de Vizcaya
15
2.1. Forzamiento meteorológico de larga escala
17
2.2. Circulación general y masas de agua
18
2.3. Escalas de variabilidad
24
2.4. La corriente de contorno hacia el Polo (Iberian Poleward Current IPC)
26
2.5. El Mediterráneo occidental y el mar Balear
29
3. Las series temporales oceánicas y el programa de monitorización del IEO
33
3.1. El proyecto RADIALES: La sección de Santander
34
3.2. Datos e información complementaria
37
3.2.1. Los proyectos CANALES y CIRBAL
37
3.2.2. Las campañas de larga escala
37
3.2.3. Otros datos y productos oceanográficos utilizados
40
4. Intrusiones y corrientes de plataforma-talud. La Iberian Poleward Current
43
4.1. Una intrusión de agua subtropical en la primavera de 2000. Las campañas
SEAMAR
43
4.2. Seguimiento del desarrollo y colapso de la IPC en el invierno de 2003.
El Prestige
50
4.3. Llegada de la IPC a la sección de Santander
53
4.4. Discusión acerca de la IPC en el Cantábrico
54
5. Las aguas superficiales
64
5.1. Ciclo estacional en superficie
64
5.2. Ciclo estacional de la estructura superficial del océano
71
5.2.1. Definiciones de capa de mezcla
74
5.2.2. Algoritmo “SHDR” (Sharp Homogeneisation–Di_ussive Retreat)
80
5.2.3. Capa de mezcla a partir del algoritmo SHDR
88
5.2.4. Exploración de las soluciones obtenidas por SHDR
102
6. Variaciones en las masas de agua
115
6.1. Origen y rangos de la variabilidad
116
6.2. Cuantificación de los cambios: Procedimiento
121
6.3. Cuantificación de los cambios: Resultados
124
6.4. Discusión sobre los cambios en las masas de agua
131
6.4.1. Cambios en el núcleo de la ENACW (entre σθ = 27:1 y σθ = 27:2)
132
6.4.2. Cambios en el Mínimo de Salinidad (entre σθ = 27:2 y σθ = 27:3)
136
6.4.3. Cambios en la MW (entre σθ = 27:3 y σθ = 27:6)
138
6.5. Relación con cambios en otras zonas
143
6.5.1. Cambios en la sección 24º N
143
6.5.2. Cambios en el mar Balear
144
7. Perspectiva general y trabajos futuros
151
7.1. Acerca de la Iberian Poleward Current
151
7.2. Acerca de las aguas superficiales
152
7.3. Acerca de las aguas centrales
153
7.4. Investigaciones futuras
154
8. Conclusiones generales
156
Bibliografía
158
Apéndice A. Tablas de posiciones y ocupaciones
171
Apéndice B. Códigos para implementar el algoritmo SHDR
177
B.1. Script de Matlab™ para ejecutar MLD_SHDR_fun
178
B.2. Código en Fortran para crear el ejecutable run_SHDR
180
Apéndice C. Glosario de términos y acrónimos
188
Apéndice D. Lista de publicaciones relacionadas con la tesis
191
D.1. Publicaciones en series evaluadas
191
D.2. Publicaciones en series no evaluadas
192
Resumen y palabras clave
A finales de la pasada década de los 80, y como parte de un ambicioso programa
de monitorización, en el Instituto Español Oceanografía (IEO) se creó el proyecto
Radiales, destinado a realizar muestreos oceánicos mensuales para la evaluación de
diversas variables básicas en distintos emplazamientos de España peninsular y de los
archipiélagos españoles. La memoria de tesis que se presenta es un estudio de la
variabilidad hidrográfica en la región sureste del golfo de Vizcaya desarrollado
básicamente a partir de la sección hidrográfica de Santander, cuyo inicio se remonta a
1991. Desde entonces, dada la cercanía del talud continental a la costa en el litoral de
esta ciudad, se ha podido muestrear sistemáticamente y con periodicidad mensual en
profundidades de hasta 1 000 metros, lo que confiere a la serie de Santander la cualidad
de ser única en su categoría. Se recurre también a datos provenientes de las series del
Mediterráneo y de otras campañas oceanográficas de continuidad a largo plazo, así
como a registros de satélite, de boyas fijas y de deriva, de buques de oportunidad y de
observatorios en tierra. Además, se aprovechan productos climatológicos y resultados
de modelos numéricos.
El contenido de la memoria se distribuye en tres bloques principales. En el primero se
describe la estructura hidrográfica del Cantábrico en invierno y, a partir de casos
concretos, se analiza la naturaleza de fenómenos identificados como señales de la
penetración en el Cantábrico de la corriente de talud conocida como Iberian Poleward
Current. En el segundo se analizan la variabilidad y el ciclo estacional de las aguas
superficiales de la región marítima próxima a Santander, comparando la serie generada
por la sección del IEO con otros datos de satélite y de buques de oportunidad. También
se desarrolla una nueva herramienta metodológica para evaluar el ciclo estacional de la
estructura superficial del océano. En el tercer bloque se examina la variabilidad
interanual de las masas de agua bajo la capa de mezcla, relacionando los cambios
observados con los ocurridos en otros lugares y considerando la interacción atmósferaocéano en las zonas de formación.
Palabras clave: Oceanografía física, golfo de Vizcaya, mar Cantábrico, programa
Radiales, series temporales, circulación oceánica, corrientes de talud, capa de mezcla,
flujos de intercambio atmósfera-océano, masas de agua.
9
Abstract and keywords
Oceanic climate variability in the southeast region of the Bay of Biscay
In the late 1980s, the Instituto Español Oceanografía (IEO), as part of an
ambitious monitoring programme, created the Radiales programme, aimed at
performing monthly oceanic samplings within various basic parameters in different
places around mainland Spain and its archipelagos. The doctoral thesis presented here is
a study of hydrographic variability in the southeast region of the Bay of Biscay, mostly
based on a hydrographic section across Santander, which was begun in 1991. Given that
the continental shelf is very close to Santander, it was possible to systematically sample,
on a monthly basic, at depths of up to 1 000 m, which makes the Santander series
unique in its field. The thesis also incorporates data from the Mediterranean series,
large-scale oceanic cruises, and data from satellites, moored buoys, drifting buoys,
vessels of opportunity, and land-based observatories, as well as climatological products
and reanalyses.
The thesis comprises three main sections. The first describes the winter hydrographical
structure in the Cantabrian Sea. Specific cases are used to analyse the nature of signals
that are commonly identified as the penetration of the Iberian Poleward Current in the
Bay of Biscay. The second section analyses the variability and the seasonal cycle of the
surface waters off the coast of Santander, comparing the IEO series with satellite data
and data from vessels of opportunity. A new methodological tool is also developed,
intended to analyse the seasonal evolution of the vertical structure of the upper ocean.
Finally, the third section analyses the interannual variability of the water masses below
the mixed layer, searching for relationships between the changes in the Bay of Biscay
and changes in other regions, and considering air-sea interaction in the formation areas.
Keywords: Physical oceanography, Bay of Biscay, Cantabrian Sea, Radiales
programme, time-series, oceanic circulation, slope currents, mixing layer, air-sea
exchange fluxes, water masses.
10
Capítulo 1
Introducción general
El planeta azul, la Tierra, está cubierta de agua en tres cuartas partes. Todos conocemos desde niños esta cifra pero sólo
cuando vemos una fotografía espacial o hacemos un viaje transoceánico en avión nos hacemos una imagen gráfica de lo que
significa. La mayor parte de las civilizaciones históricas han estado ligadas al océano, que utilizaban como sustento y medio
de transporte, y entendían que el océano no es estático sino
que existen complejos ciclos naturales y sistemas de corrientes
marinas. Como resultado del desarrollo tecnológico y social se
fue paulatinamente avanzando en la descripción del océano, a
la vez que se comprobaba que su conocimiento tenía implicaciones prácticas que iban más allá de satisfacer nuestra curiosidad.
Afortunadamente la sociedad actual percibe claramente la im- Figura 1.1: La Tierra vista desde
portancia del océano en nuestra vida y apoya su estudio. El el Apolo 17. Tomada de la enciocéano juega un papel fundamental en la regulación del clima clopedia libre Wikipedia http://www.
regional y global; en él se desarrolla un complejo ecosistema que wikipedia.org bajo licencia GNU.
aún no entendemos bien pero que explotamos como fuente de recursos de forma un tanto indiscriminada; utilizamos el océano como medio de transporte, extraemos gas y petróleo de su subsuelo
y realizamos en él multitud de actividades deportivas. Por primera vez en la historia se ha comprendido que el océano no es un espacio infinito e indestructible, sino que puede resultar frágil y
que es necesario entender su funcionamiento para protegerlo mejor.
A mediados del siglo XX se había desarrollado el marco teórico necesario para entender tanto la
circulación asociada a los campos de viento como la que se deriva de los gradientes en la densidad
del agua de mar (circulación termohalina) y se había descrito el estado medio del sistema oceánico
(campos de temperatura y salinidad, y sistema de corrientes) que aceptamos hoy en día como
válidos. Entonces se entendía el océano como un sistema estacionario y apenas se había empezado
a dar cuenta de sus cambios en distintas escalas de tiempo. Las últimas décadas han visto un
incremento notable en el esfuerzo de investigación y en los últimos años hemos sido testigos de
avances tecnológicos sin precedentes que han supuesto una auténtica revolución en la oceanografía.
11
12
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN GENERAL
Los termómetros invertibles que sirvieron para hacer los primeros mapas de campos de temperatura tridimensionales descansan ahora en los museos, y equipos electrónicos capaces de muestrear
la columna de agua decenas de veces por segundo son equipamiento básico de cualquier buque
oceanográfico. La recogida de muestras discretas de agua se controla en tiempo presente1 desde el
propio buque oceanográfico y sensores electrónicos son capaces de obtener perfiles de parámetros
ópticos y químicos que hasta hace poco tiempo sólo era posible determinar a partir de los análisis de
laboratorio de las muestras de agua discretas. Por primera vez es posible obtener medidas directas
de la corriente a partir del efecto Doppler. Una flota de satélites tanto geoestacionarios como de
órbita baja envía de forma rutinaria mediciones de la superficie del océano (temperatura, nivel del
mar, rugosidad, contenido en clorofila, etc.) y nuevos sensores como la salinidad serán enviados en
los próximos satélites. Buques de oportunidad transmiten continuamente datos de las propiedades
superficiales del océano. Principalmente en lo que se refiere a las variables físicas se ha entrado
en un proceso de automatización. Los equipos de medición pueden funcionar de forma autónoma
grabando datos por largos periodos y boyas tanto fijas como de deriva muestrean sistemáticamente
e incluso envían los datos vía satélite.
El desarrollo de los modelos numéricos, ligado al aumento de la capacidad de los ordenadores
y a la disponibilidad de más y más datos, ha supuesto también una revolución. Un gran sector de
la oceanografía ha derivado hacia el objetivo concreto de predecir la evolución del océano. Por una
parte se desarrollan modelos a escala regional y horizontes de tiempo de pocos días, y por otra
modelos de escala global en los que el océano está embebido junto con la atmósfera en un sistema
climático acoplado. Mientras que los segundos han cobrado gran importancia en un escenario de
más que probable cambio climático, los primeros desempeñan el papel de la meteorología aplicada
al océano. Estos sistemas predictivos a corto plazo juegan y jugarán un papel clave en problemas
como vertidos o asuntos de seguridad para la navegación. Para que los modelos sean más precisos
y útiles es necesario combinarlos con medidas en tiempo presente y el gran desarrollo de sistemas
automáticos de medición y transmisión de datos del que hemos sido testigos en los últimos años
responde en buena parte a satisfacer la demanda de estos modelos. De la misma manera, se ha
dado un gran salto en lo que se refiere a puesta a disposición del público tanto de datos obtenidos
sistemáticamente como de los resultados de los modelos, y esto incluye tanto predicciones como los
llamados reanálisis, que tratan de ofrecer la imagen más completa y realista posible de lo que ha
ocurrido en base a datos de campo pero siempre asumiendo un comportamiento compatible con
las ecuaciones del modelo. Los reanálisis suponen actualmente una herramienta muy útil para la
investigación general. El objetivo a medio plazo, tremendamente ambicioso, es que la predicción
del medio físico pueda servir para predecir a su vez el comportamiento del ecosistema.
Esta filosofía de generación de datos y productos de forma sistemática y continuada, y la
posterior e inmediata puesta a disposición de toda la información a la comunidad científica, da
lugar al concepto de “Oceanografía Operacional”. El incremento de las fuentes de datos de diversos
orígenes supone un poderosísimo recurso a la hora de contrastar resultados locales aunque en
ocasiones el investigador puede verse abrumado. A lo largo de este trabajo se utilizarán datos
provenientes de satélite, boyas fijas, boyas de deriva, buques de oportunidad y observatorios en
tierra, también se utilizarán productos climatológicos y reanálisis.
En cualquier caso, la predicción futura del océano en todas sus facetas dependerá directamente
de la solidez de nuestro conocimiento básico de los procesos involucrados, y de que seamos capaces
1 Aunque el término utilizado en español suele ser “tiempo real” esto es simplemente una desafortunada traducción
del inglés “real time” que, aunque se haya establecido, no será reproducida en este trabajo.
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN GENERAL
13
de interpretar correctamente nuestras observaciones. A la vez que se despliega todo un sistema
destinado a proveer datos en tiempo presente se asume que es igual de importante o más el que el
propio sistema sea parte de una red más extensa y ambiciosa de monitorización global, que pueda
generar datos de suficiente calidad para abordar estudios científicos fundamentales, y que incluya
aquellos datos que hoy por hoy no pueden ser obtenidos de manera operacional, ya sea porque
no hay dispositivos automáticos capaces de medirlos (parámetros químicos o biológicos) o porque
estén fuera de su rango de actuación (océano muy profundo, etc.). El primer resultado notable
del gran salto cuantitativo en la generación de datos oceanográficos es que el océano presenta
mayor variabilidad espacial y temporal de la que se había supuesto. Programas de monitorización
a medio-largo plazo del océano suponen la única herramienta para poder decir cuál es la situación
y la variabilidad “normal” del océano-clima y del ecosistema, y eventualmente poder contestar a
si algo cambia de manera “anormal”, y si tales cambios podrían ser debidos a la propia acción del
hombre, y finalmente incluso predecir cuáles serán los cambios futuros.
En ese contexto aparecieron en todo el mundo, pero principalmente en los Estados Unidos,
programas ambiciosos destinados a obtener series temporales oceánicas con fines científicos. En
el Instituto Español Oceanografía (IEO) se creó entre finales de los 80 y principios de los 90
el proyecto RADIALES con la intención de realizar muestreos mensuales de varios parámetros
básicos en distintos lugares de la España peninsular y los archipiélagos. A su vez se apostó porque
las campañas oceanográficas de larga escala tuviesen continuidad en el tiempo de tal manera que se
consolidasen a su vez, en la medida de lo posible, como auténticas series temporales de campañas.
Este trabajo está basado en gran medida en la hidrografía de la sección de Santander, que
tras 14 años de muestreos regulares ha permitido obtener una descripción sin precedentes de la
variabilidad a corto y medio plazo de las propiedades de la columna de agua en la región sureste del
golfo de Vizcaya. Dada la cercanía del talud continental frente Santander se ha podido muestrear
sistemáticamente hasta los 1000 metros de profundidad con un barco relativamente pequeño, lo cual
hace a la serie de Santander única en su especie y permite arrojar luz sobre los patrones de variación
de las masas de agua intermedias en la zona, que pueden ser tomadas como representativas de una
zona más amplia, y relacionarlos con las variaciones en la interacción atmósfera-océano en las zonas
de formación, así como con los patrones de circulación. Se utilizarán resultados de series de muestreo
obtenidas en el mar Balear con el ánimo de comparar y relacionar los cambios observados en ambos
lugares. También en este trabajo se discutirá acerca de las intrusiones de aguas de origen subtropical
en el Cantábrico tanto a partir de la propia serie de Santander como a partir de campañas de larga
escala en la zona, se analizará el ciclo estacional en superficie comparándolo con los ciclos obtenidos
a partir de series obtenidas por otros medios y se caracterizará el ciclo de variación de la capa de
mezcla utilizando toda una serie de perfiles. Para poder cuantificar correctamente los distintos
parámetros asociados al desarrollo de la capa de mezcla, se ha desarrollado un nuevo algoritmo
basado en métodos actuales de optimización con la esperanza de que resulte una herramienta útil
en el futuro.
Parte de los resultados que serán presentados a lo largo de este trabajo han sido publicados en
revistas especializadas y parte se encuentran en proceso de revisión. Se han aprovechado parcialmente los contenidos de dichas publicaciones para ensamblar el trabajo completo y en muchos casos
se mostrarán gráficas con las etiquetas en inglés ya que la generación de una versión en castellano
de todas ellas habría supuesto un trabajo ingente. Pido disculpas por ello. Igualmente hay ciertos
términos para los que se suele mantener el vocablo inglés al hablar en castellano como un argot
propio de la oceanografía. En la mayor parte de los casos se ha optado por mantenerlo así en el
14
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN GENERAL
texto aunque se escribirán en cursiva y al final se definirán en un glosario. De la misma manera los
nombres de las masas de agua serán los de lengua inglesa y se utilizarán las abreviaturas inglesas
para los puntos cardinales. Durante el desarrollo de la memoria de tesis se verá que no todos los
análisis utilizan las series actualizadas hasta la misma fecha. Las series temporales del programa
RADIALES del IEO continúan en marcha con lo cual la mayor parte de las gráficas y los resultados
podrían idealmente actualizarse cada mes y el objetivo a medio plazo será que el proceso de análisis
llegue a un grado de automatización suficiente para que los “productos” se generen de la forma
más rápida y sistemática posible. En cualquier caso la interpretación de los resultados que emergen
mensualmente siempre requerirá el tiempo que dicte el análisis científico. La serie del Radial de
Santander es ya una referencia internacional de la zona puesto que viene siendo utilizada en los
grupos de trabajo del Hidrografía Oceánica del ICES (WGOH) para caracterizar la variabilidad
climática de la región del golfo de Vizcaya, sus resultados se incluyen en el informe climático anual
(ICES Annual Ocean Climate Status Summary).
El capítulo 2 describe la circulación y las masas de agua en la región del golfo de Vizcaya
y como complemento se incluye una breve nota sobre el mar Balear. El capítulo 3 presenta con
detalle la base de datos sobre la que se trabaja, el Radial de Santander, y también se comentan las
fuentes de datos complementarias utilizadas. Los capítulos 4, 5 y 6 son el cuerpo principal de esta
memoria de tesis y respectivamente analizarán la corriente de talud, la variabilidad de las aguas
superficiales incluyendo el desarrollo de la capa de mezcla y la variabilidad de las aguas bajo la
capa de mezcla. El capítulo 7 resume de forma breve los resultados más importantes desde una
perspectiva más general y plantea posibles trabajos futuros. Finalmente el capítulo 8 enumera las
principales conclusiones.
Capítulo 2
Marco geográfico de la región de
estudio. El océano Atlántico norte y
el golfo de Vizcaya
Puesto que los países más desarrollados y con tradición oceanográfica se situan históricamente
en las orillas del océano Atlántico, particularmente del Atlántico norte, resulta ser ésta la región
oceánica más muestreada del planeta históricamente.1 La batimetría del Atlántico se caracteriza
por una cordillera submarina, la Dorsal Atlántica, que lo recorre de norte a sur dividiéndolo en
dos cuencas bien diferenciadas, la oriental y occidental. Esta dorsal dificulta el intercambio de
masas de agua profundas restringiéndolo a pequeñas fracturas, lo cual a su vez determina tanto las
propiedades de las masas de agua en cada cuenca como la circulación general, ya que la topografía
domina una parte fundamental de la circulación de toda la columna de agua (Bower et al., 2002a;
Gille et al., 2004). El océano Atlántico es clave en el control de la “circulación meridional de retorno”
(Meridional Overturning Circulation MOC) y en el inmenso flujo de calor que lleva asociado y que
se conoce como la “gran cinta transportadora de calor global” (Great Global Conveyor Belt). De
hecho el Atlántico boreal es la única región del Hemisferio norte con una producción importante
de aguas profundas, en torno a 15 Sverdrups2 (Ganachaud & Wunsch, 2001), y el transporte
septentrional de calor alcanza en latitudes medias valores entre 1.1 y 1.4 PW (Bryden et al., 2005),
lo cual supone el 60 % del calor neto transportado por el océano hacia el Polo (Marshall et al.,
2001). La posibilidad de que este gran circuito de agua y calor se debilite o se detenga como
consecuencia de cambios climáticos de origen antropogénico (Bryden et al., 2005; Schiermeier ,
2006) hacen del Atlántico un objetivo primordial de los programas más ambiciosos de observación.
Actualmente se encuentran en vigor el Rapid Climate Change (RAPID) del Natural Environment
Research Council (NERC) británico y el Arctic - Subarctic Ocean Fluxes (ASOF), internacional,
dirigidos a la monitorización exhaustiva del Atlántico norte y su conexión con el Ártico.
1 Basta ver un mapa de estaciones hidrográficas históricas, por ejemplo las recopiladas en el marco de WOCE
(Gouretski & Koltermann, 2004, Figura 10).
2 El Sverdrup (Sv) es una medida de flujo integrado o caudal equivalente a 106 m3 s−1 . Las corrientes marinas
principales transportan decenas de Sv (hasta 150 en el caso de la corriente circumpolar antártica) mientras el río
Amazonas transporta 0.3 Sv.
17
15
CAPÍTULO 2. MARCO GEOGRÁFICO: EL GOLFO DE VIZCAYA
16
Atlántico Noreste
Rockall
Porcupine
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de
Gib
b
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Dorsal Reykjanes
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Golfo de Vizcaya
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Mediterráneo Occidental
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Estrecho de Gibraltar
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12 W
Golfo de Vizcaya
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Goban Spur
Plataforma
Céltica
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Planicie Abisal
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Planicie Abisal del
Golfo de Vizcaya
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46 N
a
Ar
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or
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Montes Charcot
Cabo Peñas
Cabo Ortegal
Mar Cantábrico
Banco del Cachucho
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Theta Gap
44 N
Banco de Galicia
ruñ
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Vigo
42 N
Planicie Abisal
Ibérica
−6000
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G ille
d
Cu
Co
Cabo Finisterre
−5000
15oW
12oW
−4000
Sa
nta
nd
er
Plataforma Cantábrica
9oW
−3000
6oW
3oW
−2000
−1000
0
Figura 2.1: Batimetría de la cuenca Atlántico noreste (arriba) y del golfo de Vizcaya (debajo, a partir de la región
encuadrada en la figura superior). También se muestran las posiciones las estaciones pertenecientes a los Radiales
estándar del IEO en el norte de España.
2.1. FORZAMIENTO METEOROLÓGICO DE LARGA ESCALA
17
A lo largo de este capítulo, introductorio pero con suficiente entidad para separarse de la
introducción general, se describirá la zona de trabajo, el golfo de Vizcaya, en el contexto del
Atlántico norte. Se dará una descripción tanto de los patrones de circulación conocidos como de
las masas de agua existentes. En este sentido existen revisiones bibliográficas sobre la zona del
golfo de Vizcaya (véase por ejemplo OSPAR Commission, 2000; Borja & Collins, 2004; Lavín
et al., 2006), aunque el propósito de este capítulo es dar una descripción específicamente dirigida
a introducir el desarrollo de este trabajo y los avances que proporciona. También se dedicará una
sección a describir el Mediterráneo occidental puesto que como se ha indicado una parte de este
trabajo está dedicada a los cambios que se han producido en el mar Balear y su relación con los
cambios observados en el golfo de Vizcaya.
En la figura 2.1 se presenta un mapa batimétrico tomado a partir de la base de datos libre
de Smith & Sandwell (1997), se muestran los principales accidentes topográficos que determinan
la cuenca oriental del Atlántico norte y el golfo de Vizcaya, incluyendo aquellos a los que se hará
referencia a lo largo del texto.
2.1.
Forzamiento meteorológico de larga escala
El forzamiento atmosférico de larga escala en el Atlántico norte, que es el agente
que en última instancia domina la circulación superficial del océano, viene determinado por la interacción entre la celda de altas presiones subtropical y la celda de bajas
presiones subpolar. El régimen general de
circulación geostrófica establece vientos hacia el este o trades en la región tropical y
vientos hacia el oeste o westerlies en latitudes medias. En el Atlántico norte se habla
del “Anticiclón de las Azores” y de la “Borrasca de Islandia”, que hacen referencia a
las posiciones medias de los centros de ambas anomalías. En la figura 2.2 se muestra el
promedio histórico de la presión atmosférica
al nivel del mar (Sea Level Pressure, SLP)
en la que se marcan las isóbaras 1005 y 1020
dbar. El patrón atmosférico tiene una fuerte Figura 2.2: SLP promedio sobre el Atlántico norte (largo térestacionalidad. Durante el verano el antici- mino). CDC Derived NCEP Reanalysis Products (los producclón de las Azores se refuerza y la borrasca tos utilizados se describen en la sección 3.2.3).
de Islandia se debilita. En invierno ocurre al revés: la borrasca se profundiza y el anticiclón se debilita y además se desplaza al SE localizándose en el entorno de las Islas Canarias. Esto se traduce
en la existencia de dos estaciones muy bien diferenciadas en latitudes medias con sus respectivos
vientos dominantes que serán comentados particularizando al golfo de Vizcaya en 2.3.
18
CAPÍTULO 2. MARCO GEOGRÁFICO: EL GOLFO DE VIZCAYA
Existe una gran variabilidad interanual en lo que se refiere al comienzo y al final de las estaciones
y a su intensidad, y además cada año tiene sus particularidades. Mucha de la variabilidad interanual
esta correlacionada con un parámetro numérico sencillo, el índice de oscilación NorAtlántica (North
Atlantic Oscillation NAO), que se define como la fluctuación o anomalía de la diferencia de presión
entre el anticiclón de las Azores y la Borrasca de Islandia. En Marshall et al. (2001) y Visbeck
et al. (2003) pueden encontrarse revisiones muy detalladas sobre el índice NAO y su efecto en el
Atlántico. Se ha definido clásicamente en base a estaciones meteorológicas fijas, escogiéndose según
disponibilidad Reykjavik o Stykkisholmur en Islandia para la borrasca subpolar y Ponta Delgada
en Azores o Lisboa o Gibraltar en la Península Ibérica para el anticiclón. Más recientemente, a
partir de la existencia de mapas coherentes de SLP generados en función de reanálisis se tiende
a determinar la NAO en base a un análisis de componentes principales del campo de presión
(Hurrell , 1995). El índice NAO se utiliza en general en promedios estacionales o anuales. En líneas
generales, una situación de índice NAO positivo (NAO+) significa que la diferencia de presión
entre el Anticiclón de las Azores y la Borrasca de Islandia es mayor que su promedio climatológico,
esto provoca que el anticiclón domina el SW de Europa y hay mayor tendencia a que las borrascas
y los frentes activos sean dirigidos hacia el NW de Europa provocando más lluvia y viento de la
habitual en esas zonas, mientras en el SW de Europa y el Mediterráneo se produce sequía y menor
incidencia de los vientos del oeste. Un índice NAO− tiene el efecto contrario dirigiendo los frentes
activos hacia el SW de Europa.
2.2.
Circulación general y masas de agua
La respuesta del océano a la estructura atmosférica permanente determinada por el Anticiclón
de las Azores y la Borrasca de Islandia es el establecimiento de patrones de circulación superficial
también permanentes, y la región del golfo de Vizcaya se sitúa en la región NE del giro anticiclónico
subtropical. Debido a la rotación de la Tierra, se produce una fuerte asimetría entre los contornos
orientales y occidentales de las cuencas oceánicas, y el golfo de Vizcaya está por tanto situado
en el sistema de corriente de contorno oriental (Eastern Boundary Current EBC) del Atlántico
norte, que se extiende desde el sistema de afloramiento africano hasta Irlanda a lo largo de las
costas portuguesa, española, del golfo de Vizcaya y de la región céltica. En este sistema EBC no
se ha llegado al grado de muestreo y comprensión de otros EBCs, por ejemplo el sistema de la
corriente de California, pero se han descrito las principales características de su circulación. El
golfo de Vizcaya puede considerarse además como una cuenca adyacente del Atlántico noreste y
sus patrones de circulación son débiles en comparación con las corrientes principales del Atlántico
norte. Varios trabajos climatológicos han descrito las masas de agua bajo la capa de mezcla y de
entre ellos una de las descripciones más recientes de la región, basada en una gran cantidad de
datos históricos y recientes, se encuentra en van Aken (2000a,b, 2001).
En la figura 2.3 se presenta el diagrama θS de varios perfiles en el golfo de Vizcaya, y en
las figuras 2.4 y 2.6 se muestran los principales patrones de circulación de las masas de agua
intermedias, tanto en el propio golfo de Vizcaya como en la parte contigua del Atlántico norte.
La primera masa de agua que encontramos justo debajo de la capa de mezcla es el agua central
del Atlántico NE (Eastern North Atlantic Central Water ENACW). Esta masa de agua3 se forma
3 El género que se debe aplicar al ENACW y a cualquier otra masa de agua al referirnos a ella en español es
discutible, se asumirá que se habla de “la masa de agua” (en femenino) el vez de referirnos a “el agua”.
2.2. CIRCULACIÓN GENERAL Y MASAS DE AGUA
19
θ/S Biscay Area
14
ENACW
Potential Temperature (θ)
12
A
σθ
MW
B
2
Salinity Min
27
10
1
3
8
4
.5
27
4
6
3
28
2
4
LSW
B
1
A
NADW
LDW
2
34.8
35
35.2
35.4
35.6
35.8
36
36.2
Salinity
Figura 2.3: Conjunto de estaciones recientes hechas en la llanura abisal del golfo de Vizcaya (gris) y el en talud
ibérico (negro). La parte superior de la ENACW presenta poca variabilidad regional. La capa del mínimo de
salinidad se hace más fría y menos salina en dirección norte. El agua mediterránea (MW) suele presentar un patrón
ruidoso, especialmente en la zona exterior del talud, y su variabilidad zonal responde a su patrón de dispersión con
origen en Gibraltar. También se muestran las aguas más profundas LSW, NADW y LDW aunque no se estudian
específicamente a lo largo de este trabajo. La región del mapa reducido es 42◦ − 48◦ N y 0◦ − 15◦ W, las isóbatas son
200 m y 2000 m.
por mezcla invernal en una región amplia desde el noreste de las Azores hasta el margen europeo
en el área limitada por las dos corrientes principales de la subcuenca Atlántico NE, la corriente
noratlántica (North Atlantic Current NAC) y la corriente de las Azores (Azores Current AC).
Pollard & Pu (1985) y Pollard et al. (1996) dan descripciones detalladas de las propiedades de
la ENACW, incluyendo la circulación en la zona de formación, un análisis de sus características
termohalinas y una interpretación de sus orígenes según capas de distintas densidades (isopicnas);
además describen las causas de su variabilidad interanual. Según sus trabajos, la ENACW avanza,
básicamente, siguiendo el giro subtropical y modificando sus propiedades según va entrando en
contacto con otras masas de agua en los contornos del propio giro. Al oeste de la Península Ibérica
aguas ENACW más templadas fluyen hacia el norte y se encuentran con aguas ENACW más frías
fluyendo hacia el sur. Ambas recirculan hacia el oeste creando un área de circulación anticiclónica
desde el margen Íbero-Atlántico y el golfo de Vizcaya hasta aproximadamente 20◦ W creando una
zona de retención que actúa como área de formación del modo principal del ENACW. Hacia el sur
la ENACW circula asociada a la corriente de Portugal, ancha y débil y dirigida hacia el Ecuador
(Wooster et al., 1976; Martins et al., 2002). La ENACW se define como una línea recta en el
CAPÍTULO 2. MARCO GEOGRÁFICO: EL GOLFO DE VIZCAYA
20
52oN
NAC
Fr
an
ce
Latitude
48oN
44oN
Spain
8
7
6
AC
40oN
Santander
36oN
30oW
24oW
18oW
12oW
6oW
Longitude
Figura 2.4: Composición a partir de diversas fuentes de los patrones principales de circulación del núcleo de la
ENACW en el golfo de Vizcaya y la parte adyacente del Atlántico norte. Las corrientes principales NAC y AC se
representan por flechas gruesas. Las flechas delgadas indican características locales no tan estables y permanentes:
el aporte continuo de la NAC, el flujo hacia el SE desde el Goban Spur hacia el golfo de Vizcaya (Pingree, 1993),
la entrada principal de ENACW desde el oeste y la circulación anticiclónica en su interior (Colas, 2003) y el área
de retención al oeste de la Península Ibérica y el golfo de Vizcaya donde se forma el modo principal de ENACW
(Pollard et al., 1996). Al oeste de la Península Ibérica la circulación continúa hacia el sur en lo que se conoce como
corriente de Portugal (Wooster et al., 1976; Martins et al., 2002). La sección de Santander situada al SE del golfo de
Vizcaya se representa ampliada sobre la Península Ibérica. Se marcan las isóbatas de 500 m y 2000 m en el dibujo
principal y 200 m, 500 m, 2000 m y 3000 m en la ampliación.
2.2. CIRCULACIÓN GENERAL Y MASAS DE AGUA
21
diagrama θS en la cual la parte más densa corresponde a un origen más septentrional involucrando
mezcla con aguas de la corriente NAC y las partes más ligeras son las aguas modales de origen
subtropical y en base a esta idea se han definido los subtipos subpolar y subtropical (ENACWsp
y ENACWst, Ríos et al., 1992), útiles a la hora de trazar intrusiones.
Latitude
La ENACW en el golfo de Vizcaya queArgo69043−POMME2 Tracking
50oN
da relativamente estancada, con velocidades
hacia el sur en torno a 1 cm s−1 sobre la
48oN
llanura abisal (Paillet & Arhan, 1996; van
Aken, 2001, 2002), pero hay evidencia de
46oN
corrientes varias veces más intensas que ese
valor. Un ejemplo es la boya Argo 69043,
44oN
perteneciente al proyecto francés Pomme, y
que cubrió una distancia de 370 km en direc42oN
ción sur desde el talud armoricano hasta el
40oN
talud cantábrico (desde el 47◦ N, 8◦ W hasta
20oW
16oW
12oW
8oW
4oW
◦
◦
el 44 N, 6 W) en 70 días (un valor medio
de 5 cm s−1 ), derivando a una profundidad
Apr01 Jun01 Sep01 Dec01 Mar02 May02 Aug02 Nov02 Feb03
de 400 dbar entre el 8 de julio y el 16 de
septiembre 2002. A partir de una base de
Figura 2.5: Ruta de la boya Argo 69043.
datos muy extensa de recorridos de boyas
de deriva lagrangianas, Colas (2003) dedujo un patrón de circulación para la ENACW en golfo de
Vizcaya consistente en un flujo entrante (hacia el este) centrado en torno a 46◦ N y que alimenta
un giro anticiclónico principal que afecta a toda la región sur del golfo de Vizcaya, y también un
giro ciclónico más débil en la esquina noroeste (véanse las figuras 2.4 y 2.6).
El núcleo de la ENACW se asocia a una región de mínimo gradiente de densidad, lo que se
denomina picnostad en oposición a picnoclina, y que define por lo tanto un mínimo relativo de
vorticidad potencial, definida como:
PV =
f ∂σθ
N2
=f
,
σθ ∂z
g
(2.1)
donde f este es el parámetro de Coriolis, N la frecuencia de Brunt-Väisälä, g la aceleración local
de la gravedad y σθ la densidad potencial (escrita sin sus dos primeros dígitos como es habitual en
oceanografía, o sea σθ = ρθ − 1000). Esta porción de la columna de agua con estratificación muy
débil tiene su origen en la homogeneización de la capa de mezcla al formarse la ENACW durante el
invierno. Por medio del criterio de mínimo P V , Boscolo & Pérez (2000) determinaron el núcleo de
la ENACW a partir de una base de datos de estaciones hidrográficas en el entorno de 42◦ N, 10◦ W
utilizando datos desde 1951 hasta el 2000. Encontraron un valor promedio de σθ = 27.165 kg m−3 ,
con θ = 11.4◦ C y salinidad 35.608.
La parte más profunda de la ENACW se caracteriza por un mínimo de salinidad influido por
muchas masas de agua de distintos orígenes y sujeto a importantes variaciones zonales. En la parte
NW de la cuenca, la ENACW ve reducida su salinidad por contacto directo con el agua subártica
intermedia (SubArtic Intermediate Water SAIW) transportada por la NAC, y en la región del SE se
produce una fuerte influencia del agua mediterránea que se encuentra justo debajo (Pollard et al.,
1996). En el NE, cerca de la entrada al canal de Rockall (Rockall Trough), se produce convección
muy profunda e intensa durante el invierno que en ocasiones puede alcanzar profundidades de hasta
22
CAPÍTULO 2. MARCO GEOGRÁFICO: EL GOLFO DE VIZCAYA
600 m (Paillet & Mercier , 1997) y debido a ello todas las aguas centrales se ven afectadas por la
mezcla e incluso el agua mediterránea es capaz de afectar la ENACW incrementando su salinidad
(Pollard et al., 1996). Como resultado de este proceso de mezcla invernal la ENACW modificada
penetra la termoclina más bien por un proceso de inyección horizontal que por subducción isopícnica
(Tomczak & Godfrey, 1994). En el golfo de Vizcaya el mínimo de salinidad se localiza en torno
a los 500 dbar al nivel de σθ = 27.25 kg m−3 . Basándose en análisis biogeoquímicos, van Aken
(2000b) concluyó que la convección invernal profunda a lo largo de todo el margen Ibérico y el
golfo de Vizcaya hasta el mar Céltico contribuye localmente sobre las aguas localizadas en el
mínimo de salinidad subsuperficial. van Aken soporta su afirmación en los procesos de cascading
invernal desde las plataformas continentales Céltica y Armoricana. Este fenómeno, descrito por
primera vez en la zona por Cooper & Vaux (1949), es considerado hoy en día como un importante
mecanismo irreversible de intercambio de agua entre la plataforma y el océano abierto en ciertas
áreas (Huthnance et al., 2001; Ivanov et al., 2004).
Bajo las aguas centrales se encuentra la capa de agua mediterránea (Mediterranean Water MW).
El proceso de vertido de lo que se conoce como aguas del outflow del Mediterráneo (Mediterranean
Water Outflow MOW) a través del Estrecho de Gibraltar, su posterior mezcla con aguas residentes
en el golfo de Cádiz para formar la MW y su ulterior propagación, son procesos complejos que
ha sido estudiados por muchos autores y no se dará ahora una bibliografía exhaustiva. En la
sección 6.4.3 se ampliarán los detalles al intentar arrojar luz sobre los cambios ocurridos a este
nivel en la sección de Santander. Una vez la MW deja atrás su lugar de formación el golfo de
Cádiz fluye hacia el norte en forma de lengua de alta salinidad y temperatura siguiendo el talud
íbero-atlántico, guiado por la topografía y por efecto Coriolis, a la vez que se desgajan importantes
remolinos de MW hacia el océano abierto conocidos como meddies (Richardson et al., 1991; Shapiro
& Meschanov , 1996). En el avance de la MW se observan dos venas independientes hasta la costa
gallega. De ahí en adelante la intensa mezcla diapicna uniformiza ambas capas en una única más
homogénea. Aunque el flujo hacia el norte de la MW a lo largo del talud íbero-atlántico está
claramente establecido como un patrón permanente (Daniault et al., 1994; Iorga & Lozier , 1999b),
no ocurre lo mismo con la continuidad de esta corriente a lo largo de la costa norte de la Península
Ibérica y del talud armoricano. Colas (2003), debido a la alta actividad mesoescalar, fue incapaz de
describir a partir de boyas de deriva lagrangianas un patrón medio definido para la circulación de
entrada de la MW en el golfo de Vizcaya desde el Atlántico. De hecho, según su trabajo, en el interior
del golfo de Vizcaya, la circulación general de la MW resultó ser similar a la de la ENACW. Según
se avanza hacia la región SE de golfo de Vizcaya las propiedades termohalinas del núcleo de la MW
se suavizan continuamente, eliminando por completo la estructura fina (fuertes gradientes y cizalla
en escalas verticales del orden de pocos metros). La MW en el golfo de Vizcaya se caracteriza
por un máximo de salinidad en torno a los 1000 dbar y toda la capa MW se suele definir por
dos contornos isopicnos cuyos límites son escogidos según el autor. Por ejemplo, en dos trabajos
recientes Iorga & Lozier (1999a) usan σ0.5 = 29.70 kg m−3 y σ0.5 = 29.90 kg m−3 como límites para
un estudio de la estructura espacial de los campos de salinidad desde Gibraltar hasta el Rockall
Channel. van Aken (2000b) toma isopicnas desde σ1 = 31.85 kg m−3 hasta σ1 = 32.25 kg m−3 en
su descripción hidrográfica de las latitudes medias del Atlántico NE.
Aunque no serán parte del objetivo de este trabajo, en la figura 2.3 se muestran también las
masas de agua presentes hasta el fondo. Justo bajo la MW se encuentra un nivel caracterizado por
un mínimo relativo en salinidad y un máximo de oxígeno, se trata del agua del Labrador (Labrador
Sea Water LSW). Tras formarse en el mar del Labrador, una vena de LSW cruza la dorsal Atlántica
en torno al 50◦ − 55◦ N (Speer et al., 1999), desde donde parte recircula hacia el norte y parte se
2.2. CIRCULACIÓN GENERAL Y MASAS DE AGUA
52oN
23
SAIW
NAC
Fr
an
ce
Latitude
48oN
¿?
¿?
44oN
Spain
40oN
8
7
6
AC
MW
Santander
36oN
30oW
24oW
18oW
12oW
6oW
Longitude
Figura 2.6: Composición a partir de diversas fuentes de los patrones principales de circulación de las aguas ENACW
del mínimo de salinidad y MW en el golfo de Vizcaya y la parte adyacente del Atlántico norte. Las corrientes
principales de las aguas centrales NAC y AC se representan por flechas negras gruesas. La región bordeada por
líneas discontinuas corresponde a zonas en las que la convección profunda alcanza los 500 m (Paillet & Mercier ,
1997) y regiones donde existe cascading desde la plataforma (Cooper & Vaux , 1949; van Aken, 2000b). La línea
azul indica las aguas ENACW fuertemente afectadas por mezcla con SAIW (Pollard et al., 1996), y la entrada en
el golfo de Vizcaya para describir un giro anticiclónico (Colas, 2003). La corriente de MW a lo largo del talud se
representa por una flecha roja hasta el Banco de Galicia (Daniault et al., 1994) donde una parte del flujo se escinde
hacia el océano abierto (Mazé et al., 1997). La posible entrada de la MW en el golfo de Vizcaya como corriente de
talud (Iorga & Lozier , 1999b), o su continuación hacia el norte para alimentar un giro anticiclónico general (Colas,
2003), se mantienen con interrogantes. Los meddies (Paillet et al., 1999; Sparrow et al., 2002) se representan como
bucles en rojo. La sección de Santander situada al SE del golfo de Vizcaya se representa ampliada sobre la Península
Ibérica. Se marcan las isóbatas de 500 m y 2000 m en el dibujo principal y 200 m, 500 m, 2000 m y 3000 m en la
ampliación.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOGRÁFICO: EL GOLFO DE VIZCAYA
24
dispersa por la cuenca Atlántica NE modificándose fuertemente al avanzar y manteniendo su núcleo
a una profundidad aproximada de 1800 m. En la entrada NW del golfo de Vizcaya, en la región
del mar Céltico, se observa una señal clara de la penetración de LSW (Paillet et al., 1998), pero
en la parte más oriental del golfo de Vizcaya dicha señal llega a perderse por completo. Entre 2500
m y 3000 m se encuentra el núcleo de agua profunda del Atlántico norte (North Atlantic Deep
Water NADW), originada por los overflows desde los mares nórdicos. Por último, en los niveles
más profundos se encuentra el agua de fondo (Lowered Deep Water LDW), un producto final de
varios componentes, inclusive aguas de origen antártico. Los niveles profundos bajo el nivel de la
LSW sobre la llanura abisal del golfo de Vizcaya se caracterizan por una circulación ciclónica débil
(Dickson et al., 1985; Paillet & Mercier , 1997).
2.3.
Escalas de variabilidad
El objetivo de este trabajo es, básicamente, analizar la variabilidad oceánica (principalmente
interanual) del SE del Gofo de Vizcaya a partir de la sección hidrográfica de Santander que será
descrita en el apartado 3.1. Por ello es importante tener de antemano una idea de cuáles son los
mecanismos que determinan las diferentes escalas de variabilidad, estacionales o de frecuencias
más altas, que puedan en principio estar presentes. Las variaciones de alta frecuencia suelen estar
asociadas a fenómenos ondulatorios que causan desplazamientos verticales de los niveles isopícnicos
de tal forma que afectan a un análisis sobre o entre superficies isóbaricas, pero no a un análisis de
propiedades sobre superficies isopicnas.
Las señales de mayor frecuencia que afectan a la estructura termohalina son las on950
das internas y las mareas internas, con periodos desde minutos hasta los armónicos
945
propios de la marea. El golfo de Vizcaya
940
es conocido por la gran actividad que pre15−Sep
16−Sep
17−Sep
10.2
sentan estos fenómenos, y que además se
ven tremendamente amplificados en las zo10.1
nas de talud (Gerkema et al., 2004; Lam
et al., 2004). Los desplazamientos verticales
10
15−Sep
16−Sep
17−Sep
debidos a las mareas internas de un nivel
10.2
isopicno dado puede llegar a ser de hasta
10.1
100 m en algunos lugares con topografías
especialmente abruptas como en la zona de
10
02am
06am
10am
borde de plataforma y talud francés (Pichon
& Correard , 2006) aunque para la mayoría
Figura 2.7: Registro de un termosalinógrafo situado en un fon- de los lugares y profundidades son valores
deo próximo a la estación 7 del Radial de Santander en torno a
mucho más bajos. En la figura 2.7 se mues1000 m de profundidad (véase la figura 2.4). Datos generados
tra una secuencia de 48 horas de registros de
en el proyecto VACLAN.
un termosalinógrafo, a intervalos de 5 min,
situado en torno a 1000 m de profundidad acoplado en una línea de fondeo frente a Santander.
La marea tiene una amplitud en torno a 4 m y lleva asociada una señal en temperatura de igual
periodo y amplitud aproximada de 0.01◦ C, lo cual corresponde a varias decenas de metros en el
θ (ºC)
θ (ºC)
Pre (dbar)
Registro TSG 5min. Santander st7. 2004
2.3. ESCALAS DE VARIABILIDAD
25
perfil vertical. Además durante intervalos dados se producen oscilaciones de amplitud menor y
frecuencias inferiores a una hora y que están relacionadas con las ondas internas.
Estos fenómenos activan enormemente la mezcla diapicna en el golfo de Vizcaya y especialmente
es sus taludes. Por ello el área es conocida por ser un punto focal para la mezcla de todas las masas
de agua presentes, alcanzándose un coeficiente de difusión vertical efectivo puede ser de hasta
Kz = 10−3 m2 s−1 , lo cual supone un valor dos órdenes de magnitud por encima de los típicos en
el océano abierto (una descripción más detallada puede verse en van Aken, 2001). El efecto de
la difusión amplificada juega un importante papel transformador comparado con otras zonas de
océano abierto y por lo tanto los perfiles observados en el talud son mucho más suaves que otros
sobre la llanura abisal del golfo de Vizcaya o del talud íbero-atlántico (figura 2.3). Este mecanismo
actúa como una forma de promedio natural, integrando señales climáticas de distintos orígenes.
Precisamente esto hace que sea difícil trazar señales climáticas específicas desde sus fuentes, pero
también causa el efecto de eliminar la mayoría de las señales ruidosas (estructura fina) de los
datos, haciéndolos muy valiosos para análisis de variabilidad a medio y largo plazo. Esto es muy
importante para el caso específico de la MW, que presenta el problema de los meddies y del filtrado
de la estructura fina cuando se pretende analizar su variabilidad en toda su área de dispersión.
La importante actividad dinámica en la zona de borde de
plataforma y talud, asociada a los fenómenos de fertilización debidos al intercambio de agua entre plataforma y océano, tienen
en ocasiones un efecto espectacular relacionado con el desarrollo
de blooms de fitoplancton (figura 2.8).
Como se ha comentado en la sección 2.1, toda la EBC presenta un ciclo estacional marcado, fruto del forzamiento de larga
escala, lo cual se traduce para el golfo de Vizcaya en la existencia de una temporada o estación de vientos predominantes de
componente N y NE desde abril hasta septiembre y otra con
vientos predominantes del SW desde octubre hasta marzo. En
la estación de verano se producen eventos de upwelling costero,
siendo el proceso más intenso en la costa atlántica gallega (rías
gallegas; McClain et al., 1986), donde las corrientes inducidas
por los vientos son más fuertes.
Figura 2.8: Imagen de satélite del gol-
En la figura 2.9 se presenta un esquema del patrón general fo de Vizcaya mostrando un bloom
de circulación de plataforma-talud estacional. En la longitud de de fitoplancton sobre el borde de
Santander, los upwellings no son una situación cuasipermanente la Plataforma Armoricana el 16 de
mayo de 2004. Tomada del Earth
en verano como ocurre en la costa gallega, sino que son forzados Observatory de la NASA http://
intermitentemente por los frecuentes pulsos de fuertes vientos earthobservatory.nasa.gov
del este (Lavín et al., 1998). Durante el invierno los pulsos sostenidos del SW inducen el fenómeno contrario conocido como downwelling. En invierno además
se evidencia en la plataforma y talud del Cantábrico una contracorriente de contorno conocida
como la corriente Ibérica hacia el Polo (Iberian Poleward Current, IPC) que por su relevancia será
descrita en la sección 2.4. Los patrones estacionales se refieren a la dominancia de uno u otro fenómeno pero mucha de la variabilidad del forzamiento atmosférico se concentra en escalas más cortas
que la estacional (véase, por ejemplo, Torres et al., 2003) y como consecuencia la variabilidad de
escala corta (event-scale 3-14 días), es muy importante en el sistema, de manera que son habituales
26
CAPÍTULO 2. MARCO GEOGRÁFICO: EL GOLFO DE VIZCAYA
pulsos de upwelling en la temporada de downwelling y viceversa (Blanton et al., 1984). También
en escalas de tiempo desde pocos días hasta semanas tenemos en el área la presencia de eddies
de aguas centrales, tanto ciclónicos como anticiclónicos (Paillet, 1999), que al cruzar una sección
de muestreo que pretende ser representativa de un área más extensa perturban su serie temporal.
En particular, y como después se comentará, las corrientes asociadas al talud son una importante
fuente de eddies. En la parte más oriental del golfo de Vizcaya los ríos franceses provocan plumas
de agua dulce que afectan a las aguas más superficiales.
Además de estos fenómenos dinámicos, en las aguas superficiales se produce un fuerte ciclo
estacional de calentamiento estival en superficie y el consiguiente desarrollo de la capa de mezcla
en otoño-invierno, sobre lo cual se discutirá en el capítulo 5. El carácter de bahía del golfo de
Vizcaya, con su fuerte efecto continental que se acentúa hacia el este, unido al régimen upwellingdownwelling, provoca que la señal de temperatura superficial del océano (Sea Surface Temperature,
SST) presente un patrón aislado e independiente principalmente durante el verano (Moreno-Ventas
et al., 1997); en la figura 2.10 se muestra el efecto.
Teóricamente, la única fuente de variabilidad anual en las capas intermedias está relacionada
con la propagación de ondas de Rossby en la cuenca oriental del Atlántico norte. Bray (1982)
presentó un modelo de la propagación de las ondas de Rossby forzadas por el ciclo anual del
rotacional del viento sobre el Atlántico. Usando una serie de 11 campañas en el golfo de Vizcaya
durante tres años consecutivos, encontró una señal estadísticamente significativa consistente en
una onda de longitud 390 km y fase 70 días (a partir del comienzo del año) propagándose hacia
el oeste a partir la isóbata de 600 m. La señal fue identificada como la reflexión del primer modo
baroclino en el contorno oriental de la cuenca y resultaba en anomalías de desplazamiento en torno
a 20 m o equivalentemente 0.025 en salinidad. Aunque esta estacionalidad podría estar presente en
la sección de Santander ni el esquema de muestreo ni el lugar son los adecuados para determinarlo.
Las fuentes de variabilidad de mayor frecuencia ya descritas no permiten aislarlo y precisamente
en el talud es posible que haya ciclos anuales relacionados con variaciones del régimen general de
circulación.
2.4.
La corriente de contorno hacia el Polo (Iberian Poleward
Current IPC)
La circulación invernal en la plataforma-talud del contorno oriental del Atlántico norte está
dominada, como en otros sistemas EBC, por un flujo en balance geostrófico que contorneando
la línea de costa se dirige hacia latitudes septentrionales (hacia el Polo), transportando aguas con
características propias de latitudes más meridionales. Esta corriente ha recibido diferentes nombres
en la literatura de entre los cuales viene imponiéndose el de corriente Ibérica hacia el Polo (Iberian
Poleward Current, IPC) que ya se ha utilizado en este trabajo.
La existencia de esta contracorriente subsuperficial hasta las latitudes de los taludes Armóricano y Céltico, y su entrada en la parte sur del golfo de Vizcaya (el mar Cantábrico), ha sido
inferida desde finales de los ochenta a partir de una anomalía cálida observada en las imágenes
satélite de SST, unida a un flujo hacia el Polo estimado con correntómetros, geostrofía en secciones
hidrográficas y boyas de deriva lagrangianas (Haynes & Barton, 1990; Frouin et al., 1990; Pingree
& Le Cann, 1990; Fiúza et al., 1998; Vitorino et al., 2002; Huthnance et al., 2002). Dado que ésta
2.4. LA CORRIENTE DE CONTORNO HACIA EL POLO
27
45oN
44oN
x
x
x
Otoño-Invierno. Vientos SW
43oN
x
?
Poleward Current (cálida,salina)
Swoddies
x
42oN
Downwelling Costero x
x
Frentes Halinos Costeros
o
41 N
12oW
10oW
8oW
6oW
4oW
2oW
45oN
44oN
.
.
.
.
Primavera-Verano : Vientos NE
43oN
.
?
Corriente de plataforma-talud
Poleward current (débil y profunda)
.
42oN
Upwelling costero (frío)
.
.
Frentes costeros halinos (débiles). Frentes Offshore
debido al chorro de afloramiento y filamentos
o
41 N
12oW
10oW
8oW
6oW
4oW
2oW
Figura 2.9: Patrón estacional de circulación superficial en la costa gallega y el mar Cantábrico. Otoño-invierno en el
panel superior y primavera-verano en el inferior. La circulación general se muestra como flechas grises discontinuas
y el resto de características se encuentran en la leyenda.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOGRÁFICO: EL GOLFO DE VIZCAYA
28
Bay of Biscay 1980−2003 Mean SST. (NOAA OI SST V2)
February
May
48oN
16
48oN
46oN
14
46oN
18
17
44oN
16
44oN
12
o
42 N
15
o
14
o
13
o
12
42 N
o
40 N
10
o
38 N
40 N
38 N
15oW 12oW 9oW 6oW 3oW
8
15oW 12oW 9oW 6oW 3oW
August
November
o
o
48 N
48 N
24
o
46 N
o
44 N
22
42oN
19
o
18
o
17
46 N
44 N
16
42oN
20
40oN
15
40oN
14
38oN
18
15oW 12oW 9oW 6oW 3oW
38oN
13
15oW 12oW 9oW 6oW 3oW
Figura 2.10: Promedio de largo término de la señal SST en el golfo de Vizcaya, en febrero, mayo, agosto y noviembre,
a partir de la base de datos NOAA_OI_SST_V2 entre 1980 y 2003 (los datos complementarios se presentan en la
sección 3.2.3).
anomalía puede ser observada en el Cantábrico hacia la época de Navidad, la penetración de la
IPC en el golfo de Vizcaya fue denominada “corriente de Navidad” (Navidad Current, Pingree &
Le Cann, 1992a). Pingree (1994) determinó, a partir de termistores en líneas de fondeo en la costa
norte española, que las temperaturas máximas en el talud bajo la profundidad de la capa de mezcla
invernal y hasta 300 dbar aparecían en enero-febrero asociadas a velocidades medias hacia el Polo
(interpretadas como entrada de la IPC en el Cantábrico). Este autor también analizó anomalías
de temperatura de aguas superficiales a partir de bases de datos hidrográficos para estudiar la
variabilidad interanual del fenómeno. Más recientemente, la variabilidad interanual de la entrada
de la IPC fue estimada a partir de anomalías en SST obtenidas de imágenes de satélite en 4◦ W y
8◦ W (García-Soto et al., 2002).
Puesto que la IPC está relacionada con la advección de aguas templadas y salinas propias
de latitudes más meridionales, se puede inferir la variabilidad interanual de su penetración en
el mar Cantábrico a partir de su firma hidrográfica. Esta aproximación se ha realizado en el
Cantábrico central (Llope et al., in press, 6◦ W, Cudillero) y oriental (Ruiz-Villareal et al., 2006,
4◦ W, Santander, incluido en este trabajo en la sección 4.3). Nogueira et al. (2005) utilizaron
2.5. EL MEDITERRÁNEO OCCIDENTAL Y EL MAR BALEAR
29
también la hidrografía de una serie de campañas de invierno-primavera para analizar la intensidad
y la persistencia de la IPC en primavera en el mar Cantábrico. La propagación de la IPC en el
golfo de Vizcaya tiende a ser inestable y causa la aparición de eddies oceánicos formados por aguas
de la propia IPC llamados (Slope Water Oceanic eDDIES, “Swoddies”) por Pingree & Le Cann
(1992b). Gil (2003) describe los cambios en los patrones de circulación y la hidrografía causados
durante una entrada especialmente intensa de la IPC en el mar Cantábrico oriental en diciembre
de 1995.
En la costa occidental de la Península Ibérica, el principal mecanismo forzador de la IPC es
el gradiente de densidad meridional de larga escala asociado a la existencia de un talud orientado
norte-sur. Este origen fue sugerido ya a principios de los 90 (Haynes & Barton, 1990; Frouin et al.,
1990; Pingree & Le Cann, 1990) descartando ya otros mecanismos como posibles causantes, y más
recientemente se han obtenido confirmaciones a partir de simulaciones numéricas (Coelho et al.,
2002; Peliz et al., 2003a). Peliz et al. (2005) han vuelto a revisar recientemente la relevancia de la
componente debida al gradiente de densidad en la IPC en base a las nuevas evidencias recopiladas
a lo largo de los últimos años. En Galicia la línea de costa cambia su orientación del sur-norte a
oeste-este, de tal manera que el gradiente de presión meridional deja de estar presente a lo largo de
la costa y el flujo de la IPC comienza a decaer por fricción (Pingree & Le Cann, 1990). Este cambio
de orientación de la línea de costa es una característica de esta EBC en particular y su impacto
en la dinámica no se comprende aún plenamente. En la sección 4.1 se analizarán dos campañas
consecutivas durante la primavera del año 2000 que ilustran el fuerte efecto que causó un pulso de
viento del SW ocurrido en primavera, tanto en las condiciones hidrográficas como en las corrientes
del oeste y centro del mar Cantábrico. Como parte del presente trabajo se discutirá el posible
impacto del forzamiento de viento en la penetración de la IPC en el golfo de Vizcaya.
2.5.
El Mediterráneo occidental y el mar Balear
Se describirán brevemente las características principales del mar Mediterráneo occidental y del
mar Balear puesto que también se utilizaran en este trabajo datos de esta zona, en la que se ha
trabajado, y que además de su interés intrínseco sirven para relacionar los cambios en las masas de
agua en ambos lugares. El mar Mediterráneo tiene a su vez una gran influencia sobre las propiedades
termohalinas del Atlántico norte ya que es uno de los principales focos de formación de aguas
profundas en latitudes medias. Hasta hace poco se argumentaba que la MW accedía directamente
a los mares nórdicos contribuyendo a la alta salinidad relativa de esas aguas y preacondicionando
así la convección profunda en el Atlántico boreal y el Ártico. Se sugirió incluso que la modificación
de las características del agua del Mediterráneo debida al represamiento de sus principales ríos
podrían tener fuertes consecuencias para la circulación termohalina del Atlántico norte y para el
clima global (una revisión muy detallada puede consultarse en McCartney & Mauritzen, 2001).
Por otra parte el mar Mediterráneo es considerado en sí mismo un océano en miniatura. Debido
a su gran tasa de renovación su evolución es decenas de veces más rápida que la de los grandes
océanos y puede servir como modelo para los estudios del océano global (Bethoux & Gentili , 1999).
En la figura 2.11 se muestra un mapa batimétrico del Mediterráneo occidental en el que se destaca
el mar Balear en su margen oeste, al norte de las Islas Baleares.
Las masas de agua bajo la termoclina estacional y la circulación general han sido descritas en
numerosos trabajos. Una revisión reciente puede encontrase en Millot (1999) o en Robinson et al.
CAPÍTULO 2. MARCO GEOGRÁFICO: EL GOLFO DE VIZCAYA
30
Mediterráneo Occidental
o
44 N
n
n
nta
Sa
jó
Gi
Mar Ligur
Golfo de
León
de
r
MEDOC
o
42 N
A
Barcelona
200 km
B
C
25
o
en
Ti
rr
40 N
Mar Balear
33
Menorca
M
ar
o
Mallorca
D
38oN
Ibiza
500 km
Cuenca Argelina
o
36 N
o
34 N
−6000
o
4 W
−5000
o
o
0
−4000
o
4 E
−3000
8 E
−2000
−1000
o
12 E
0
Figura 2.11: Cuenca del Mediterráneo occidental. El asterisco es el centro de la zona MEDOC, foco de WMDW,
centro de los anillos de 200 km y 500 km inscritos. Las líneas de estaciones del proyecto CANALES (sección 3.2.1)
se indican como puntos blancos. Perfiles de las estaciones 25 y 33 de este proyecto y de las estaciones A, B, C y D
ocupadas durante las campañas TUNIBAL (descrita en la sección 3.2.2) serán utilizados en los análisis de masas de
agua de la sección 6.5.2.
2.5. EL MEDITERRÁNEO OCCIDENTAL Y EL MAR BALEAR
31
Mean θ/S Diagram
Mean Profile of some properties
13.8
200
300
Pressure(dbar)
400
13.6
500
600
LIW
700
13.4
800
900
1000
13.2
1100
1300
12.8
38.2
12.9
38.3
13
13.1
θ (ºC)
13.2
38.4
Salinity
13.3
38.5
13.4
38.6
θ (ºC)
1200
13
12.8
WMDW
12.6
28.2
28.4
28.6
28.8
−3
σθ (kg m )
29
26.8
27
27.2
27.4
27.6
σ (kg m−3). Southern Biscay
WIW
12.4
27.8
θ
12.2
37.9
38
38.1
38.2
Sal
38.3
38.4
38.5
38.6
Figura 2.12: Izda: Perfil promedio a partir de la base de datos de estaciones en el mar Balear; se superpone el
perfil de σθ del golfo de Vizcaya con el mismo rango de variación para tener una referencia en cuanto a la falta
de picnoclina en el Mediterráneo. Dcha: Diagrama θS del perfil promedio y masas de agua principales según cajas
WIW:[37.9–38.3 12.5–13.0], LIW:[38.4–38.55 13.0–13.5] y WMDW:[38.4–38.50 12.70–12.85]. La profundidad media
del núcleo de la LIW a partir del perfil promedio de toda la base de datos se localiza en torno a 500 dbar y el nivel
más alto de las aguas WMDW (según la caja) está en torno a 1100 dbar.
(2001). En la figura 2.12 se muestra un perfil y diagrama θS promedio a partir de la base de datos de
estaciones de las campañas CANALES y CIRBAL (descritas en la sección 3.2.1). Brevemente, bajo
la capa de mezcla se encuentra el agua levantina intermedia (Levantine Intermediate Water LIW),
caracterizada por un máximo local tanto en salinidad como en temperatura potencial. La LIW
se forma en la cuenca del Mediterráneo oriental y penetra en el Mediterráneo occidental a través
del estrecho de Sicilia donde encuentra su posición de equilibrio en los niveles intermedios con su
núcleo en torno a 450–500 m y fluye siguiendo un giro de sentido ciclónico. En la parte profunda de
la cuenca se encuentra el agua profunda del Mediterráneo occidental (Western Mediterranean Deep
Water, WMDW), que se forma en eventos episódicos de convección profunda en la zona MEDOC
(MEDOC Group, 1970), englobando el golfo de Lyon y el mar Ligur, aunque recientemente se ha
visto la importancia de la contribución del mar Tirreno (Rhein et al., 1999). En el mar Balear se
puede encontrar además el agua intermedia occidental (Western Intermediate Water WIW) que
aparece entre las aguas superficiales y la LIW en primavera en función de la intensidad del invierno
precedente (Pinot et al., 2002).
32
CAPÍTULO 2. MARCO GEOGRÁFICO: EL GOLFO DE VIZCAYA
A diferencia de los grandes océanos, la columna de agua en el Mediterráneo se caracteriza por la
ausencia de una termoclina permanente que mantenga una situación de estratificación controlada
por la densidad, lo cual se traduce en procesos de mezcla mucho más intensos que en otros lugares.
Esta característica particular hace imposible asociar los niveles isopicnos a masas de aguas definidas
tal y como pueda hacerse por ejemplo en el Atlántico. Por ello en general se utilizan regiones del
diagrama θS para caracterizar masas de agua (figura 2.12).
Capítulo 3
Las series temporales oceánicas y el
programa de monitorización del IEO
El sistema climático mundial, incluyendo el océano, está sujeto a una fuerte variabilidad natural
en diferentes escalas de tiempo. El ecosistema marino por su parte está muy influido por la variabilidad medioambiental y climática, pero también depende de relaciones internas complejas que en
muchas ocasiones no se comprenden suficientemente. La única manera de establecer un estado de
referencia que nos permita hacer una distinción precisa entre una situación “normal” o “anormal”
en el estado del mar es la existencia de una base de datos histórica suficientemente extensa y los
productos climatológicos (o promedios) derivados de ella. Sin estas bases de datos sería imposible
extraer la influencia antropogénica de la variabilidad natural en el intrincado océano ↔ clima ↔
medioambiente ↔ ecosistema, y de hecho nuestra comprensión actual del océano descansa en una
creciente red de sistemas de observación.
Por ésta razón varios organismos internacionales han considerado la producción de series temporales y en general los programas de monitorización de largo término como una tarea prioritaria
(GLOBEC & SCOR, 1992; GLOBEC , 1997). Actualmente existe un esfuerzo internacional sin
precedentes para homogeneizar las bases de datos existentes y coordinar los nuevos sistemas de
observación, y se ha creado un complejo entramado de organismos interrelacionados entre sí de una
manera en ocasiones difícil de desentrañar. Algunas organizaciones tienen una larga historia, como
el ICES (International Council for the Exploration of the Sea) o su homólogo en el Mediterráneo,
CIESM, y entre sus labores se encuentra la de mantener y gestionar centros de datos. Otras son
más recientes y vienen derivadas del concepto emergente de “Oceanografía Operacional”, por el
que se establece la necesidad de una red global de observación oceánica que permita suministrar
información sobre el océano de manera continua y eficiente. En concreto, mucha de la coordinación entre organismos nacionales e internacionales y agencias espaciales corre a cargo del GOOS
(Global Ocean Observing System), patrocinado entre otros por la WMO (World Meteorological
Organization) y la UNESCO. Por otra parte las agencias nacionales de los países pioneros y con
más tradición en investigación marina mantienen sus propios sistemas de observación, bases de
datos y desarrollo de productos. Entre ellos cabe destacar el CDC (Climate Diagnostics Center )
de la NOAA-CIRES (National Oceanic and Atmospheric Administration — Cooperative Institute
33
34
CAPÍTULO 3. SERIES TEMPORALES OCEÁNICAS
for Research in Environmental Sciences) estadounidense y el BODC (British Oceanographic Data
Center ) británico. Además existen bases de datos que son fruto del esfuerzo de instituciones o incluso grupos de investigación concretos. Grandes proyectos internacionales coordinados han servido
para generar valiosas bases de datos a partir del mayor número posible de registros disponibles
e incluso se han dictado directrices para la correcta obtención y gestión de nuevos datos, entre
ellos el WOCE (World Ocean Circulation Experiment, http://www.woce.org/) y el MedAtlas en
el Mediterráneo (http://www.ifremer.fr/sismer/program/medar/). En el informe relacionado
con WOCE Gouretski & Koltermann (2004), se da información detallada sobre colecciones de datos
internacionales.
El IEO, al igual que otros organismos, ha apostado por proyectos a largo plazo enfocados a
generar estas series temporales en varios ámbitos. En este sentido se procura que las campañas de
larga escala se repitan periódicamente para establecer auténticas series temporales de campañas
y se ha establecido un programa marco de series temporales que engloba proyectos con muestreos
periódicos. En este capítulo se presentaran una relación de los datos y productos que se utilizarán, tanto externos como del propio IEO. Además se describirán varias campañas concretas que
se utilizan específicamente para el desarrollo de este trabajo, los proyectos de monitorización hidrográfica del mar Balear, CANALES y CIRBAL, y especialmente el proyecto RADIALES y la
sección estándar de Santander, que constituye la base de datos principal que ha hecho posible el
presente trabajo.
3.1.
El proyecto RADIALES: La sección de Santander
Como se ha dicho, los resultados principales de este trabajo están basados en los datos hidrográficos del Radial de Santander, que pertenece a una serie de ocho secciones estándar que
se muestrean periódicamente, la mayoría con periodicidad mensual, en aguas costeras españolas
peninsulares y de las Islas Baleares bajo el proyecto RADIALES (Valdés et al., 2002). El proyecto RADIALES constituye el elemento principal del programa de series temporales del IEO
(http://www.seriestemporales-ieo.net/). Cada radial consta de varias estaciones en línea,
generalmente sobre la plataforma costera, en las que se muestrean, además de la hidrografía, parámetros químicos y biológicos y además se realizan pescas de plancton. La elección de los transectos
y estaciones de muestreo se realiza teniendo en cuenta las siguientes consideraciones:
El muestreo debe ser realizado de forma sistemática y regular con una frecuencia que permita
identificar los factores de variabilidad que gobiernan el ecosistema y resolver su periodicidad.
La localización de las estaciones de muestreo debe ser tal que éstas queden fuera de la influencia de aportes continentales y de otros factores que enmascaren las condiciones naturales.
La zona de muestreo debe ser representativa de la región en la que se localiza y no sólo de
las condiciones locales.
Las posiciones de las estaciones del Radial de Santander se muestran en la figuras 2.4 y 2.6. Se
trata de 7 estaciones numeradas de la 2 a la 8 por motivos históricos. Las secciones propuestas en
el proyecto RADIALES son básicamente costeras o a lo sumo de borde de plataforma-comienzo de
talud, por lo que pueden ser muestreadas mensualmente con barcos pequeños en jornadas de un
3.1. EL PROYECTO RADIALES: LA SECCIÓN DE SANTANDER
35
día. Sin embargo, dada la proximidad del talud continental frente a Santander las tres estaciones
externas de esta sección están localizadas sobre el talud.
Por ello las estaciones más externas, 7 y
8, pueden ser utilizadas para analizar la variabilidad en las masas de agua intermedias
de la región SE del golfo de Vizcaya (tienen
2400 m y 2800 m de profundidad respectivamente). La estación 6 se encuentra sólo
a seis kilómetros de la isóbata de 200 m, y
por tanto puede considerarse una estación
de borde de plataforma aunque tiene una
profundidad de 850 m. En cualquier caso
sólo se muestrea hasta los 600 m de profundidad para evitar el riesgo de colisión del
equipo con el fondo, puesto que la batimetría en su posición es muy abrupta. Esta estación resulta especialmente interesante en
Figura 3.1: El B/O José Rioja, con base en Santander y enlo relativo a la detección de la IPC, que cir- cargado de hacer su Radial y además los de Cudillero y Gijón.
cula ceñida al borde de la plataforma. El
muestreo ha sido realizado mensualmente siempre que ha sido posible desde finales de 1991, pero
las condiciones meteorológicas del Cantábrico unidas al tamaño del buque oceanográfico José Rioja que se encarga de hacer esta sección hacen que las estaciones costeras hayan sido más viables
que las exteriores, sobre todo en invierno, por lo que sus series temporales están más completas.
Las características del buque han limitado también la profundidad de muestreo a un máximo de
1000 m.
En el apéndice A se muestran en forma de tablas las posiciones de los perfiles y el listado
de ocupaciones; en la figura 3.2 se presenta la cobertura temporal del muestreo de forma gráfica.
Solamente las estaciones 2, 4 y 6 han sido realizadas continuadamente desde 1992 y el resto se
incluyó para su muestreo sistemático mensual en 1994. Por tanto en los primeros años las estaciones
externas se ocuparon pocas veces, y menos aún para toda la profundidad de 1000 m. Aunque se
intenta que en la medida de lo posible el tiempo entre muestreos sea aproximadamente de un mes no
siempre se consigue ya que el mismo barco se encarga de tres radiales y de otros muestreos, y como
se ha dicho está muy influido por la meteorología. En la misma figura 3.2 (y con apoyo de la tabla)
podemos ver los huecos en las series; por ejemplo, entre el muestreo del 1 de diciembre de 2004 y
el del 27 de enero de 2005 transcurren casi dos meses. Algunos huecos son debidos a problemas
logísticos, como en octubre de 2005 en el que el barco estuvo averiado. Por otra parte algunos
meses se tienen dos o más ocupaciones, bien porque se realizó algún experimento complementario
o bien porque se aprovechó alguna campaña para reforzar el muestreo en el Radial de Santander.
El hecho de que el intervalo de muestreo sea irregular condiciona el análisis de las series temporales
como veremos más adelante.
Desde el comienzo de la Radial se han utilizado CTDs de la marca Seabird™. Desde 1991 a
1994 se trabajó con un modelo SBE19 y desde entonces con modelos SBE25 o SBE911.
CAPÍTULO 3. SERIES TEMPORALES OCEÁNICAS
36
Sampling Frequency on Santander Standar Section
8
7
Stations
6
5
4
3
2
1991
1992
1993
1994
1995
1996
1997
1998 1999
Dates
2000
2001
2002
2003
2004
2005
2006
Figura 3.2: Frecuencia de muestreo del Radial de Santander.
Durante la mayor parte de la serie se utilizaron botellas filadas en el cable y sistema de
mensajeros para su cierre y desde 2001 se utiliza
una roseta compacta que permite una calibración
más fina de la salinidad, que es la magnitud hidrográfica que presenta más problemas de deriva
de señal. En todo caso, los equipos se calibran periódicamente combinando el envío a fábrica con
la determinación de salinidades a partir de las
muestras. Así se puede garantizar una precisión
para la salinidad de al menos ±0.010, que si bien
no llega al nivel de ±0.002 exigido por WOCE
(y que sí se consigue en campañas puramente de
hidrografía en las que se calibra cada perfil independientemente) es suficiente para determinar
los cambios que se han producido en las masas
de agua en la zona, que son bastante mayores.
Unos pocos perfiles de mediados de los 90 que
presentaban una señal ruidosa sospechosa fueron
retirados de las series a la hora de hacer cálculos.
En definitiva, el Radial de Santander ha hecho
posible disponer de una serie de alta frecuencia
de muestreos de calidad en las mismas estaciones
fijas durante casi toda la década pasada y hasta Figura 3.3: La roseta oceanográfica con CTD integrado
que se utiliza actualmente a bordo del Rioja.
el presente, cubriendo no sólo la parte superficial
del océano sino también las aguas centrales.
3.2. DATOS E INFORMACIÓN COMPLEMENTARIA
3.2.
37
Datos e información complementaria
Además de los datos de la sección estándar de Santander, la principal fuente para el desarrollo
de este trabajo, se utilizarán datos de otros programas de monitorización y campañas del IEO y
de fuentes externas que describimos a continuación.
3.2.1.
Los proyectos CANALES y CIRBAL
En el marco del proyecto del plan nacional CANALES, se planteó un esquema de muestreo
consistente en 4 transectos entre las Islas Baleares y la Península (figura 2.11) destinados a estudiar la circulación a través de los canales de Ibiza y Mallorca (Pinot et al., 2002). El proyecto
CIRBAL del IEO continuó la ocupación periódica de estas líneas hasta la actualidad como parte
de la estrategia de creación de series temporales, de tal manera que estos transectos y algunos que
amplían la cobertura han sido visitados en diferentes estaciones cada año. Las estaciones hidrográficas, 25 (1250 m) y 33 (1360 m), localizadas en las entradas norte de los canales de Ibiza y de
Mallorca (señaladas en el mapa), han sido muestreadas 24 y 25 veces respectivamente desde 1996,
proporcionándonos una imagen completa de la variabilidad interanual y ciertos indicios sobre la
estacionalidad de las masas de agua en el área. La hidrografía también se realizó casi en su totalidad con equipos Seabird™ con roseta y en todas las campañas se tomaron muestras de salinidad
para hacer las calibraciones.
3.2.2.
Las campañas de larga escala
Para distintos aspectos de este trabajo se utilizan campañas de larga escala que originalmente
estaban diseñadas para propósitos multiespecíficos pero que suponen una excelente base hidrográfica para abordar estudios de dinámica y variabilidad. Se describiran las campañas SEAMAR que
serán utilizadas para analizar la secuencia de una intrusión de agua subtropical muy intensa en el
Cantábrico en la primavera de 2000. También se verán varias campañas asociadas al hundimiento
del Prestige que permitieron trazar una secuencia detallada del desarrollo y decaimiento de la IPC
ese año 2002-2003. Por último se comentarán las campañas TUNIBAL, que permitieron determinar
la extensión de los grandes cambios hidrográficos que ocurrieron en el Mediterráneo occidental en
2005 y la campaña GYROSCOPE0302 que dio cuenta de los cambios ocurridos en la termoclina
permanente en la cuenca oriental del Atlántico subtropical.
En la primavera del año 2000, el buque oceanográfico Cornide de Saavedra realizó dos campañas
multidisciplinares consecutivas en la zona del norte y noroeste de la Península Ibérica (figura 3.4).
Ambas campañas formaban parte del proyecto europeo SEAMAR (Shelf-Edge Advection, Mortality
And Recruitment), destinado a estudiar la supervivencia en las fases tempranas de la vida de la
caballa. La campaña SEAMAR0400 (que denominaremos SM4) tuvo lugar entre el 28 de marzo y
el 15 de abril y la campaña SEAMAR0500 (que denominaremos SM5) entre el 25 de abril y 15 de
mayo. En ambas campañas se ocupó una malla ancha de estaciones hidrográficas cubriendo toda
la zona con una resolución de (0.250◦ × 0.500◦ ). También se diseñaron dos mallas más finas de
mesoescala (0.125◦ × 0.250◦ ), una localizada al oeste de la Costa Cantábrica (área de Ortegal) y
la otra en el sureste del golfo de Vizcaya. La intención era la de resolver estructuras mesoescalares
38
CAPÍTULO 3. SERIES TEMPORALES OCEÁNICAS
que pudiesen estar asociadas a patrones en el ecosistema planctónico, y por ello se tuvo en cuenta
que el radio de deformación de Rossby en la zona se estima entre 10-20 km a partir de un modelo
de dos capas (Sánchez & Gil , 2000; Gil et al., 2002; Gil , 2003) y en torno a 20 km con poca
variabilidad estacional debida estratificación a partir de una aproximación más compleja basada
en la resolución de la ecuación cuasigeostrófica de vorticidad potencial (Chelton et al., 1998). El
muestreo hidrográfico fue llevado a cabo con CTDs autónomos provistos de sensores auxiliares de
fluorescencia para todo el conjunto estaciones y los perfiles fueron realizados hasta el fondo en las
estaciones de plataforma y hasta los 600 dbar en la mayoría de las estaciones de talud o de la
llanura abisal. Sin embargo algunas estaciones de la primera campaña tuvieron que ser suprimidas
debido a las malas condiciones meteorológicas. El muestreo consistió en secciones sucesivas cortando
la transición plataforma talud, desde Vigo hacia el norte y oeste con una parada intermedia en
Santander. La malla de Ortegal (que será más relevante para nuestro trabajo) se ocupó en los
periodos del 28 de marzo al 2 de abril y del 27 de abril al 1 de mayo en SM4 y SM5 respectivamente.
A raíz de la catástrofe del Prestige en otoño del 2002 se realizaron ese invierno y la primavera
siguiente una serie de campañas extraordinarias para proporcionar información acerca del impacto
del vertido, que unidas a las campañas de programas periódicos permitieron tener una descripción
exhaustiva ese año. En la figura 3.5 se muestra la secuencia de campañas, y se pueden comprobar
los diferentes esquemas de muestreo según los diferentes objetivos. Las campañas Demersales0902 y
Demersales0903, que abren y cierran la secuencia, pertenecen al programa de monitorización anual
de stocks pesqueros de comunidades demersales que se lleva a cabo en otoño (véase, por ejemplo
Sánchez & Gil , 2000). Se trata de arrastres en playas de pesca complementadas por CTDs. La
campaña Pelacus0303 pertenece al programa de monitorización de las pesquerías pelágicas que se
realiza en primavera, y consiste en transectos de acústica, aunque se aprovecha para realizar secciones de CTD perpendiculares a la costa. Las campañas Prestige1202 y Prestige0103 se prepararon de
forma extraordinaria para evaluar la extensión del vertido de fuel en la plataforma continental y un
primer análisis del impacto en el ecosistema bentónico. Por último la campaña HidroPrestige0303
se diseñó específicamente para estudiar la hidrografía, circulación y bioquímica en la zona afectada
incluida la proximidad del pecio. Todas las campañas tienen perfiles realizados en la plataforma
y en el talud. Una recopilación extensa de la situación meteorológica e hidrográfica asociada a la
catástrofe del Prestige se puede consultar en Ruiz-Villareal et al. (2006) donde se encuentra parte
del material presentado en este trabajo.
El proyecto TUNIBAL comenzó en 2001 con el objetivo de realizar un estudio integrado de la
estrategia reproductora del atún rojo en el Mediterráneo occidental, con especial atención a los
factores medioambientales que lo influyen. Las campañas se realizan en verano, la época de puesta,
e incluyen un muestreo hidrográfico y biológico en una malla regular de estaciones en el entorno
de las Islas Baleares. En previsión de que la campaña pudiese pasar a formar parte de un sistema
de monitorización permanente, se situó una estación hidrográfica en la que se muestrea toda la
columna de agua al NE de Menorca que fue realizada en 2001, 2003, 2004 y 2005 (estación C en la
figura 2.11). En la campaña de julio de 2005, a la vista de una inesperada situación hidrográfica
que luego se detallará, se añadieron las estaciones profundas A, B y D para estimar la distribución
espacial de los cambios observados.
El proyecto europeo Gyroscope fue un esfuerzo englobado en el marco del programa internacional ARGO por medio del cual se contribuyó a desplegar la flota internacional de perfiladores
autónomos y se analizaron científicamente sus resultados. En marzo de 2002 se realizó la campaña
GYROSCOPE0302 en la que se ocupó la cuenca Canaria y se lanzaron 20 perfiladores. Además se
3.2. DATOS E INFORMACIÓN COMPLEMENTARIA
39
45oN
Cantabrian Sea
o
44 N
ter
re
Pe
ña
s
nder
inis
G. Bank
al
lero
43 N
C.
teg
a
Sant
Or
C.
F
o
Cudil
C.
Vigo
42oN
SEAMAR0400
28 March-15 April, 2000
41oN o
12 W
10oW
8oW
6oW
4oW
2oW
o
45 N
44oN
43ºN 11ºW
Bares
o
43 N
Villano
Peñas
o
42 N
Silleiro
41oN o
12 W
o
10 W
o
8 W
SEAMAR0500
25 April-15 May, 2000
o
6 W
o
4 W
o
2 W
Figura 3.4: Estaciones hidrográficas realizadas en las campañas SEAMAR0400 (SM4) y SEAMAR0500 (SM5) en
primavera de 2000 (puntos). También se marcan las posiciones de las boyas de la red DNW (Deep Water Network )
y el punto 43◦ N 11◦ W donde se calcula el trasporte Ekman (los datos complementarios se describen en la sección
3.2.3). Las isóbatas son 200 m y 2000 m.
CAPÍTULO 3. SERIES TEMPORALES OCEÁNICAS
40
Cruises Nov02−Nov03
25−Sep to 09−Nov, 2002
12−22 Dic, 2002
45oN
o
44 N
43oN
42oN
Demersales0902
Prestige1202
o
41 N
15−22 Jan, 2003
19−Mar to 11−Apr, 2003
45oN
44oN
o
43 N
42oN
Prestige0103
Pelacus0303
41oN
22−Mar to 08−Apr, 2003
26−Sep to 27−Oct, 2003
45oN
44oN
43oN
42oN
41oN
HidroPrestige0303
12oW
10oW
8oW
6oW
4oW
2oW
Demersales0903
12oW
10oW
8oW
6oW
4oW
2oW
Figura 3.5: Conjunto de campañas con hidrografía y cobertura de la zona de desarollo de la IPC que tuvieron lugar
entre el otoño de 2002 y la primavera de 2003, el año del vertido del Prestige.
midió la hidrografía a lo largo de la sección 24.5◦ N hasta más allá de la dorsal Atlántica (∼ 40◦ W).
Esta sección se había muestreado es su totalidad por el IEO una década antes (Parrilla et al.,
1994) por lo que la nueva ocupación proporciona una nueva medida de los cambios en el Atlántico
norte.
3.2.3.
Otros datos y productos oceanográficos utilizados
En diferentes puntos del texto se utilizan, para complementar resultados y en algún caso para
dar descripciones generales, datos y productos climatológicos externos al desarrollo de este trabajo.
Algunos son de uso público y se pueden obtener vía Web; los describimos brevemente.
NOAA_OI_SST_V2: Se trata de una reconstrucción de datos semanales de SST del
océano global desde 1980 hasta el presente y que se actualiza continuamente. Está basada
en boyas fijas, buques de oportunidad y principalmente en datos de satélite referidos a una
3.2. DATOS E INFORMACIÓN COMPLEMENTARIA
41
malla regular mediante un proceso de interpolación óptima. La versión actual v2 mejora
algoritmos de interpolación óptima y de conversión de las señales de satélite. Se documenta
en Reynolds et al. (2002) y se puede obtener en la Web a través del sistema centralizado de
datos y productos climatológicos CDC del NOAA-CIRES, en la dirección http://www.cdc.
noaa.gov/
NCEP/NCAR Reanalysis: Es un registro de análisis de flujos atmosféricos y oceánicos
globales, creado a partir de un ambicioso sistema de asimilación de datos a un modelo global
de tal forma que los flujos son coherentes con la dinámica del modelo. Se trata de un esfuerzo
común del NCEP (National Center for Environmental Prediction, Washington) y el NCAR
(National Center for Atmospheric Research, Boulder, Colorado). Los datos se encuentran a
disposición de toda la comunidad científica y son accesibles junto con productos derivados
(datos y gráficos) a través del CDC del NOAA-CIRES. Se documenta en Kalnay et al. (1996),
un artículo que ha sido referenciado cerca de 4000 veces en los últimos años. En la figura 3.6
se muestra la malla típica del NCEP distinguiendo las celdas oceánicas de las de tierra.
Argo: El programa Argo es una de las mayores contribuciones al GOOS y tiene por objetivo
el despliegue y mantenimiento permanente en el océano de unas 3000 boyas perfiladoras
capaces de derivar a una profundidad prefijada, que suele ser 1000 dbar ó 1500 dbar, realizar
perfiles cada ciertos días (generalmente 10) y enviar la información vía satélite a centros
de recepción. La información y el estado del proyecto puede consultarse en http://www.
argo.ucsd.edu y los datos son accesibles a través de dos ftps síncronos, siendo el europeo
ftp://ftp.ifremer.fr/coriolis/cdc/argo
FerryBox: Ferrybox es un proyecto europeo que ha servido de marco común para coordinar y homogeneizar el desarrollo en la utilización de ferries de líneas comerciales como buques de oportunidad, para obtener medidas en continuo de parámetros de la superficie del océano. Los datos obtenidos durante el periodo del proyecto son libres a través de la web http://www.ferrybox.com, aunque en general las instituciones que operan
los ferryboxes suelen proporcionar sus datos a través de sus propias webs. En concreto
en el capítulo 5 se utilizan datos del ferry “Pride of Bilbao” operado por el NOC (National Oceanographic Centre) en Southampton y cuyos datos están disponibles en http:
//www.soc.soton.ac.uk/ops/ferrybox_index.php
Deep Water Network : La red de aguas profundas de Puertos del Estado (Deep Water
Network, DWN) consiste en un conjunto de boyas fijas fondeadas en el talud a lo largo del
margen continental español. Estas boyas miden corrientes superficiales y parámetros meteorológicos y envían los datos vía satélite en tiempo presente. La red se documenta en Álvarez
Fanjul et al. (2003), los informes de los datos pueden obtenerse en http://www.puertos.es
y los propios datos bajo petición. También se mantienen fondeos durante periodos de tiempo
concretos en las proximidades de las boyas. Concretamente hay cuatro boyas en puntos al
noroeste de la Península Ibérica y en el talud del mar Cantábrico que son Silleiro (exterior
a Vigo), Villano (en la esquina NW al norte de Cabo Finisterre), La Estaca de Bares (en la
costa norte de Galicia en 8◦ W) y en el Cabo de Peñas (en el Cantábrico central al NW de
Gijón). Se sitúan sobre profundidades que van desde 350 m hasta 450 m en el caso de la boya
de Peñas. Las posiciones pueden verse la figura 3.4.
Índices NAO: El índice de Oscilación Noratlántica, incluyendo sus variantes, pueden obtenerse de varios centros. Probablemente el más completo es la Climate Analysis Section
CAPÍTULO 3. SERIES TEMPORALES OCEÁNICAS
42
del NCAR que provee tanto índices basados en estaciones fijas como el basado en componentes principales (Hurrell , 1995) y además otros índices climáticos en http://www.
cgd.ucar.edu/cas/jhurrell/indices. El centro británico Climatic Research Unit (University of East Anglia) provee un índice NAO basado en las estaciones Reykjavik-Gibraltar
http://www.cru.uea.ac.uk
Índices de upwelling : Un índice útil a la hora de caracterizar la dominancia de fenómenos de upwelling-downwelling es el transporte superficial de Ekman inducido por el arrastre del viento. El transporte en un punto dado se calcula, siguiendo el trabajo de Bakun (1973), a partir del campo de viento aplicando, para la componente x, la expresión
Qx = τy /(f ρ) (m3 s−1 km−1 ), donde τy es el arrastre del viento en dirección norte-sur, f el
parámetro de Coriolis y ρ la densidad del agua de mar. El algoritmo ha sido aplicado por Lavín et al. (1991) y Lavín et al. (2000) a partir de los vientos geostróficos proporcionados por el
Instituto Nacional de Meteorología en la celda de 2◦ × 2◦ centrada en la posición 43◦ N 11◦ W
(véase la figura 3.4), proporcionando de esta manera un índice de upwelling local. Las series
de −Qx en esta posición son una estimación del transporte Ekman este-oeste (intensidad del
upwelling-downwelling) en el noroeste ibérico.
Centro de Teledetección de Santander: El centro de Teledetección de Santander http:
//www.teledeteccionoceanografica-ieo.net proporciona libremente imágenes de SST de
satélite de zonas adyacentes a la Península Ibérica desde mediados de 1998.
NCEP grid and selected cells for ENACW and WMDW
56oN
48oN
40oN
32oN
15oW
0o
15oE
30oE
Figura 3.6: Malla NCEP en la zona del golfo de Vizcaya y del Mediterráneo occidental. La dimensión de las celdas es
de 1.87◦ × 1.90◦ . En verde se representan las celdas que se utilizarán como representativas de la región de formación
de la ENACW y las celdas rojas como del lugar de formación de WMDW en el Mediterráneo occidental. En el
capítulo 6 se utilizarán flujos de calor en ambas zonas.
Capítulo 4
Intrusiones y corrientes de
plataforma-talud. La Iberian
Poleward Current
En este capítulo se discutirá acerca de las características de la entrada de la IPC en el mar
Cantábrico en base al extenso despliegue observacional de los últimos años. A partir de las campañas
de larga escala señaladas en 3.2.2 se describirán situaciones concretas muy bien documentadas
que permiten definir la estructura hidrográfica en diferentes circunstancias y esta información se
analizará en común con la que proporciona el Radial de Santander. En 4.1 se verá cómo un pulso
fuerte de viento ocurrido en la primavera del año 2000, un año en el que la señal de IPC había
sido débil, generó en menos de un mes una estructura que podría ser asociada a la entrada de
la IPC en el Cantábrico. En 4.2 veremos la secuencia hidrográfica de la transición del otoño a la
primavera del año que siguió al desastre del Prestige, entre el 2002 y el 2003 que fue cubierta de
manera excepcional. En 4.3 se describirá como se manifiesta la llegada de la IPC al Cantábrico a
partir del Radial de Santander y en 4.4 se tratará de obtener una visión más global a partir las
evidencias de las tres secciones previas.
4.1.
Una intrusión de agua subtropical en la primavera del
2000. Las campañas SEAMAR
Se comenzará decribiendo una intrusión de agua subtropical que tuvo lugar en el Cantábrico
en la primavera del año 2000 y que fue delimitada con precisión gracias a las campañas SEAMAR
descritas en la sección 3.2.2 (figura 3.4 en la página 41). Con el objetivo de obtener una visión
general de las condiciones meteorológicas que precedieron a las campañas, en la figura 4.1 se
representa el transporte Ekman offshore en la posición 43◦ N 11◦ W desde agosto de 1999 a julio del
2000 (ambos incluidos). A la vista de la figura el invierno de 2000 no se caracterizó por la presencia
sostenida de condiciones intensas de downwelling, en contraste con otros años, y concretamente la
43
CAPÍTULO 4. LA IBERIAN POLEWARD CURRENT
44
Offshore Ekmann Transport at 43º 11‘
4000
SM4
SM5
Apr00
May00
3000
2000
1000
0
−1000
−2000
−3000
−4000
Sep99
Oct99
Nov99
Dec99
Jan00
Feb00
Mar00
Jun00
Jul00
Aug00
Figura 4.1: Transporte de Ekman calculado en 43◦ N 11◦ W según Lavín et al. (1991). El pulso principal en términos
de intensidad y duración ocurrió entre ambas campañas. Los valores positivos indican transporte offshore y los
negativos transporte onshore (los datos complementarios se describen en la sección 3.2.3).
campañas SEAMAR siguieron a una transición invierno-primavera anómalamente calma en la que
no hubo eventos de viento fuerte persistentes en ningún sentido. La característica meteorológica
más notoria que afectó a la secuencia de campañas ocurrió entre ambas, y consistió en un periodo
de diez días consecutivos desde el 16 al 26 de abril de 2000 con vientos del SW intensos y sostenidos
que produjeron un transporte Ekman acumulado hacia la costa de 1.3·109 m3 km−1 (el único pulso
importante de viento desde el mes de diciembre anterior). La causa de estos vientos persistentes en
la zona fue una serie de borrascas que cruzaron todo el Atlántico norte hacia las Islas Británicas
manteniendo vientos superiores a fuerza 6 en un área amplia en las latitudes 40◦ −50◦ N (figura 4.2).
En la figura 4.3 se muestran diagramas feather de las corrientes superficiales medidas por las
boyas de la red DWN desde enero hasta junio del 2000 (series subinerciales). Evidentemente se
produce gran variabilidad en los flujos con episodios de corriente hacia el Ecuador y hacia el Polo
asociados a vientos de componente norte y sur respectivamente (mostrados en las figuras 4.1 y 4.12),
pero sin lugar a dudas el mayor evento se corresponde con el fuerte pulso de downwelling que ocurre
entre ambas campañas. La figura 4.4 presenta el campo máximo de velocidad resgistrado, que tuvo
lugar en los estadios intermedios del pulso. Las corrientes no están dirigidas a lo largo del talud
sino que la componente onshore es muy importante en las cuatro boyas, desde el margen Atlántico
en 42◦ N hasta el mar Cantábrico, incluyendo la esquina NW de la Península Ibérica donde la línea
de costa y la batimetría cambian su orientación.
Una característica del evento es que las velocidades, durante el pulso principal, se ven fuertemente intensificadas aguas abajo. En la boya de Silleiro las velocidades registradas no superan los
10 cm s−1 , dirección NNE; en Sisargas se incrementan hasta 20 cm s−1 dirección NE; en la Estaca
de Bares la velocidad sigue aumentando y supera los 20 cm s−1 , dirigida hacia el 100◦ (aproximadamente hacia el este con una componente hacia el sur) y es más persistente; finalmente, en Peñas
las corrientes alcanzan valores auperiores a 30 cm s−1 dirigidas también al 100◦ . Tan pronto como
el forzamiento de viento se relaja las corrientes superficiales decaen por debajo de 10 cm s−1 y quedan dirigidas en la dirección del talud durante varios días de calma hasta que aparecen condiciones
upwelling en toda la zona.
4.1. LAS CAMPAÑAS SEAMAR
45
SLP and Wind 19−Apr−2000
63 o
N
54 o
N
45 o
N
36 o
N
27 o
N
o
60 o
W
0
o
12 W
48 oW
36 oW
o
24 W
Figura 4.2: El paso continuado de borrascas a lo largo del Atlántico norte hacia las Islas Británicas mantuvo vientos
fuertes y persistentes del SW en todo el área entre el 16 y el 26 de abril de 2000.
Las dos campañas, realizadas antes y después del fuerte evento de vientos del suroeste, capturaron una notoria transición en las propiedades hidrográficas. La figura 4.5 presenta un diagrama θS
de las estaciones correspondientes a las tres secciones más occidentales de la submalla de Ortegal
en ambas campañas (veáse la figura 3.4; se ha evitado incluir más estaciones para no sobrecargar
la figura). El cambio más notable es la aparición en SM5 de aguas cálidas y salinas con densidad
inferior a σθ = 27.0 que no estaban presentes en SM4. Las aguas presentes en SM4 a lo largo de
toda la plataforma, talud y océano abierto en todo el área de muestreo son uniformes con características del modo subpolar de las aguas centrales (ENACWsp). Sin embargo, en SM5 la presencia
de ENACWsp queda restringida al océano abierto mientras que en las estaciones de plataformatalud se hace notoria una intrusión de aguas cálidas y salinas con las características propias del
modo subtropical de las aguas centrales (ENACWst) formadas al oeste de la Península Ibérica. La
propia intrusión se puede trazar con precisión por medio de la variable de estado spiciness π(θ, S)
(Flament, 2002). La variable de estado π, ortogonal a la densidad y con sus mismas dimensiones,
CAPÍTULO 4. LA IBERIAN POLEWARD CURRENT
46
Villa Buoy. 2000
Sille Buoy. 2000
Bares Buoy. 2000
Peñas Buoy. 2000
Jul
Jul
Jun
Jun
May
May
Apr
Apr
Mar
Mar
Feb
Feb
Jan
−30 −20 −10 0 10 20 30
vel cm/s
−30 −20 −10 0 10 20 30
vel cm/s
−30 −20 −10 0 10 20 30
vel cm/s
Jan
−30 −20 −10 0 10 20 30
vel cm/s
Figura 4.3: Diagrama feather de las series subinerciales de corrientes medidas por la red DWN desde enero hasta
julio de 2000. Las series subinerciales se han calculado con un filtro de media móvil A24 A24 A25 cuyo periodo de
corte es de 30 horas, tal y como se documenta en los informes de datos de la propia red (véase la sección 3.2.3). El
marco de referencia es E→W (positivo hacia el este y el norte para los ejes x e y respectivamente). Los periodos
que coinciden con las campañas se muestran en gris.
Deep Water Network: 21−Apr−2000
45oN
10.0 cm s−1
44oN
43oN
42oN
41oN
10oW
9oW
8oW
7oW
6oW
5oW
4oW
3oW
Figura 4.4: Corrientes superficiales subinerciales medidas por la red DWN el 21 de abril de 2000. Los círculos
representan el módulo de velocidad promedio para todo el periodo 01/Dic/1999–31/May/2000.
4.1. LAS CAMPAÑAS SEAMAR
47
σ
θ
π
θ (ºC)
13.5
13.0
26.8
2.3
26.9
12.5
SM04
SM05
27.2
12.0
35.60
35.65
35.70
35.75
35.80
35.85
Sal
Figura 4.5: Diagrama θS de estaciones de ambas campañas (véase el texto) mostrando σθ y el spiciness π(θ, S), los
valores σθ = 26.95 kg m−3 y π = 2.4 kg m−3 se marcan como líneas sólidas.
ha mostrado su utilidad en el sistema de la corriente de California (véanse referencias en Flament,
2002) y también ha sido usado en nuestra área para trazar swoddies (cuyo π es muy superior al
agua circundante) por Sánchez & Gil (2004). En el diagrama θS se observa como la intrusión de
ENACWst está asociada a un incremento de π en el nivel de σθ = 27. Las aguas que invaden
la plataforma-talud en Ortegal tienen un valor de salinidad superior en 0.1 respecto a aquellas
a las que reemplaza y hasta 0.5 ◦ C más de temperatura. Son aguas más ligeras (su densidad σθ
disminuye desde 27.0 hasta rondar 26.9) y dada una isopicna fija el incremento de π sobre ella es
de aproximadamente 0.2.
Las distribuciones horizontales que se presentan en la figura 4.6 nos proporcionan más detalles
acerca del importante cambio que se produjo en las propiedades hidrográficas, revelando el avance
de la intrusión en SM5. La ENACWst está presente en SM4 sólo hasta el cabo Finisterre pero
en SM5 ocupa toda la plataforma y el talud hasta la zona central del mar Cantábrico alcanzando
6◦ −7◦ W, lo cual supone una distancia a lo largo de la costa del orden de 400 km. La temperatura y
la salinidad al nivel de 75 dbar (figura 4.6a–d) determinan claramente la extensión de la intrusión.
También π sobre σθ = 26.95 (o sobre la densidad más próxima a este nivel, véase también la figura
4.5), traza la extensión de las aguas nuevas advectadas (figura 4.6g–h). Aunque el máximo de la
intrusión se observa en la zona de borde de la plataforma, se han escogido mapas a 75 dbar para
CAPÍTULO 4. LA IBERIAN POLEWARD CURRENT
48
Sal. 75dbar
45oN
Sal. 75dbar
36.00
a
b
30’
44oN
35.75
30’
43oN
SM0400
SM0500
35.50
30’
Temp. 75dbar
45oN
Temp. 75dbar
14.0
c
d
30’
44oN
13.0
30’
43oN
SM0400
SM0500
12.0
30’
Geop. 5dbar
45oN
Geop. 5dbar
2.0
e
f
30’
44oN
0.0
30’
43oN
SM0400
SM0500
−2.0
30’
π at σθ 26.95
45oN
π at σθ 26.95
2.6
g
h
30’
44oN
2.2
30’
43oN
30’ o
10 W
SM0400
9oW
8oW
7oW
6oW
SM0500
5oW
10oW
9oW
8oW
7oW
6oW
5oW
1.8
Figura 4.6: Cambio de la configuración hidrográfica entre SM4 y SM5. a–d) Secciones horizontales de salinidad y
temperatura a 75 dbar. e–f ) Anomalía de geopotencial y corriente geostrófica superficial. El nivel de referencia es 600
dbar y en las estaciones de plataforma la anomalía se ha extrapolado secuencialmente desde las estaciones profundas
más próximas hasta completar los 600 dbar. Las flechas rojas representan 10 cm s−1 . g–h) Secciones horizontales
del spiciness al nivel isopicno 26.95 (o el más próximo si éste no se alcanza). Todos los campos horizontales han
sido analizados con un esquema de interpolación óptima (Bretherton et al., 1976; Pedder , 1993). Dado que la escala
de correlación usada es la obtenida con los datos a partir de la malla de larga escala no se observan estructuras de
mesoescala en la submalla de Ortegal en (e–f).
4.1. LAS CAMPAÑAS SEAMAR
0
49
a
27.2
b
pressure (dbar)
100
200
27.0
300
Sal
Sal
Pde
Pde
SM04
SM05
SM04
SM05
400
500
26.8
100
50
dist. (km)
0 100
50
dist. (km)
0 100
50
dist. (km)
0 100
50
dist. (km)
0
Figura 4.7: Cambio de la configuración hidrográfica entre SM4 y SM5. a) Secciones verticales de salinidad en el
entorno del Cabo Ortegal (véase también la figura 3.4). La paleta de colores es la misma que la utilizada en 4.6(a–b).
b) Secciones verticales de σθ equivalentes a (a).
mostrar la fortaleza de la señal también sobre la propia plataforma. El mapa de la anomalía de
geopotencial en SM4 responde a una situación dinámica muy poco activa, con gradientes débiles,
perpendiculares a la costa y una disminución de la altura dinámica desde Ortegal hasta la parte
oriental del mar Cantábrico. Dado que el diseño de la campaña no estaba destinado a resolver la
estructura hidrográfica de la corriente de talud, la Costa Ibérica occidental tiene una resolución
demasiado baja para determinar la estructura perpendicular a la costa, y la parte superior del
talud donde se espera el máximo de la intrusión de ENACWst no fue muestreado (véase la figura
3.4). Por lo tanto las velocidades geostróficas perpendiculares a la línea de costa en el oeste ibérico
deben ser interpretadas con precaución. Tras el forzamiento que provocó el pulso de downwelling
acumulando aguas “ligeras” contra la plataforma, la anomalía de geopotencial en la submalla de
Ortegal en SM5 presenta una actividad alta y una configuración zonal (figura 4.6e–f). La corriente
geostrófica se incrementa principalmente en el borde de la plataforma y en el talud superior donde
se establece un intenso frente oceánico con patrones de meandros. Las velocidades geostróficas
en torno a 10 cm s−1 se corresponden con las medidas por la boya de Bares durante el periodo
coincidente con el muestreo SM05, tras el cese del pulso de viento. Las aguas advectadas exhiben
también una señal de fluorescencia muy baja (que no se muestra) y que viene asociada a las
condiciones predominantes oligotróficas de las aguas de la IPC (Álvarez Salgado et al., 2003) y por
ello su señal también sirve para delimitar el frente.
Las secciones verticales de salinidad y de σθ (figura 4.7) al norte de Ortegal, el área afectada por
los cambios hidrográficos más importantes) muestran la estructura de la IPC antes y después del
pulso de viento. Puesto que la malla fina en Ortegal no coincide en ambas campañas (figura 3.4),
y es deseable comparar con un rango similar desde la plataforma hasta océano abierto en ambos
casos, las secciones para SM4 se corresponden con 8◦ W mientras que las de SM5 se corresponden
con 8.25◦ W. En ambas campañas es claramente visible un máximo de salinidad subsuperficial en
el borde de plataforma-talud, pero en SM4 es débil y está confinado al talud en el nivel de los
100–200 dbar, mientras que en SM5 ocupa toda la plataforma y el talud superior hasta los 300
50
CAPÍTULO 4. LA IBERIAN POLEWARD CURRENT
Figura 4.8: Imagen 3D de la intrusión vista desde una posición elevada al NE del golfo de Vizcaya y construida
como la región en la que los campos interpolados de salinidad difieren en más de ∆S = 0.08. Dado que los frentes
están bien delimitados hay poca variación en la delimitación de la intrusión para variaciones moderadas de ∆S el
entorno de ese valor.
dbar. Además, la sección de SM5 muestra una estructura típica de downwelling con las isopicnas
inclinándose hacia abajo de la plataforma. Asociado a ello se produce una corriente geostrófica
hacia el Polo sobre el talud, intensificada en superficie, que no se muestra. En la figura 4.8 se
muestra una imagen 3D de la estructura mostrando la extensión vertical y la estructura en lóbulos
asociada a los meandros.
4.2.
Seguimiento del desarrollo y colapso de la IPC en el
invierno de 2003. El Prestige
La secuencia de campañas que rodearon a la catástrofe del Prestige y que han sido presentadas
en la sección 3.2.2 (figura 3.5 en la página 42) muestran todo el proceso de desarrollo y colapso de la
IPC en ese periodo tan especial. La figura 4.9 presenta un mapa con las distribuciones horizontales
de salinidad en 100 dbar para todas las campañas de la figura 3.5 de tal manera que se obtiene
una visión global de la secuencia.
Las campañas de otoño, tanto Demersales0902 como Demersales0903, muestran la situación
típica previa al desarrollo de la IPC. Es posible intuir el comienzo de la IPC en la costa gallega
en ambas, aunque esta apreciación puede estar sesgada puesto que la disposición del campo zonal
de salinidad climatológico presenta un gradiente desde el fondo del golfo hacia el Atlántico y luego
12oW
10oW
8oW
6oW
4oW
2oW
HidroPrestige0303
22−Mar to 08−Apr, 2003
Prestige0103
15−22 Jan, 2003
Demersales0902
25−Sep to 09−Nov, 2002
12oW
10oW
8oW
6oW
4oW
2oW
Demersales0903
26−Sep to 27−Oct, 2003
Pelacus0303
19−Mar to 11−Apr, 2003
Prestige1202
12−22 Dic, 2002
35.2
35.3
35.4
35.5
35.6
35.7
35.8
35.9
36.0
Figura 4.9: Distribución horizontal del campo de salinidad a 100 dbar en la costa Atlántica de Galicia y el mar Cantábrico para la serie de campañas de
la figura 3.5. El esquema de interpolación óptima es el mismo que el de la figura 4.6.
41oN
42oN
43oN
44oN
45oN
41oN
42oN
43oN
44oN
45oN
41oN
42oN
43oN
44oN
45oN
Salinity at 100 dbar
4.2. EL AÑO DEL PRESTIGE
51
27
42oN
30’
43 N
o
30’
44oN
30’
42oN
30’
43 N
o
30’
30’
44oN
−1.75
15 cm/s
15 cm/s
10oW
30’
0
9oW
1.75
30’
3.5
8oW
30’
42oN
30’
43oN
30’
44oN
30’
42oN
30’
43oN
30’
44oN
2
11oW
2.15
12oW
2.3
10oW
2.45
9oW
2.6
8oW
Figura 4.10: Distribuciones horizontales en las campañas Prestige-Plataforma1202 e Hidroprestige0303 en la zona del oeste de Galicia. Izda: σθ a 25 dbar
Centro: Altura dinámica y velocidad gesostrófica a 5 dbar referido a 450 dbar. Dcha: π (spiciness) sobre la superficie σθ = 26.90. Las isóbatas son 200
m y 1000 m.
26.75
8oW
−3.5
26.5
30’
26
9oW
30’
26.25
30’
30’
42oN
30’
43 N
o
30’
44oN
30’
42oN
30’
43 N
o
30’
10oW
Prestige1202
HidroPrestige0303
30’
Prestige1202
HidroPrestige0303
44oN
Prestige1202
HidroPrestige0303
52
CAPÍTULO 4. LA IBERIAN POLEWARD CURRENT
4.3. LLEGADA DE LA IPC A LA SECCIÓN DE SANTANDER
53
hacia el sur. A finales de diciembre de 2002 y principios de enero de 2003, una época del año en la que
existen muy pocos datos históricos, se realizaron las campañas Prestige-Plataforma1202 y PrestigePlataforma0103. La primera de ellas fue más extensa y ocupó la plataforma y el talud hasta una
profundidad de más de 1000 m (con datos de CTD hasta los 500 dbar) desde la Ría de Vigo hasta
las Islas Sisargas. Se comprobó la existencia de una intrusión muy intensa con las características de
la IPC invadiendo la plataforma y con el máximo en el borde de plataforma y talud superior. En
enero se complementó el muestreo hacia el norte, ocupando un área más reducida en la zona de la
“Costa de la Muerte” gallega, pero suficiente para comprobar la existencia del máximo de salinidad
en el talud (aunque quizás con menos intensidad que en la campaña previa). Dos meses después, al
comienzo de la primavera, se realizaron (con bastante solapamiento) la campaña rutinaria Pelacus03
y la campaña extraordinaria Hidroprestige0303. En ambas se observó la presencia de aguas poco
salinas en la plataforma indicando que la IPC había perdido mucha de su intensidad y se había
desplazado lejos de la costa. Las aguas más salinas con firma subtropical sólo se encontraron en
las estaciones más meridionales.
La figura 4.10 muestra más nitidamente la diferencia entre la situación de diciembre de 2002
y la de marzo de 2003. El flujo de la IPC durante la campaña de diciembre presenta velocidades
geostróficas del orden de 10–15 cm s−1 que son máximas en el borde plataforma-talud . La plataforma está invadida de aguas subtropicales, ligeras y con spiciness alto, que delimitan con claridad
el frente sobre el borde de plataforma en corcondancia con los cortes de salinidad. En primavera el
flujo asociado a la IPC no se observa en la plataforma ni en el talud sino que ha sido desplazado
hacia el océano abierto y su intensidad es mucho menor; las aguas que ocupan la plataforma tienen
un spiciness mucho más bajo y es posible observar la existencia de un eddie ciclónico oceánico en
el suroeste del talud de aguas subtropicales que probablemente haya sido originado en el propio
talud.
4.3.
Llegada de la IPC a la sección de Santander
Un muestreo como el del Radial de Santander no permite determinar la estructura espacial de
la IPC pero si la variabilidad temporal (especialmente interanual) de la incidencia y permanencia
de la IPC, en este caso en la región sureste del golfo de Vizcaya. Puesto que el núcleo de la
IPC fluye ceñida al borde de la plataforma y del talud superior se puede asociar la llegada de la
IPC a una señal hidrográfica (aguas más templadas y más salinas) a esas posiciones. En la figura
4.11 se muestra la serie temporal de las propiedades hidrográficas en la estación 6 de Santander
(borde de plataforma-talud superior). Aunque el máximo de la intrusión se observa en 150-200
dbar el promedio de las propiedades termohalinas se ha hecho entre 200 y 400 dbar para evitar por
completo el efecto del desarrollo de la capa de mezcla que alcanza como máximo un valor en torno
a 200 dbar (se discutirá en la sección 5.2) y puede interferir en la señal hidrográfica. De hecho las
señales en la plataforma son difíciles de considerar como indicadoras de la llegada de la IPC porque
la capa de mezcla sobre la plataforma alcanza el fondo en algún momento entre diciembre y enero
y causa una gran variabilidad en la energía térmica y la salinidad de las aguas superficiales entre
diferentes años.
CAPÍTULO 4. LA IBERIAN POLEWARD CURRENT
54
Upper Slope (200−400 dbar) Water Properties on Santander Station 6 (43º54’N 03º47’W)
θ (ºC)
12.5
12
11.5
11
1993
1994
1995
1996
1997
1998
1999
2000
2001
2002
2003
2004
2005
2006
1994
1995
1996
1997
1998
1999
2000
2001
2002
2003
2004
2005
2006
Salinity
35.7
35.65
35.6
35.55
1993
Figura 4.11: Temperatura potencial θ y salinidad en la estación 6 del Radial de Santander entre 200 y 400 dbar.
Los picos observados tanto en temperatura como en salinidad se pueden aislar por completo de
las tendencias interanuales1 y sólo son visibles en la estación 6 desapareciendo por completo en la
cercana estación 7. Etiquetando cada año como aquél en el que comienza un periodo invernal dado
(e.d. 1995 indica la transición 1994-95) los años con picos claros en salinidad y temperatura fueron
1995, 1996, 1998, y 2002 (el último la señal más intensa con diferencia) y menos claramente el 2001.
Respecto a los casos vistos en las secciones anteriores, es evidente que la intrusión de primavera
del 2000 tuvo incidencia nula en la longitud de Santander, lo cual era esperable considerando que
el frente que se estableció en la intrusión alcanzaba como mucho la longitud 6◦ W. Con respecto al
año 2003, bien documentado por causa del Prestige, parece que la llegada de la IPC al fondo del
golfo de Vizcaya fue más débil y menos persistente que en otros años, al menos si la analizamos
con este criterio. Esto es llamativo puesto que hemos visto que en diciembre de 2002 el desarrollo
de la IPC en el Atlántico gallego era muy intensa y además en las imágenes de SST y altimetría
se observó una fuerte señal térmica y circulación geostrófica en el Cantábrico en enero de 2003,
que probablemente haya contribuido al transporte de fuel (García-Soto, 2004). Por el contrario el
año 2002 mostró la señal hidrográfica más intensa de toda la serie aunque en satélite la evidencia
fue menos clara y de hecho 2002 es considerado un año con ausencia de IPC por algunos autores.
La fortísima señal hidrográfica de 2002 y la falta de señal en 2003 ha sido documentada también
por Nogueira et al. (2005) en base a la serie de campañas Pelacus y por Llope et al. (in press) en
base al Radial de Cudillero. En la sección siguiente y a la luz de todas estas evidencias se discutirá
acerca de la naturaleza de lo que viene siendo llamado “IPC” en el Cantábrico.
4.4.
Discusión acerca de la IPC en el Cantábrico
Según hemos visto en las secciones anteriores, la entrada de la IPC en el Cantábrico, o señales
que son definidas o interpretadas como entrada de la IPC, presentan una casuística muy variada y
en esta sección se tratará de interpretar las distintas situaciones que se han medido en los últimos
años. Como ya se ha dicho, el principal mecanismo forzador de la IPC en el margen Íbero-Atlántico
1 Se
observa un evidente calentamiento en la serie de θ que se discutirá con detalle en el capítulo 6.
4.4. DISCUSIÓN ACERCA DE LA IPC EN EL CANTÁBRICO
55
es el gradiente meridional de densidad a lo largo de la costa conjuntamente con el efecto del talud
costero, y siguiendo el trabajo de Frouin et al. (1990), el transporte de Ekman producido por
los vientos dominantes del suroeste en el área de forzamiento tiene una contribución reducida.
La firma de la IPC a lo largo del margen Íbero-Atlántico es la de un máximo subsuperficial de
salinidad y temperatura en la parte superior del talud que está asociada a velocidades hacia el
Polo, intensificadas en superficie, durante los meses de invierno (en el trabajo de Peliz et al., 2005,
puede consultarse una revisión reciente). La plataforma puede ser invadida por aguas de origen
subtropical bajo condiciones de vientos favorables (Frouin et al., 1990; Vitorino et al., 2002), pero a
pesar de ello los modelos numéricos estudiados por Peliz et al. (2003b) sobre la respuesta subinercial
de la IPC al forzamiento de viento en el oeste ibérico sugieren que las corrientes de plataforma
forzadas por viento se desarrollan con bastante independencia de la propia IPC. La información
disponible parece indicar que la IPC está presente a lo largo de todo el año en el margen ÍberoAtlántico (Peliz et al., 2005). En los meses de invierno la IPC fluye sobre la parte superior del
talud y se intensifica en superficie, probablemente en respuesta a los vientos dominantes del sur.
Bajo condiciones de upwelling, como aquéllas que prevalecen en los meses de primavera y verano, la
expresión superficial de la IPC desaparece y la ENACWst parece verse desplazada hacia el océano
abierto (Peliz et al., 2003b; Ruiz-Villareal et al., 2006).
Cuando el talud cambia su orientación a una configuración zonal en el NW de la Península
Ibérica, el gradiente meridional de densidad a lo largo del talud deja de estar definido y en ausencia
de otros términos de forzamiento, es esperable que la IPC decaiga por fricción a lo largo de todo
el mar Cantábrico de una manera fuertemente dependiente de la topografía (Pingree & Le Cann,
1990). Estos autores fueron los primeros en dar indicaciones del papel del forzamiento del viento
en la entrada de la IPC en el golfo de Vizcaya. A partir de un fondeo localizado en el talud exterior
(profundidad de 1000 m) en 7◦ W comprobaron que el perfil de velocidad era altamente baroclino
y que cerca de la superficie la intensificación de las corrientes aparecía como pulsos. Aunque estos
pulsos no estaban directamente correlacionados con forzamientos atmosféricos locales sí estaban
ligados a “vientos del sur en la región meridional del golfo de Vizcaya”. Otra indicación del posible
efecto del viento en la penetración de la IPC en el mar Cantábrico es la correlación de valores
altos de transporte Ekman onshore integrado durante el periodo octubre-diciembre en la posición
43◦ N 11◦ W y los años de fuertes intrusiones de agua ENACWst en el mar Cantábrico (Cabanas
et al., 2003).
El ejemplo de las campañas SEAMAR resulta muy esclarecedor sobre la rapidez y forma en
la que se puede desarrollar una señal de advección de aguas subtropicales en el Cantábrico. La
transición en las propiedades hidrográficas que hemos visto en 4.1 parece estar ligada únicamente
a un pulso aislado de downwelling de unos diez días de duración, y se caracterizó por una entrada
de aguas de origen subtropical en la plataforma talud de la región NW de la Península Ibérica.
La intrusión se desarrolló en menos de un mes alcanzando la zona central del mar Cantábrico. La
estructura hidrográfica emergente en SM5 puede ser interpretada como un patrón de entrada de
la IPC debido a sus características (presencia de ENACWst con un máximo subsuperficial sobre
talud, asociado a velocidades geostróficas hacia el Polo, velocidades intensas en superficie dirigidas
hacia el este y presencia de frentes y meandros sobre el talud). El evento ocurrió un año sin
evidencias claras de desarrollo de la IPC, y además en primavera, fuera de la estación en la cual
se espera su llegada al mar Cantábrico (que sería finales de otoño-invierno). Esto sugiere que los
pulsos intensos de downwelling pueden jugar un papel importante en la generación de señales que
se pueden asociar a la penetración de la IPC.
CAPÍTULO 4. LA IBERIAN POLEWARD CURRENT
56
Sille Buoy. 2000
Villa Buoy. 2000
Bares Buoy. 2000
Peñas Buoy. 2000
Jul
Jun
May
Apr
Mar
Feb
Jan
−10
0
10
vel m/s
−10
0
10
vel m/s
−10
0
10
vel m/s
−10
0
10
vel m/s
Figura 4.12: Diagrama feather de la serie de vientos superficiales (sometidos a un filtro de paso bajo al igual que en
la figura 4.3), medidos por las boyas de la red DWN desde enero a julio de 2000 en un marco de referencia este-oeste
(positivo hacia el este y norte para x e y respectivamente). Los periodos coincidentes con las campañas se muestran
en gris. Desafortunadamente el sensor de la boya de Villano estuvo dañado durante todo el periodo y el de Silleiro
perdió intervalos, algunos de los cuales coinciden con el evento. La figura se complementa con la 4.3.
4.4. DISCUSIÓN ACERCA DE LA IPC EN EL CANTÁBRICO
57
La figura 4.12 muestra el viento en las boyas de la red DWN. Como era de esperar, las corrientes
superficiales (mostradas en la figura 4.3) exhiben un patrón alternante este-oeste correlacionado
con los vientos, pero la característica principal de la puesta en común de las cuatro boyas es la
siguiente. Bajo condiciones generalizadas de vientos geostróficos S-SW (figura 4.1), la plataformatalud del NW de la Península Ibérica presenta un campo local de viento muy influido por la costa,
girando hacia el este y decreciendo en intensidad en la parte central del mar Cantábrico. Este giro
de los vientos debería inducir un mayor incremento de la elevación del nivel del mar cerca de cabo
Ortegal que en el Cantábrico central, de tal manera que podría aparecer un gradiente de presión
a lo largo de línea de costa favoreciendo un flujo hacia el Polo. Las anomalías de la elevación del
océano (Sea Surface Height SSH) derivados en los mapas de altimetría por satélite parecen sugerir
este gradiente aunque los errores de los registros disponibles son considerables. Las velocidades
en la boya de Peñas fueron más intensas durante el pulso principal que en las boyas localizadas
aguas arriba aunque el viento local fue menor debido al efecto mencionado. En consonancia las
corrientes en Peñas muestran una correlación más alta con el arrastre de viento en Estaca de Bares
que con el arrastre de viento local. Esto podría ser otra indicación de que el fenómeno observado
en SEAMAR (entrada de la IPC) puede estar ligado a los pulsos de downwelling aguas arriba.
Torres et al. (2003) describe como en el oeste y el norte de la costa ibérica la dirección del viento
puede ser diferente, así como la circulación superficial del océano. De hecho en la figura 4.3 es
posible observar situaciones en las que en el oeste del mar Cantábrico se produce flujo hacia el
oeste (ligado a pulsos de upwelling) pero en la costa atlántica gallega las corrientes superficiales se
dirigen hacia el norte (véase por ejemplo mediados de enero o mediados de marzo).
El origen remoto del forzamiento y la evidencia de patrones de viento upwelling-downwelling
alternantes con escalas de tiempo desde pocos días hasta semanas sugieren la existencia de ondas
costeras guiadas (Coastal Trapped Waves CTWs) relacionadas con el fenómeno, al menos en relación con la dinámica de la intrusión en la plataforma. Las CTWs son un fenómeno común en los
márgenes continentales y son responsables de mucha de la variabilidad de baja frecuencia observada en las plataformas continentales de todo el mundo. Huthnance et al. (2002) sugirieron para el
margen Íbero-Atlántico que la evolución del flujo a lo largo de la costa, que no podía ser explicado
únicamente por los vientos locales, podría estar también influido por ondas forzadas remotamente.
En esta misma región, Vitorino et al. (2002) determinaron que si bien la aceleración de la corriente
a lo largo de la costa estaba correlacionada con el forzamiento de viento local, éste no era suficientemente fuerte para sostener su magnitud. Hickey et al. (2003) utilizaron una inmensa base de datos
de series de correntómetros en la ensenada de California (California Bight) para concluir que las
perturbaciones de largo periodo se correspondían con modos de baja frecuencia de CTWs. White
& Bowyer (1997) asociaron la variabilidad de la corriente del borde de plataforma en el NW de
Irlanda (equivalente a la IPC) como resultado de la interacción de la propia corriente con ondas de
plataforma. Middleton & Cirano (1999) analizaron desde un punto de vista numérico la respuesta a
un viento constante estacionario a lo largo de la costa sobre una plataforma uniforme encontrando
que en los primeros 10–20 días la evolución dinámica del sistema es la de las CTWs. El cambio del
patrón hidrográfico en las campañas SEAMAR sugiere la existencia de un flujo barotrópico sobre
la plataforma con un frente muy acusado, afectando a toda la columna de agua de la plataforma, lo
cual está de acuerdo con el carácter fundamentalmente barotrópico de las CTWs (p. ej., Pedlosky,
1979). En todo caso no es posible abordar un estudio profundo del mecanismo únicamente con
corrientes de superficie en el talud y sin series de perfiles verticales de corrientes en la plataforma.
En este sentido Pizarro & Shaffer (1998) comprobaron que las corrientes superficiales a lo largo de
la costa en el mar Báltico, contrariamente a las de profundidades medias y de fondo, no resultaban
58
CAPÍTULO 4. LA IBERIAN POLEWARD CURRENT
bien descritas por CTWs, lo cual atribuyeron a los diferentes procesos actuando sobre la capa
superficial y principalmente al forzamiento directo del viento.
En definitiva, las campañas SEAMAR nos han mostrado la fuerte influencia que parecen jugar
los pulsos de downwelling en el margen Íbero-Atlántico en relación a la entrada de la IPC en el
golfo de Vizcaya, o al menos en el desarrollo de la señal superficial que ha sido considerada como
una expresión de su presencia. El siguiente paso será considerar los casos de los dos inviernos
tan diferentes del 2002 y del 2003. En la figura 4.13 se observan los eneros y febreros de 2002 y
2003 vistos en imágenes de satélite SST y en la figura 4.14 se muestran los cortes verticales de
temperatura, salinidad y σθ en el Radial de Santander los mismos meses. Todas las imágenes de
satélite presentan alguna señal que podría ser indicativa de la IPC aunque con diferencias. En el
2002 la señal de enero está poco definida mientras que la de febrero es intensa pero muy localizada
en la plataforma. Según el satélite parece que no alcanza la sección de Santander. En el 2003 la
señal es muy fuerte (aunque hay que tener precaución con las diferentes paletas de color en la
figura 4.13) y contornea la costa hasta el fondo del golfo de Vizcaya, girando incluso en el talud
armoricano. Además se observan estructuras tipo eddie que podrían estar desprendiéndose. Sin
embargo en febrero la señal se ha debilitado hasta casi desaparecer.
Por su parte, las secciones indican estructuras verticales muy diferentes ambos años; los cortes
más interesantes son febrero de 2002 y enero de 2003. Volviendo a la figura 4.11 podemos comprobar
que el 2002 había generado la señal más fuerte de la serie mientras que 2003 no había generado
ninguna señal en absoluto. A la vista de la estructura vertical en 4.14 vemos que febrero de 2002
presenta una estructura típica de lo que se suele entender como una corriente de contorno, con un
núcleo muy definido en el borde de la plataforma y una señal muy fuerte tanto de temperatura
como de salinidad. La curvatura de las isopicnas en el campo de densidad indica flujo hacia el
este. La señal de 2003 es muy diferente. Los primeros 200 dbar hasta la superficie presentan una
temperatura anómalamente alta en toda la sección, sin una estructura bien definida y con valores
de salinidad muy bajos con respecto al registro climatológico, lo cual indica que las aguas no
tienen un origen tan remoto como las encontradas en 2002. Además la estructura en el borde de
plataforma no indica downwelling, sino más bien al contrario parece estar produciéndose upwelling.
Ambas señales pueden ser consideradas distintas formas de la IPC o de la “corriente de Navidad”
aunque podrían corresponder a procesos diferentes, mientras que el caso de 2002 es el de una IPC
bien formada y en balance geostrófico el caso de 2003 podría ser la respuesta al intenso forzamiento
de viento que tuvo lugar el diciembre anterior.
La única forma de establecer vínculos claros entre las estructuras hidrográficas y la circulación
y los transportes netos sería a través de series de corrientes pero desafortunadamente existen muy
pocos registros de correntómetros en el talud del mar Cantábrico. Dos series de correntómetros
que pertenecen al programa DWN en el talud son muy interesantes para el caso del 2000, un año
en el que la IPC en invierno se considera débil incluso en el margen Íbero-Atlántico (Peliz et al.,
2005) y no hay señales ni hidrográficas ni de satélite que denoten una entrada importante de la
IPC en el mar Cantábrico (García-Soto et al., 2002; Cabanas et al., 2003; Llope et al., in press;
Ruiz-Villareal et al., 2006, y la figura 4.11). La línea de fondeo próxima a la boya de Peñas (435 m
de fondo, Puertos del Estado, 2000b), revela un flujo hacia el este a 150 m de profundidad, pero
no a 50 m, desde septiembre de 1999 hasta enero del 2000 (por desgracia, este correntómetro no
operó durante el tiempo de las campañas SEAMAR). En la zona oriental del mar Cantábrico una
línea de fondeo situada en 3.5◦ W (550 m de profundidad, Puertos del Estado, 2000a) cubrió el
periodo de septiembre de 1999 a junio de 2000 y presentó circulación hacia el este en el nivel de
4.4. DISCUSIÓN ACERCA DE LA IPC EN EL CANTÁBRICO
59
(a)
(b)
(c)
(d)
Figura 4.13: Imágenes SST tomadas del centro de teledetección de Santander. (a) 11/ene/2002. (b) 11/feb/2002. (c)
13/ene/2003. (d) 16/feb/2003. Nótese la diferencia de escalas en las paletas de color.
Pres. (dbar)
Pres. (dbar)
400
300
200
100
0
400
300
200
100
0
400
300
200
100
0
0
23
23
23
10
4
4
4
6
6
6
20
30
Dist. (km)
5
5
5
09/01/2002
7
7
7
40
0
8 23
8 23
8 23
10
4
4
4
6
6
6
20
30
Dist. (km)
5
5
5
08/02/2002
7
7
7
40
0
8 23
8 23
8 23
10
4
4
4
6
6
6
20
30
Dist. (km)
5
5
5
13/01/2003
7
7
7
40
0
8 23
8 23
8 23
10
4
4
4
6
6
6
20
30
Dist. (km)
5
5
5
10/02/2003
7
7
7
40
8
8
8
26.6
26.8
27.0
27.2
27.3
35
35.2
35.4
35.6
35.8
36
10
11
12
13
14
14.6
Figura 4.14: Secciones verticales del Radial de Santander. En filas se representa temperatura (θ), salinidad y σθ y en columnas de izda. a dcha. se muestran
enero y febrero de 2002 y 2003 respectivamente.
Pres. (dbar)
Temperature (ºC)
Salinity
σθ (kg m−3)
60
CAPÍTULO 4. LA IBERIAN POLEWARD CURRENT
4.4. DISCUSIÓN ACERCA DE LA IPC EN EL CANTÁBRICO
th
15
o
Nov to 15
th
61
Feb
47 N
01
o
46 N
45oN
9896
02
o
44 N
97 04
43oN
03
99
00
42oN
41oN o
15 W
12oW
9oW
6oW
3oW
0o
Figura 4.15: Diagrama de vector progresivo de vientos del NCEP desde 1996 hasta 2003 en el punto de malla más
cercano a la costa oeste de Galicia (42.5◦ N 10.5◦ W) para el periodo 15/nov-15/feb.
los 200 m durante todo el periodo. En la campaña SM4 es visible una intrusión subsuperficial de
aguas relativamente cálidas y salinas en el talud superior (figura 4.6, cortes verticales) a pesar de
seguir a un largo periodo sin forzamientos de downwelling. Esto constituye una indicación de que
existe una corriente subsuperficial persistente ceñida al borde exterior de la plataforma y al talud
superior durante todo el invierno, que tal vez podría estar presente incluso en ausencia de una
expresión superficial clara de la IPC, o de señales fuertes en la hidrográfica. Aunque las corrientes
en el año 2000 en la boya de Peñas son más débiles que otros años, la falta de series temporales de
corrientes en el oriente del mar Cantábrico impide una estimación correcta de la intensidad de la
expresión subsuperficial de la corriente de talud en el año 2000 respecto a otros años. En cualquier
caso parece que a pesar del decaimiento de la IPC a lo largo del talud del mar Cantábrico (Pingree
& Le Cann, 1990), ésta es aún detectable en el extremo oriental, incluso en inviernos en los que
la expresión superficial de la IPC es muy débil, tal y como ocurre en el oeste ibérico (Peliz et al.,
2005).
Para finalizar, la figura 4.15 presenta un diagrama progresivo de vientos durante el periodo
otoño-invierno desde 1996 a 2003 a partir de los reanálisis del NCEP en la zona del Atlántico
gallego. Podemos ver como la casuística es muy variada y cada año es diferente (al igual que hemos
visto que ocurre con la señal de IPC). Además este diagrama proporciona una imagen gráfica de la
incidencia de pulsos de downwelling que se corresponden con recorridos netos en dirección al NW.
62
CAPÍTULO 4. LA IBERIAN POLEWARD CURRENT
En resumen, parece que la idea de un año con una IPC bien establecida o ausente en el mar
Cantábrico durante todo el invierno debe ser utilizada con cautela y teniendo en mente la posibilidad de la ocurrencia de patrones alternantes en escalas cortas (eventos). Un simple pulso de viento
fuerte fue capaz de causar un patrón del tipo de una entrada de IPC en el mar Cantábrico en un
año, el 2000, de episodios de downwelling reducidos y sin evidencias de IPC. El caso presentado
ocurrió además con la primavera bien avanzada, fuera de la estación de máxima incidencia de la
IPC y necesitó menos de un mes para desarrollarse. Por otra parte parece que los años en que hay
eventos frecuentes y sostenidos de downwelling están aparentemente relacionados (en promedio)
con una penetración intensa de la IPC. Éste puede haber sido caso de 1996, 1998 y 2001, por
ejemplo. Se ha descrito la existencia de correlación entre los años de una fuerte entrada de la IPC
inferida a partir de imágenes SST de satélite (años de “Navidad”) y el índice de NAO de finales
de otoño (García-Soto et al., 2002). Entre otros patrones atmosféricos, los índices NAO altamente
negativos está ligados al incremento de los vientos del SW que afectan la Península Ibérica (Hurrell , 1995). Años cuyo NAO de otoño fue extremadamente negativo, como por ejemplo 1996 ó
1998, mostraron señales de la IPC muy fuertes, inferidas tanto a partir de satélite como a partir
de la presencia de aguas ENACWst en las series temporales hidrográficas. A su vez la ausencia de
entrada de la IPC en el golfo de Vizcaya en 2000 coincide con un índice NAO alto. Sin embargo la
situación es más compleja puesto que un índice NAO negativo se corresponde también con tasas de
precipitación altas en la costa oeste de Galicia, temperaturas del aire altas, intercambios intensos
de calor atmósfera-océano y corrientes superficiales con dirección E y NE forzadas por vientos del
W y NW. En definitiva, existen diferentes mecanismos que afectan la señal hidrográfica y especialmente la señal térmica de la superficie del océano. Por otra parte el índice de NAO puede estar
relacionado con la IPC a través de mecanismos más sutiles como la variabilidad en la circulación
de la NAC (Peliz et al., 2005). Existe discrepancia acerca de la correlación de la NAO y la entrada
de la IPC en el mar Cantábrico que evidentemente responde a la falta de una definición clara y
precisa, y sobre todo unívoca, de cuál es la señal identificativa de la IPC.
A partir de las diferentes estructuras verticales y los distintos patrones de forzamiento de viento
se pueden destacar algunos hechos interesantes. Parece que un cese de los pulsos de downwelling en
el periodo invernal podría estar asociado a un freno en la entrada de la IPC en el mar Cantábrico.
Este podría haber sido el caso de 2003 pues a finales del otoño había condiciones muy favorables
para el desarrollo de una IPC muy fuerte (es decir, downwelling continuado asociado a un índice
NAO bajo), lo que provocó corrientes superficiales muy fuertes hacia el este y una intensa señal
térmica (SST) a principios de enero en el mar Cantábrico (García-Soto, 2004). Después se produjo
una interrupción repentina de los pulsos de downwelling que tal vez evitó la penetración posterior
de ENACWst en el mar Cantábrico. El año 2002 es un caso en el que los pulsos de downwelling más
fuertes ocurrieron con desfase respecto de la secuencia típica. Fueron muy débiles desde octubre
hasta diciembre pero más fuertes y más persistentes durante enero y febrero, cuando la ENACWst
estaba ya claramente presente en el NW de la Península Ibérica. El resultado final fue la mayor
evidencia de presencia de ENACWst en el mar Cantábrico de todos los registros (desde 1991
adelante) en las secciones de Cudillero y Santander. No se puede determinar si la secuencia del
forzamiento en 2002 influyó en que el desarrollo de la IPC estuviese asociado a la estructura definida
que se aprecia en la figura 4.14, mientras que en 2003, en el que el forzamiento se produjo primero,
no contribuyó a una estructura del mismo tipo sino que simplemente produjo una intrusión similar
a la vista en abril de 2000 en las campañas SEAMAR. Es curioso observar cómo los recorridos
acumulados del viento en 2002 y 2003 son complementarios (e.d., cerrarían un bucle) y la respuesta
que se produjo en ambos años fue tan diferente. Por el momento esta coincidencia no supone
4.4. DISCUSIÓN ACERCA DE LA IPC EN EL CANTÁBRICO
63
evidencia suficiente para justificar las diferentes estructuras en ambos años y menos aún para
establecer una relación precisa entre vientos locales y remotos, IPC, e intrusiones (asimilables o no
a formas de la IPC).
El año 2001 no presentó una señal clara en la estructura hidrográfica siendo el que estuvo
afectado por mayor forzamiento neto de viento. Esto indica que la magnitud del forzamiento no
es directamente proporcional a la intensidad de la penetración de la IPC en el Cantábrico. Se ha
indicado la posible influencia que pueden haber tenido los gradientes en la anomalía de nivel de
mar (SSH), inducidos por la anisotropía en el campo de viento2 a lo largo del margen Ibérico, en
el desarrollo de la intrusión en la primavera de 2000. Es posible que las anomalías de SSH tengan
un papel muy importante en el desarrollo de señales asociadas a la penetración de la IPC en el
Cantábrico y puedan explicar las diferencias notables entre diferentes años.
2 Es decir, el que el downwelling sea más o menos intenso en el margen Íbero-Atlántico que en el margen Cantábrico.
Capítulo 5
Las aguas superficiales
En el capítulo anterior se ha utilizado el Radial de Santander, y especialmente su estación
6, para identificar la llegada de aguas con un origen más meridional a la posición de muestreo,
infiriendo por lo tanto la intensidad de un proceso advectivo (la llegada de la IPC) a partir de una
serie de medidas en un punto fijo, es decir, con un muestreo euleriano. Un registro euleriano es
una suma de señales advectivas y de variabilidad temporal (estacional o no) de las propias masas
de agua. Esta idea se expresa matemáticamente en fluidos con la distinción entre derivada total
y derivada local al cambiar de marco de referencia: D/Dt ≡ ∂/∂t + u · ∇. Por ello al utilizar
las propiedades hidrográficas de una serie de perfiles para extraer bien conclusiones sobre procesos
advectivos o bien conclusiones acerca de los propios cambios en las propiedades de las aguas locales
hemos de tener en cuenta que estamos considerando sólo una de las causas. Por este motivo para
buscar señales relacionadas con la IPC se han escogido profundidades superiores a 200 dbar. (véase
la figura 4.11). Así se han evitado interferencias con las señales relacionadas con el desarrollo local
de la capa de mezcla y se ha asociado unívocamente la señal de 1-3 meses de duración a un proceso
advectivo. De la misma manera, el ciclo estacional del calentamiento de las aguas superficiales y del
desarrollo de la capa de mezcla ocurre simultáneamente en un área muy amplia (figura 2.10) y es
posible analizarlo a partir de la señal de estaciones fijas. En este capítulo se estudiarán con detalle
las aguas superficiales con especial interés en su ciclo estacional. En la sección 5.1 se analizarán los
ciclos termohalinos superficiales, mientras que en la sección 5.2 se estudiará con detalle el proceso
de desarrollo de la capa de mezcla.
5.1.
Ciclo estacional en superficie
La capa superficial del océano es relativamente accesible y puede ser muestreada desde un buque
en marcha o incluso remotamente desde satélite. Al norte de Santander se produce una coincidencia
geográfica de diferentes métodos de observación que resulta muy útil a la hora de analizar los ciclos
estacionales y otras señales. La figura 5.1 muestra varias fuentes disponibles de datos relativos a
las aguas superficiales. Se utilizará una vez más la estación 6 del radial de Santander etiquetada
como IEOS6 a lo largo de esta sección. También cruza la región de interés el ferry “Pride of Bilbao”
64
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
65
que cubre la ruta Southampton-Bilbao y pasa a 40 km de la estación IEOS6 dos veces a la semana
durante todo el año salvo un mes de parada invernal para mantenimiento. En este ferry se instaló
la primavera de 2002 un “FerryBox” por parte del centro oceanográfico de Southampton SOC. Un
FerryBox consiste en un equipo automático que incluye un termosalinógrafo y otros sensores con el
fin de medir varios parámetros del agua superficial del océano mientras el barco navega, para lo cual
utiliza un sistema de bombeo de flujo constante. Los datos se envían continuamente al laboratorio
en tiempo presente y de forma autónoma constituyendo un sistema operacional. Se utilizará la
serie temporal de registros del Pride of Bilbao promediados en una caja próxima a IEOS6 (figura
5.1) y que se denominará FBPoB. Además, como es lógico, la región está cubierta por satélites que
miden SST y otros parámetros, por lo que se incluirá también para las comparaciones de SST la
serie temporal generada a partir de la celda centrada en 44.5◦ N 3.5◦ W de la base de datos semanal
NOAA_OI_SST_V2, que está principalmente basada en datos de satélite. Se etiquetará como
OIRe02 (en referencia al artículo que lo describe, Reynolds et al., 2002). En la sección 3.2.3 hay
información adicional sobre FerryBox y sobre la base de datos NOAA_OI_SST_V2.
Existen numerosas herramientas estadísticas diseñadas para analizar tendencias y estacionalidad en señales del tipo de la SST. En un caso como éste sabemos que la estacionalidad está obligada
a obedecer exactamente el periodo de un año por lo que no es necesario emplear análisis espectral
para determinar las frecuencias de las señales. Con este tipo de registros un aproximación frecuente
consiste en generar un ciclo promedio, que se identifica con el ciclo estacional, y sustraerlo después
de la señal completa para obtener la tendencia (lineal o no) (Emery & Thomson, 2001), pero si
los datos no están muestreados uniformemente (equiespaciados) este procedimiento es inseguro.
Además el ciclo estacional promedio queda definido solamente para puntos discretos de muestreo
(por ejemplo meses). Si esperamos una variación suave, una buena aproximación consiste en asumir que los datos puede ser modelados por una señal periódica y opcionalmente por una tendencia
(lineal o no). El ajuste simultáneo de la tendencia y el ciclo estacional es necesario porque las
funciones armónicas no son ortogonales a la tendencia (supongamos lineal) y por tanto retirar
primero una de ellas independientemente daría un resultado final incorrecto. La señal periódica
puede ser aproximada (modelada) por armónicos a partir de la frecuencia fundamental anual con
una descomposición de Fourier, por ejemplo con el tiempo expresado en años decimales, más una
tendencia lineal. En este caso la expresión a aplicar es la siguiente:
f (t) = a0 + Bt +
∞
X
an sin(2πnt) + bn cos(2πnt),
(5.1)
n=1
con f (t) ≡ SST .
Tomar términos anuales y semianuales para el desarrollo por armónicos suele ser suficiente
para señales como la SST local. Los parámetros deben ser ajustados por un método de mínimos
cuadrados y la inclusión o exclusión de más parámetros en el ajuste se determina por tests estadísticos. La figura 5.2 representa tanto el ciclo estacional promedio como el mejor ajuste según
esta aproximación para la serie OIRe02 desde enero de 1981 hasta mayo de 2005. Dada la gran
cantidad de datos ambas curvas tienen un grado de solapamiento muy alto pero la construida a
partir de medias semanales mantiene su carácter poligonal. Si bien esta curva es un reflejo directo
del patrón de variación de los datos no se puede tomar como un ciclo medio climático tan “satisfactorio” (conceptualmente) como el que se consigue a partir del modelo. La construcción de un
ciclo medio a partir de la media de los datos de la serie SST de IEOS6 haría que el efecto poligonal
estuviese mucho más acentuado, pero además habría que someter a la serie a un proceso de inter-
5.1. CICLO ESTACIONAL EN SUPERFICIE
66
Bay of Biscay
48oN
200
2000
o
47 N
P. of Bilbao Tracks
Latitude
46oN
NOAA OI Grid
(OIRe02)
o
45 N
IEOS6
FBPoB
44oN
Santander
Bilbao
o
43 N
8oW
6oW
4oW
2oW
Longitude
Figura 5.1: Métodos de muestreo coincidentes en la región sureste del golfo de Vizcaya. IEOS6 es la estación número
6 del Radial de Santander, FPBoB es la serie temporal generada por los transectos del Pride of Bilbao al cruzar la
misma latitud de IEOS6 (±100 ) y OIRe02 es la serie temporal de la base de datos NOAA_OI_SST_V2 en la celda
centrada en 44◦ 300 N 003◦ 300 W.
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
67
OIR02 seasonal cycle
25
SST (ºC)
20
15
10
J
F
M
A
M
J
J
A
Month
S
O
N
D
J
Figura 5.2: Ciclo estacional de la serie OIRe02 (SST) a partir de datos comprendidos entre enero de 1981 y mayo
de 2005. Se presentan todos los datos (puntos negros), el ajuste dado por sus promedios semanales (azul) con su
desviación típica (gris) y el mejor ajuste según la ecuación 5.1 (rojo) utilizando los armónicos anual y semianual.
polación para generar registros equiespaciados que dependerían a su vez de un modelo conceptual
de variación (lineal, splines, etc.).
Evidentemente, la fuente de datos SST más ámplia y de mayor frecuencia de la zona es OIRe02,
al margen de los problemas asociados a las fuentes de los datos y su interpolación (Reynolds et al.,
2002). El ciclo estacional promedio se puede determinar de una manera muy precisa como se
muestra en la figura 5.2. El primer resultado del ajuste es la tendencia lineal que, como no podía
ser de otra manera, corrobora el extensamente conocido y documentado calentamiento de las aguas
superficiales del golfo de Vizcaya en las últimas décadas (Pingree, 1994; Koutsikopoulos et al., 1998;
Lavín et al., 1998; García-Soto et al., 2002; Planque et al., 2003); concretamente la tendencia en
el periodo 1981-2005 según OIRe02 es +0.024 ± 0.004(◦ C /año). Si sustraemos el ciclo estacional
de la señal obtenemos la serie de residuos, que permite identificar eventos específicos y anomalías
durante este periodo (figura 5.3b,d). Desde 2002 hasta 2005 las señales climáticas más conspicuas
documentadas en la zona fueron un verano muy frío en 2002 (entre los más fríos del registro), el
verano históricamente más caliente en 2003 que supuso una anomalía de más de dos grados en
algunos momentos y que estuvo asociado a la intensa ola de calor que afectó a Europa ese año
(Luterbacher et al., 2004), y el invierno de 2005, uno de los más fríos en 20 años (con una anomalía
un grado inferior al ciclo medio localizado precisamente en su parte menos abrupta y donde la
5.1. CICLO ESTACIONAL EN SUPERFICIE
68
varianza es menor). Todos estos eventos emergen como señales en la SST en la figura 5.3d entre
otros de menor duración como por ejemplo el retraso en la entrada de la primavera en 2004.
La serie de SST generada a partir de los perfiles de CTD en la estación IEOS6 describe aproximadamente el mismo ciclo estacional (figura 5.3e,g) aunque como esta serie comienza en 1993
los extremos del ciclo promedio están sesgados por el calentamiento generalizado en la zona (que
no ha sido retirado al hacer el ajuste) y ésta es la diferencia principal entre ambos ciclos, visible
en la figura 5.3i. Además el periodo de los 90 estuvo dominado por una tendencia más fuerte —
según la serie IEO6 se encuentra +0.049 ± 0.025(◦ C /año)—. IEOS6 nos da en principio la misma
información que OIRe02 (figura 5.3e-f), pero su esquema de muestreo (mensual pero no uniforme)
causa la pérdida de la variabilidad en escalas más cortas; por ejemplo el pico principal de la ola
de calor del verano de 2003 está submuestreado. Existen diferencias entre ambas series debidas a
la forma de tomar la medida. Un buque oceanográfico puede sesgar la señal de SST pues rompe la
estructura más superficial. Esto es especialmente notorio en periodos de calma cuando la estratificación alcanza la superficie del océano, o en invierno en el que existen pequeñas inversiones. La
estrategia de muestreo de un buque oceanográfico pequeño como el encargado de realizar el Radial
de Santander introduce un sesgo al muestrear en días propicios para la navegación (poco viento o
calma) mientras que el satélite introduce sesgo al muestrear sólo días sin cobertura nubosa. Los
registros de temperatura de los CTD son muy precisos mientras que en la serie OIRe02 pueden
aparecer distorsiones relacionadas tanto con la interpolación como con el algoritmo de conversión
de las señales de satélite. En el caso presentado la amplitud del ciclo medio de SST, 9◦ C, apenas
difiere en unas centésimas entre ambas señales.
Los registros generados por el Pride of Bilbao consisten en un continuo de datos a lo largo
de la misma ruta, la cual es reocupada en ambos sentidos dos veces por semana. Por tanto cada
posición es muestreada en intervalos de entre ocho horas y 3–4 días. Las series temporales FBPoB,
construidas como la SST promedio en cada pasada de la zona próxima a IEOS6 en la caja remarcada
en la figura 5.1, se muestran superpuestas a las series de OIRe02 y IEOS6 en la figura 5.4a. La serie
del ferry describe, como era de esperar una vez más, el mismo ciclo estacional que las anteriores
series aunque no hay suficiente cobertura temporal de registros para extraer ciclos medios ni menos
aún tendencias. También se observan los eventos excepcionales que se han comentado durante su
periodo de cobertura (2002–2004). Por lo tanto los datos FBPoB son una fuente independiente
para generar series temporales a lo largo de su ruta. Los datos del ferry añaden información en
una escala temporal que no es capturada ni por IEOS6 ni siquiera por OIRe02. En la figura 5.4b
se presenta una ampliación de la transición invierno-primavera del año 2004 en la que se observan
eventos abruptos de enfriamiento-calentamiento de la SST. La mayoría de ellos están claramente
correlacionados con el forzamiento de viento local (figura 5.4c) pero en otros no se observa con
tanta claridad esta relación y por lo tanto su explicación debe ser buscada en causas advectivas
locales.
Contrariamente a lo que ocurre con la SST, la salinidad superficial del océano (Sea Surface
Salinity SSS) no se mide en la actualidad por medio de satélites, aunque se están llevando a cabo
importantes esfuerzos hacia el desarrollo de sensores de medición conjunta de humedad y salinidad
bajo la misión SMOS1 (Berger et al., 2002; Font et al., 2004). La misión supone un reconocimiento
tácito de que la salinidad oceánica es una de las variables claves a monitorizar por su relevancia
en los modelos de circulación. No hay series públicas de largo término de SSS disponibles por
1 En http://www.cesbio.ups-tlse.fr/us/indexsmos se puede consultar acerca de la misión SMOS, Soil Moisture
and Ocean Salinity.
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
SST northwarth of Santander
25
a
20
15
10
1985
1990
1995
2000
2005
1985
1990
1995
2000
2005
2 b
0
−2
25
Anom (ºC)
OIR02 (ºC)
c
20
15
SST cycle (ºC)
10
02
20
03
04
05
06
2
d
0
−2
02
03
04
05
i
1995
2000
1995
2000
15
25
Anom (ºC)
IEOS6 (ºC)
g
20
15
10
02
03
04
05
06
2
06
25
e
20
15
10
2005
f 2
0
−2
Anom(ºC) IEOS6(ºC)
Anom(ºC) OIR02(ºC)
69
2005
h
0
−2
02
03
04
05
06
Figura 5.3: Comparación de las señales SST OIRe02 y IEOS6. a) Serie OIRe02 (negro) y promedio climatológico
del ciclo estacional a partir del mejor ajuste según la ecuación 5.1 (verde). b) Anomalía de SST OIRe02 (azul) a
partir del ciclo estacional. c) Igual que (a) para el periodo 2002-2006. d) Igual que (b) para el periodo 2002-2006.
e-h) Igual que (a-d) pero para la serie SST IEOS6; el ciclo medio se presenta en rojo y los residuos están calculado
en base al ciclo medio de OIRe02. i) Ciclos medios climatológicos de OIRe02 (verde) y IEOS6 (rojo).
5.1. CICLO ESTACIONAL EN SUPERFICIE
70
SST all sources. Period 2002−2005
25
(ºC)
a
20
15
03
04
SST all sources. Year 2004
Wind Fetch (km)
25
(ºC)
b
20
15
10
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
J
05
06
FBPoB SST and Wind Fetch. Year 2004
800
25
c
600
20
400
(ºC)
10
02
15
200
10
M
A
M
J
J
A
Figura 5.4: a) Comparación de señales SST de IEOS6 (rojo) y OIRe02 (gris) con FBPoB (azul) para el periodo
2002-2006. La línea discontinua gris es el ciclo medio climatológico. b) Igual que (a) para el año 2004. c) Datos de
FBPoB entre marzo y agosto de 2004 (negro) y recorrido acumulado de viento (rojo) a partir de los registros del
observatorio meteorológico del aeropuerto de Santander (Instituto Nacional de Meteorología).
lo que el patrón estacional sólo puede ser descrito a partir de los perfiles de CTD. La serie de
salinidad superficial se muestra en la figura 5.5. El principal rasgo cíclico que emerge de la serie
es el decaimiento veraniego de la señal y el máximo que se produce en el invierno. Se trata de un
comportamiento relacionado principalmente con la circulación superficial que a su vez responde al
patrón de viento que se ha indicado en las secciones 2.3 y 2.4 (figura 2.9, página 29), y por tanto
responde a una causa advectiva. Durante el invierno las corrientes superficiales predominantes del
W-SW transportan agua más salada hacia la región de muestreo. En primavera-verano los vientos
predominantes del N-NE transportan aguas ya de por sí menos salinas por su origen pero que
además han sufrido el efecto más o menos intenso del deshielo en los ríos franceses Loira y Garona.
La variabilidad interanual de la salinidad responde, en general, al régimen de precipitación menos
evaporación, más o menos correlacionado con el índice NAO (Pérez et al., 2000), y es bastante
mayor que el propio ciclo estacional. Lógicamente las anomalías de precipitación local también
influyen en la SSS. Como resultado de estos fenómenos el ciclo estacional de la salinidad es más
difuso, más difícil de tratar y sólo el primer armónico resulta significativo si lo ajustamos con el
modelo propuesto por la ecuación 5.1.
Finalmente en la figura 5.5 se muestra la serie temporal de SSS a partir de IEOS6 y se compara con FBPoB. La salinidad es un parámetro para el que se han desarrollado sensores menos
robustos que para la temperatura y su incorporación en sistemas automáticos presenta problemas,
principalmente ligados al recrecimiento biológico y a la suciedad de los aceites que flotan en el
mar. Como puede verse sólo durante el año 2003 el sistema Ferrybox fue capaz de dar resultados
satisfactorios. En la zona del radial de Santander y durante el periodo de coincidencia entre IEOS6
y FBPoB los años 2002 y 2003 ocurrió un patrón anómalo consistente en dos caídas de salinidad
en ambos años. Además de la caída usual del verano hubo una caída extraordinaria entre finales
del invierno y comienzo de primavera cuyas causas son una compleja combinación de la interacción
local atmósfera océano y advección.
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
PSS78 (unitless)
PSS78 (unitless)
71
SSS IEOS6
36
a
35.5
35
34.5
34
1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006
SSS IEOS6 and FBPoB (+)
36
b
35.5
35
34.5
34
2002
2003
2004
2005
2006
Figura 5.5: a) SSS a partir de la serie IEOS6 (rojo) y su ciclo anual a partir de la ecuación 5.1 considerando un sólo
armónico (gris). b) Comparación de SSS IEOS6 y SSS FBPoB durante el periodo 2002-2005.
5.2.
Ciclo estacional de la estructura superficial del océano
El océano se encuentra en constante interacción con la atmósfera, intercambiando fundamentalmente calor y agua pero también materiales (básicamente sal marina) a través de su superficie
y estableciendo de este modo mecanismos de retroalimentación que influyen poderosamente en el
funcionamiento de todo el sistema climático. La superficie del océano supone por lo tanto el enlace
entre la zona profunda, donde las tasas de variación son relativamente lentas, y la atmósfera. El
nexo de unión entre ambos son los forzamientos meteorológicos (radiación solar, viento, precipitación, etc.) que unidos a los gradientes atmósfera-océano son los causantes de los flujos de agua y
calor que determinan la estructura de capa más superficial del océano (Cronin & Sprintall , 2001).
Se conoce como “capa de mezcla” a la parte superior de la superficie del océano donde la
actividad de intercambio atmósfera-océano genera turbulencia superficial, que a su vez causa que
el agua se mezcle y se haga verticalmente uniforme en temperatura y salinidad, y por tanto en
densidad. La capa de mezcla es la zona homogénea que está sometida a la influencia directa con la
atmósfera o, equivalentemente, la capa del océano que está intercambiando activamente materia y
energía con la atmósfera. Según esto, la capa de mezcla superficial debería determinarse a partir
de los perfiles de turbulencia (energía cinética turbulenta) y vendría dada por la posición en que
su valor decae bruscamente (Brainerd & Gregg, 1995). En este sentido estos autores distinguen
entre Mixed Layer (capa de mezcla) y Mixing Layer (capa en proceso de mezcla) siendo ésta
última la que se determinaría por medio de perfiles de turbulencia.2 Las medidas de turbulencia
oceánica son en la actualidad técnicamente problemáticas y, aunque a lo largo de los últimos años
se han desarrollado equipos semiautomáticos para su medida directa, aún no estan extendidos y
mayormente se utilizan los perfiles de temperatura y salinidad como referencia (refiriéndose por
tanto a la Mixed Layer según la distinción de Brainerd & Gregg). La profundidad de ambas capas
no suele coincidir ya que una vez que cesa el forzamiento externo el decaimiento de la turbulencia es
más rápido que la generación de una estratificación por causa de la difusión (Kara et al., 2000). Las
2 Lo
que realmente se mide es la Energía Cinética Turbulenta (Turbulent Kinetic Energy TKE).
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
72
determinaciones más generalizadas de “profundidad de capa de mezcla” (Mixed Layer Depth MLD)
y a las que se hará referencia a lo largo de la presente sección son aquéllas que se identifican con
la parte homogénea superficial del perfil termohalino y se pueden interpretar como la profundidad
alcanzada recientemente por la mezcla turbulenta. Otras propiedades como el oxígeno disuelto y
los nutrientes también se ven homogeneizados por la turbulencia superficial, pero a su vez también
evolucionan por efecto de la actividad biológica, y presentan estructuras en la capa de mezcla
definida por el campo termohalino, lo cual provoca incertidumbres a la hora de utilizarlas para
calcular la MLD. Recientemente se han propuesto esquemas alternativos como la utilización de
perfiles de extinción de luz para determinar la MLD (Zawada et al., 2005).
En latitudes medias la estructura superficial del océano puede describirse de forma aproximada
como: una capa de mezcla, conectada a una capa moderadamente estratificada (termoclina/picnoclina permanente), a través de una capa estacional de estratificación fuerte (termoclina/picnoclina
estacional) (Sprintall & Cronin, 2001). Como en la mayor parte de los océanos mundiales el ciclo
anual de densidad superficial está controlado principalmente por la temperatura, se hablará a lo
largo de esta sección indistintamente de perfiles de temperatura o de densidad sin perder la generalidad. En ciertas áreas como las zonas costeras o de plataforma, o en regiones tropicales, la
salinidad compite y en ocasiones domina sobre la temperatura en el control de la densidad y puede
ser el parámetro que defina la capa de mezcla. Bajo la termoclina (picnoclina) permanente encontramos una vasta zona en la que los gradientes son muy débiles (véase por ejemplo el diagrama θS
en la figura 2.3).
La capa de mezcla tiene importancia no sólo desde el punto de vista de la interacción atmósferaocéano sino también para muchas de las disciplinas de la oceanografía. La convección profunda
que da lugar a la renovación de las masas de agua del océano global es en realidad un fenómeno de
desarrollo de la capa de mezcla en lugares muy concretos (las zonas polares y regiones concretas
de algunos mares interiores, como el golfo de Lyon o el mar Adriático en el Mediterráneo). La
descripción precisa de la capa de mezcla y su desarrollo son también importantes desde el punto
de vista de la biogeoquímica, puesto que determinan los flujos de compuestos químicos entre las
zonas profundas y la superficie. En consecuencia el asunto también tiene una gran influencia en
la biología marina; al finalizar el invierno toda la columna de agua se encuentra homogeneizada
incluyendo los compuestos químicos necesarios para el crecimiento del fitoplancton (los nutrientes).
Al aumentar las horas de luz a principios de primavera y aparecer los primeros periodos de calma el
fitoplancton crece de manera frenética (lo que se conoce como un bloom y concretamente el bloom
de primavera). Esto a su vez desencadena todo tipo de respuestas biológicas a lo largo de la cadena
trófica. Llegado el verano la termoclina estacional supone una barrera física que impide renovación
de aportes de nutrientes desde la parte inferior del océano por lo que una vez consumidos los de la
zona con mayor incidencia de luz (zona fótica), se produce una ralentización e incluso detención
de la producción primaria. Durante el otoño y el invierno toda la columna de agua se vuelve a
mezclar con las capas profundas a la vez que va cediendo calor a la atmósfera cerrando así el ciclo
anual. En otoño es típico un segundo crecimiento del plancton más débil que el de primavera.
La definición de capa de mezcla dada al principio de la sección es simplemente una idea conceptual, al margen de la advección que pueda haber en una localización dada. La homogeneización
de la capa superficial es un proceso que ocurre en pulsos, asociados a eventos de viento fuerte en
combinación con la variaciones de la temperatura del aire (dominada por su ciclo estacional) y
con el régimen de precipitación menos evaporación. Todos los factores tienen una gran variabilidad
asociada a la mesoescala meteorológica (3–6 días). Por ello la estructura superficial del océano
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
73
σθ (kg m−3)
Sal.
35
0
35.2
35.4
35.6
35.8
36
24
0
25
26
Oxi. (ml l−1)
27
28
4.5
0
50
50
100
100
100
5.5
6
6.5
Pre.(dbar)
50
5
150
10
15
Temp. (ºC)
20
150
24
150
25
26
27
28
0
1
2
3
Flu. (arbitario)
4
Figura 5.6: Perfil medido frente a Santander en la estación 8 del Radial el 1 de septiembre de 2003 y que ilustra
una situación típica de la capa de mezcla prácticamente coincidente con un modelo idealizado. Izda: Temperatura
(negro) y salinidad (rojo). Centro: Densidad Potencial. Dcha: Oxígeno disuelto (azul) y Fluorescencia (verde). En
este caso la capa de mezcla está dominada por la temperatura y bajo ella se produce la mayor actividad biológica.
puede ser muy compleja y distar mucho de que la que se presenta en la figura 5.6. En nuestra
zona de trabajo es común observar configuraciones diversas: inversiones térmicas tras periodos de
calma en invierno, incipientes capas de mezcla muy someras al principio de la primavera que son
destruidas en pocos días (en ocasiones coinciden en el tiempo con la capa de mezcla profunda que
se ha venido desarrollando durante el otoño anterior), restos de una capa de mezcla anterior que no
ha decaído aún por difusión (capas fósiles), tras lluvias intensas y persistentes durante periodos de
calma se puede observar una pequeña capa de mezcla controlada por la salinidad (este fenómeno
es mucho más común en zonas tropicales), en plataforma es frecuente encontrar capas de mezcla
creadas por cuñas de baja salinidad, etc. Un análisis sobre la variedad de estructuras que se puede
observar en la superficie del océano ha sido llevado a cabo por Sprintall & Roemmich (1999) con
bastante detalle.
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
74
Debido a estos factores, no hay una definición precisa y unívoca (con expresión matemática) de
profundidad de capa de mezcla MLD. De la simple observación de un perfil un analista decide cuál
es la capa de mezcla principal con la que etiquetar el perfil y cuáles son las estructuras secundarias
(capas fósiles, inversiones, intrusiones, etc.). Esta decisión se toma en casos dudosos en función
de lo que el propio observador espera encontrar (lo que se ha observado en estaciones adyacentes,
en que periodo del año nos encontramos, etc.). Si bien durante el verano, cualquier investigador
coincidiría en determinar visualmente la misma capa de mezcla, durante el periodo de transición
invierno-primavera esto se convierte en un asunto mucho más subjetivo.
Por ello es complicado dar una definición matemática objetiva, genérica y satisfactoria de capa
de mezcla y MLD para un perfil hidrográfico cualquiera. Sin embargo tal definición es deseable
para evitar un componente subjetivo en cualquier trabajo que extraiga conclusiones a partir de, por
ejemplo, un ciclo estacional de la profundidad de la capa de mezcla, y el procedimiento además debe
ser completamente reproducible por otros investigadores. Un caso similar y mucho más extendido
en el que se ilustra la necesidad de utilizar procedimientos de análisis unívocos es el desarrollo
de técnicas enfocadas a la representación de campos espaciales a partir de medidas discretas.
Antiguamente las isolíneas eran dibujadas a mano alzada por los investigadores o técnicos (análisis
subjetivo) pero, primero en meteorología y luego por extensión en oceanografía, se desarrollaron
técnicas de interpolación que se agrupan bajo la definición de análisis objetivo.
Existen varias definiciones objetivas de profundidad de capa de mezcla que se ha venido utilizando de manera rutinaria en trabajos científicos. Recopilaciones detalladas se puede encontrar
en varios trabajos (Kara et al., 2000; Thomson & Fine, 2003; Montegut et al., 2004) de los cuales
se ha tomado parte de la información contenida en la tabla 5.1 y que se comentará en la sección
siguiente. A lo largo de la presente sección se presentará un nuevo método desarrollado como parte
de este trabajo para caracterizar, no sólo la MLD, sino también la topología del perfil. Se aplicará
además, a modo de comparación, diferentes definiciones objetivas de capa de mezcla recopiladas
de la literatura.
5.2.1.
Definiciones de capa de mezcla
Podemos clasificar los métodos objetivos para definir la capa de mezcla en tres grandes grupos:
métodos de umbral (threshold ), métodos integrales y métodos basados en el mejor ajuste a una
forma funcional de los perfiles; en los últimos se distinguirá en base a si las funciones escogidas son
lineales o no lineales.
5.2.1.1.
Métodos de umbral (threshold) o gradiente (TH)
La primera idea que surge al analizar el problema es establecer bien un umbral en el gradiente de
la densidad (o de la temperatura), o bien una diferencia limite con respecto al valor de superficie.3
La posición en la que el valor en el perfil o de su gradiente sobrepasa el umbral por primera vez
se toma como MLD (denotaremos a este conjunto de métodos como TH). Debido a su simplicidad
es el método más extendido y funciona bastante bien cuando la capa de mezcla o la termoclina
3 Generalmente muchos autores toman una profundidad varios metros bajo la superficie para evitar los efectos
más superficiales cuya escala temporal de variación es muy corta.
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
75
estacional están bien definidas. Un conjunto de valores que han sido tomados típicamente en la
bibliografía son los siguientes:4
∆T = 0.01 − 1 (◦ C),
∆σθ = 0.01 − 0.15 (kg m−3 ),
∂σθ /∂z = 0.01 − 0.05 (kg m−4 ).
(5.2)
Recientemente Kara et al. (2000) han refinado el método threshold estableciendo, en primer
lugar, un conjunto de regiones cuasi-homogéneas basadas en la comparación de diferencias entre
pares de profundidades, convirtiendo el perfil original en una función escalonada de trozos homogéneos. De esta forma se puede establecer el valor de referencia en la base de la zona homogénea
(en vez de respecto de la superficie) respecto a la cual calcular la profundidad de la capa de mezcla.
El funcionamiento de este método se ilustra en la figura 5.7. A partir de ahora denotaremos por
K2000 a este algoritmo.
Fijada una profundidad de referencia (toman 10 m), se fija un valor de salto ∆T para la
temperatura y se buscan zonas homogéneas definidas como pares de profundidades consecutivas
(hn ; hn+1 ) tales que su diferencia de temperatura no exceda la décima parte del salto total (Tn −
Tn+1 ) < ∆T /10. Con el nuevo perfil escalonado se calcula la capa isoterma (Isothermal Layer
Depth, ILD) igual que en el algoritmo TH simple. A continuación se calcula el salto equivalente para
la densidad en base a la ecuación de estado del agua de mar, ∆σθ = σθ (T + ∆T, S, P ) − σθ (T, S, P ),
aplicada en superficie P = 0, y a partir de ∆σθ se aplica el algoritmo sobre el perfil original de
σθ para calcular la MLD.5 Según los autores este método se aproxima más que los algoritmos TH
a la solución que resultaría de la inspección visual del perfil y además da resultados satisfactorios
en perfiles de menor resolución que los que corresponden a los CTDs modernos. Tras aplicar su
algoritmo a perfiles provenientes de climatología y de series temporales en distintas zonas distintas
y para distintas épocas del año, los autores consideran que los mejores resultados se consiguen con
un salto de temperatura de ∆T = 0.8◦ C.
5.2.1.2.
Método Integral (ID)
El Método Integral considera el perfil completo en vez de comenzar la búsqueda desde la
superficie. El método fue introducido por Price et al. (1986) quién utilizó el término Trapping
Depth (DT ) o Integral Depth (ID) en vez de capa de mezcla. Fijada una referencia en una zona
profunda muy por debajo de la capa de mezcla zb y siendo za la profundidad de la que se parte
(za = 0 o un valor próximo para evitar los efectos superficiales), DT se calcula
como la profundidad
Rz
del valor medio del perfil de la anomalía de temperatura DT = (∆T )−1 zab T (z)dz. El análogo para
la densidad se puede expresar como Dσθ = (zb − za )(σθb − σ¯θ )/(∆σθ ), siendo σ¯θ el valor medio
de σθ en el perfil (véase por ejemplo Freeland et al., 1997). El parámetro calculado por el método
integral es más representativo de la profundidad media de la termoclina estacional que de la MLD
tal como ha sido señalado por Thomson & Fine (2003).
4 Véase
también la Tabla 5.1 en la página 84.
es su artículo la distinción entre ILD y MLD es precisa, se utilizará el término MLD de forma genérica
para referirnos indistintamente a la capa de mezcla determinada por el perfil de temperatura o salinidad siempre
que no haya lugar a confusión.
5 Aunque
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
K2000 MLD
0
0
10
10
20
20
30
30
40
40
Pres (dbar)
Pres (dbar)
K2000 ILD
50
60
50
60
70
70
80
80
90
90
100
10
15
20
Temp (ºC)
76
25
100
24
25
26
27
−3
σθ (kg m )
28
Figura 5.7: Ilustración de funcionamiento del método K2000 para un perfil típico de verano. No se trata del perfil
de figura 5.6 porque se ha decidido escoger uno en el que la transformación a escalones sea muy evidente y comience
a producirse por encima de la capa de mezcla. En todo caso la aplicación de K2000 al perfil con el que se comenzó
el capítulo puede verse en la figura 5.13 junto con otros.
5.2.1.3.
Métodos basados en el mejor ajuste a una forma funcional de los perfiles
Estos métodos son más complejos que los anteriores y han sido menos utilizados. Para compensar el mayor esfuerzo de programación es necesario que supongan una mejora real a los métodos
anteriores. Al igual que el método ID, éstos también necesitan de todo el perfil sobrepasando con
cierto margen la capa de mezcla para poder ser aplicados. A continuación se mostrarán varios
ejemplos de estos métodos. El algoritmo desarrollado en el presente trabajo pertenece también a
este grupo.
5.2.1.3.1. Formas funcionales lineales I. Ajuste a una función salto (Método SF)
La forma funcional más simple a la que podemos pretender ajustar un perfil es, obviamente, una
función escalón y en este caso existe además una solución analítica si el ajuste se hace por mínimos
cuadrados. La función a ajustar será
½
σθa si za 6 z < D,
f (z) =
(5.3)
σθb si D 6 z < zb ,
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
77
y la capa de mezcla D verifica
1
F (D) = σθ (D) −
2
"R D
za
σθ (z)dz
D − za
R za
+
σθ (z)dz
zb − D
D
#
= 0,
(5.4)
donde se han asumido perfiles de densidad. La expresión resultante no proporciona la MLD de
forma explícita sino que requiere la solución numérica de la ecuación integral (5.4). Esta expresión
ha sido usada por Freeland et al. (1997) para determinar tendencias a largo plazo en máximas
profundidades de la capa de mezcla en el Pacífico norte.
5.2.1.3.2. Formas funcionales lineales II. Ajuste a una poligonal de tres rectas (Método 3LF)
El objetivo es determinar el mejor ajuste del perfil experimental a una poligonal continua de
tres rectas: la primera de ellas es una recta vertical que representa la zona homogénea, la segunda
la termoclina estacional, y la tercera la termoclina permanente. Puesto que los puntos de unión de
las rectas son también parámetros del ajuste el problema es no lineal y no hay solución analítica.
Esta aproximación fue discutida por Papadakis (1981) y salvo error en la búsqueda bibliográfica
no ha sido utilizada en más ocasiones hasta el momento. En su artículo original, el autor buscaba
un algoritmo genérico para hallar el mejor ajuste de un conjunto de datos experimentales por un
número prefijado de rectas u otras curvas de tal manera que las intersecciones no fueran conocidas a
priori. En su momento, asumió que su solución debería converger al mejor resultado de un método
combinatorio (aquél en el que se hace una búsqueda exhaustiva de todos los resultados posibles), y
de hecho se basó en los métodos combinatorios para comprobar la destreza de su algoritmo. Dado
el desarrollo de la Informática en aquel momento la aplicación práctica de métodos combinatorios
era inviable en casos reales de perfiles hidrográficos. En su artículo, el autor desarrolló un método
basado en los ajustes clásicos por mínimos cuadrados pero añadiendo consideraciones estadísticas
para resolver el problema de la falta de continuidad de la derivada primera en los puntos de unión.
Denominó a su algoritmo SENT (Statistically Extended Newton-Taylor ). Puesto que hoy en día el
tiempo de computación para resolver un perfil típico (promediado a intervalos de un metro) ha
dejado de ser un problema práctico, se aplicará el método combinatorio a nuestra serie de perfiles
para que sirva de referencia al nuevo método que se ha desarrollado y por su interés histórico.
Dado el perfil experimental zi , ti y la función de ajuste

si
z 6 D1 ,
 a1
a2 + b2 z si
D1 < z 6 D2 ,
f (z) =

a3 + b3 z si
z > D2 ,
(5.5)
para cada pareja posible {D1 , D2 } se calcula en primer lugar el ajuste sobre la capa de mezcla D1
n
P
a1 =< t1 >=
i
ti
∀i t.q. zi 6 D1 ,
(5.6)
a2 = a1 − b2 D1 ⇒ f = a1 + b2 (z − D1 ),
(5.7)
n
,
por continuidad en z = D1 :
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
78
Definiendo Y2 = f − a1 , Z2 = z − D1 , se obtiene directamente la ecuación de ajuste por mínimos
cuadrados a una recta forzada a pasar por el origen Y2 = b2 Z2 , cuya solución es:
P
Y2i Z2i
b2 = iP 2 .
(5.8)
Z2i
i
de la misma manera, de la continuidad en z = D2 se obtiene:
a3 = a2 + b2 D2 − b3 D2 ⇒ f = a2 + b2 D2 + b3 (z − D2 ),
(5.9)
que al igual que en caso anterior proporciona b3 a partir de los cambios de variable Y3 = f −a2 −b2 D2
y Z3 = z − D2 y la resolución de Y3 = b3 Z3 .
El algoritmo anterior se ha probado con un código implementado en Matlab™ (un programa
interpretado y por lo tanto mucho menos eficiente que si el mismo algoritmo estuviese compilado
en Fortran por ejemplo). El tiempo de máquina ha estado en torno a 12 segundos de ejecución
para un perfil típico de 300 m en un Pentium™ IV con 256 MB de memoria RAM. El número total
de ajustes sería de 4500 y se selecciona como bueno aquél que tiene menor error cuadrático medio.
Aunque el algoritmo original de Papadakis afina los puntos de corte a cualquier valor entre dos
datos experimentales no parece necesario resolver el perfil por debajo de su propio intervalo de
muestreo. De todos modos, aplicar un método combinatorio considerando un número razonable de
subdivisiones en cada metro tampoco resultaría computacionalmente un problema.
5.2.1.3.3. Formas funcionales lineales III. Algoritmo Split and Merge (SM)
Recientemente, Thomson & Fine (2003) han desarrollado un algoritmo para ajustar el perfil a
un número en principio indeterminado de segmentos (que reducen a rectas), cuyos cortes deben
corresponder a cambios en la topología de la curva. Por lo tanto el extremo inferior del más
somero de los segmentos será la profundidad buscada de la capa de mezcla. En su desarrollo
normalizan siempre el perfil a una rango de valores [0, 1] y el resultado final del ajuste en más o
menos segmentos depende también de un error cuadrático medio prefijado ε. Tras varias pruebas
consideran como óptimo un valor ε = 0.01 que proporciona resultados comparables a los métodos
TH para ∆σθ = 0.03 kg m−3 . Su trabajo está basado otros previos de Pavlidis & Horowitz (1974)
desarrollados para la segmentación de curvas, originalmente aplicados a electrocardiogramas, y que
han supuesto una base para diversas técnicas de análisis de imagen.
No se ha podido reproducir con certeza el algoritmo SM puesto que el método preciso de ajuste
en los puntos de unión no se especifica en su artículo y podría aplicarse toda una familia de
métodos. En su artículo Thomson & Fine establecen que el objetivo es “. . . determinar el mínimo
número de segmentos n de tal manera que el conjunto de puntos S se divida en n subconjuntos
S1 , S2 , · · · , Sn donde, para cada uno de ellos, los puntos se aproximan por un polinomio lineal de
la forma φk (z) = ak + bk z, k = 1, 2, · · · , n, con un error menor que una cantidad prescrita ε y
donde los coeficientes son aproximados por mínimos cuadrados . . . ” Tal y como está planteado el
ajuste obligando a que el error prefijado sea minimizado en cada tramo independientemente, la
MLD estará limitada por el número máximo de puntos desde la superficie que, ajustados a una
recta vertical, mantengan su error cuadrático bajo dicho límite. Se ha optado por programar una
versión SM que busque la minimización del error globalmente (buscar el mínimo número de tramos
que hagan posible un ajuste donde el error global ε sea menor que una cantidad preestablecida).
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
79
SM MLD
0
10
10
20
20
30
30
40
40
Pres (dbar)
Pres (dbar)
SM ILD
0
50
60
50
60
70
70
80
80
90
90
100
10
15
20
Temp (ºC)
25
100
24
25
26
27
−3
σθ (kg m )
28
Figura 5.8: Ilustración de funcionamiento del método SM para el perfil típico de verano mostrado en la figura 5.6.
No se entrará en los detalles del algoritmo SM ya que no es el objetivo de este trabajo pero un
ejemplo de aplicación puede verse en la figura 5.8.
5.2.1.3.4. Formas funcionales no-lineales
Por último, se encuentran pocos ejemplos en la literatura del uso de funciones no lineales para
representar perfiles oceánicos. Una aplicación ha sido propuesta por Chu et al. (1997), quienes
consideraron por primera vez segmentos curvos (parabólicos). Representaron el perfil de temperatura como una estructura de seis capas relacionadas con las tres partes principales del perfil (capa
de mezcla, termoclinas estacional y permanente —representadas por segmentos rectos— y las dos
zonas de transición que las conectan —representadas por dos troncos de parábola—). El sistema
tiene 20 parámetros y 10 ligaduras (a partir de la continuidad del perfil y su gradiente en los
puntos de enlace), y por tanto quedan 10 parámetros para ajustar. Los autores propusieron, para
calcular la solución, un algoritmo iterativo que comienza con un conjunto arbitrario de parámetros
(considerados razonables para representar un perfil tipo) y examina todas las posibles soluciones
que emergen como combinaciones de pequeñas perturbaciones de todos los parámetros. La mejor
solución en términos de minimización de una norma cuadrática RMS (Random Mean Squared ) se
utiliza como punto de comienzo para cada nueva iteración. El proceso continúa hasta alcanzar un
criterio RMS global predefinido o superar un número de iteraciones. Esta forma de búsqueda se
conoce como un proceso Iterated Hill-Climbing 6 (véase, por ejemplo, Michalewicz & Fogel , 2004)
y converge a un mínimo local. Este modelo paramétrico se adaptó posteriormente a casos en los
6 Subida
iterada.
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
80
que los perfiles divergían mucho del patrón típico debido a señales advectivas (Chu et al., 1999).
En otra aplicación de su modelo introducen el uso de una exponencial decreciente para representar
la termoclina permanente (Chu et al., 2000).
Más recientemente, para el propósito de determinar la MLD, Zawada et al. (2005) han propuesto
el mejor ajuste del perfil a una función error (p.ej., la ecuación (5.11) en la página 86) centrada en la
capa de mezcla con un parámetro libre que determina su pendiente. En este caso el perfil completo
se representa por una sola función en vez de segmentos diferentes unidos en los puntos clave.
Los autores buscan la mejor solución por medio de un algoritmo Simmulated Annealing 7 (véase,
por ejemplo, Michalewicz & Fogel , 2004). Este procedimiento incluye un criterio probabilístico
dependiente del tiempo en las reglas de reemplazo de soluciones por otras nuevas lo que le hace
capaz de escapar de mínimos locales.
5.2.2.
Algoritmo “SHDR” (Sharp Homogeneisation–Diffussive Retreat).
Premisas y desarrollo
Si echamos un vistazo a la secuencia de los perfiles correspondientes a la estación 6 del Radial de
Santander (por ejemplo en las figuras 5.22–5.27) observamos que casi todos presentan la estructura
tipo que se ha descrito: capa de mezcla y termoclina estacional decayendo suavemente hacia la
termoclina permanente. Sin embargo la forma del perfil presenta diferentes patrones: la transición
entre la capa de mezcla y la termoclina a veces es suave y otras es abrupta mostrando un ángulo
acusado en el punto de enlace. La termoclina estacional a veces se asemeja a una exponencial y otras
parece lineal haciendo que el perfil completo se asemeje a una función error. Todos los métodos
descritos hasta el momento persiguen un criterio práctico objetivo que permita la determinación
de la capa de mezcla y los que se agrupan en el bloque 5.2.1.3 intentan además ofrecer cierta
información acerca de la forma funcional del perfil completo. Sin embargo, ninguno de los métodos
analiza cuál debe ser, en base a la física subyacente del sistema, la forma funcional óptima a la
que se debería ajustar un perfil típico con una capa de mezcla. Simplemente se asumen formas
funcionales que se parecen a los perfiles según el observador, si descartamos aquellos perfiles con
estructuras anómalas (dobles capas, cuñas advectivas, etc.) todos ellos se adaptan bien a algunos
perfiles pero no a otros.
Cuantificar el proceso de desarrollo de la capa de mezcla, incluyendo su velocidad de propagación, es un problema acoplado de interacción atmósfera-océano y difusión turbulenta de gran
complejidad. Una descripción detallada del fenómeno y las ecuaciones que lo gobiernan se puede
encontrar en Kantha & Clayson (2000). Si además queremos reproducir la forma funcional de los
perfiles por encima y por debajo de la capa de mezcla hemos de utilizar un modelo numérico. A
pesar de la complejidad de las ecuaciones que gobiernan la evolución de la estructura superficial
del océano, podemos considerar que la forma de la termoclina está básicamente determinada por
una interacción de difusión turbulenta. Sin embargo, si está ocurriendo convección profunda la
MLD se profundiza bruscamente destruyendo la forma de la termoclina preexistente. Basándonos
en esta idea conceptualmente simple se busca una forma funcional coherente con los perfiles para,
dado el mejor ajuste de una serie de perfiles con esas condiciones, parametrizar adecuadamente su
evolución.
7 Se traduciría por “enfriamiento simulado” y es un algoritmo que imita numéricamente un proceso de enfriamiento
molecular.
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
81
Método Threshold o Gradiente
Thompson, 1976
∆T = 0.2 ◦ C
Miller , 1976
∆σθ = 0.125 kg m−3
Lamb, 1984
∆T = 1 ◦ C
Martin, 1985
∆T = 0.1 ◦ C
Peters et al., 1988
∆σθ = 0.01 kg m−3
Rao et al., 1989
∆T = 1 ◦ C
Lewis et al., 1990
∆σθ = 0.13 kg m−3
Schneider & Muller , 1990
∆σθ = 0.01 − 0.03 kg m−3
Spall , 1991
∆σθ = 0.125 kg m−3
Sprintall & Tomczak , 1992
∂σθ /∂T = 0.5 kg m−3 (◦ C)−1
Huang & Russell , 1994
∆σθ = 0.125 kg m−3
Wijffels et al., 1994
∆σθ = 0.01 kg m−3
Kelly & Qiu, 1995
∆T = 0.1 ◦ C
Brainerd & Gregg, 1995
∆σθ = 0.05 − 0.5 kg m−3
Obata et al., 1996
∆T = 0.5 ◦ C
Ohlmann et al., 1996
∂σθ /∂T = 0.5 kg m−3 (◦ C)−1
Weller & Plueddemann, 1996
∆T = 0.01 ◦ C ó ∆σθ = 0.03 kg m−3
Wijesekera & Gregg, 1996
∆σθ = 0.01 kg m−3
Smyth et al., 1996a,b
∆σθ = 0.01 kg m−3
Sprintall & Roemmich, 1999
∆T = 0.1 ◦ C
Skyllingstad et al., 1999
∆σθ = 0.01 kg m−3
Spall et al., 2000
∆T = 0.5 ◦ C
Foltz et al., 2003
∆T = 0.5 ◦ C
Suga et al., 2004
∆σθ = 0.125 kg m−3
Ohno et al., 2004
∆σθ = 0.125 kg m−3
Montegut et al., 2004
∆T = 0.2 ◦ C ó ∆σθ = 0.03 kg m−3
Método Threshold Modificado
Kara et al., 2000, 2003
∆T = 0.8 ◦ C
∆σt = σt (T + ∆T, S, P ) − σt (T, S, P )
Price et al., 1986
Freeland et al., 1997
Método Integral
zb ∼ 200 − 500 m
zb = 300 m
Métodos de Ajuste a una forma prefijada
Freeland et al., 1997
Función Escalón zb = 300 m
Papadakis, 1981
Ajuste a poligonal de 3 tramos
Thomson & Fine, 2003
Algoritmo Split and Merge ε = 0.01
Chu et al., 1997
Ajuste a 3 segmentos rectos y 3 parabólicos
Chu et al., 2000
Ajuste a 2 segmentos rectos y una exponencial
Zawada et al., 2005
Ajuste a una función error
Tabla 5.1: Diferentes estrategias y criterios numéricos utilizados para la determinación de la capa de mezcla.
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
5.2.2.1.
82
Consideraciones teóricas sobre el fenómeno
Como se ha dicho, en ausencia de procesos advectivos o convección intensa, el modelo conceptual más simple que podemos asumir para la capa de mezcla es una situación de difusión pura
(evidentemente la constante de difusión asociada será turbulenta y dependerá de la profundidad).
Se hará por tanto la aproximación de que la termoclina permanente y estacional se identifican
respectivamente con la solución estacionaria y diferentes transitorios de la ecuación de difusión.
La interacción atmósfera-océano controla la entrada y la salida de calor por el extremo superior
del sistema y la energía cinética turbulenta en la capa de mezcla definen la extensión de la propia
capa de mezcla. Bajo eventos de mezcla intensa con fuerte avance de la MLD el sistema no estará
gobernado por difusión, pero esto no es relevante para la búsqueda de la forma del perfil. Cuando
la mezcla turbulenta hace que la MLD avance o se mantenga estacionaria la temperatura en la
MLD actúa como condición de contorno para la termoclina permanente que siempre se encuentra
en una situación transitoria. En cuanto el forzamiento cesa y el mezclado turbulento se retrae,
comienza la reestratificación y la MLD se retrae a su vez como una parte del proceso de difusión, el
cual estará sujeto a una nueva condición inicial definida por la posición y el valor de la nueva capa
de mezcla. Basándonos en esto se explorarán varias soluciones analíticas de la ecuación de difusión
unidimensional para la temperatura Tt − KTzz = 0, mostrando casos simplificados que pueden ser
asociados conceptualmente a situaciones simplificadas en el sistema capa de mezcla-termoclina. El
ejemplo típico al analizar la ecuación de difusión es la de una barra semiinfinita.
1. Difusión pura para un pulso más relajación.
Supongamos que se introduce un pulso finito de calor en el sistema, matemáticamente una
delta de Dirac T(z0 , t0 ) = δ(z − z0 ), y se deja evolucionar únicamente por difusión.8 La
solución es una curva gaussiana T(z, t) ∝ exp(−αz 2 ), donde α ∝ √1Kt . Curvas similares a las
gaussianas se observan para las termoclinas en muchas ocasiones y su interpretación sería la
de un perfil que evoluciona puramente por difusión y en el que por tanto la capa de mezcla se
estaría degradando (o erosionando según una traducción poco afortunada pero muy frecuente
del inglés).
2. Avance repentino de la MLD.
El desarrollo de la capa de mezcla se produce en eventos fuertes o pulsos que hacen avanzar
el frente (la MLD) bruscamente. Es un fenómeno del tipo de las ondas de choque que van
progresando a la par que eliminan las estructuras anteriores a su paso. Si a una situación
en la que hay una termoclina estabilizada (tipo gaussiana) ocurre un evento de desarrollo
brusco de la capa de mezcla (por ejemplo dos o tres días de vientos muy fuertes) el resultado
final será una zona homogénea por encima de la nueva capa de mezcla con una temperatura
inferior al promedio de la capa antes del evento (puesto que mucho calor se habrá fugado a la
atmósfera) y la parte inferior será simplemente el resto de la gaussiana (la parte no afectada)
que previamente tenía su origen en una posición más somera. Un desplazamiento abrupto del
contorno en una magnitud B, es decir, z → z + B modificará la solución
T(z + B, t) ∝ exp(−α(z + B)2 ) ≡ exp(−αB2 ) exp(−αz 2 − αBz)
(5.10)
El resultado es un producto de una exponencial decreciente y una gaussiana que, para el
caso en que el desplazamiento haya sido relativamente grande (B grande) queda dominado
8z
0
se corresponde con la capa de mezcla D.
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
83
por la exponencial decreciente. La mayor parte de los perfiles presentan visualmente una
forma de exponencial decreciente, es decir, correspondientes a una situación de avance. Esto
es coherente con el hecho de que la capa de mezcla comienza en superficie a principios de
primavera y se profundiza a lo largo de todo el año aunque especialmente a partir del otoño.
3. Difusión para una condición de contorno constante.
Este sería el caso de una barra cuyo extremo se mantiene a una temperatura fija (controlado externamente), o en su caso una situación de estratificación en la cual el intercambio atmósfera-océano mantiene la capa de mezcla a una temperatura y posición constante
(T(z0 , t) = T0 ). La forma funcional de la temperatura en la barra (termoclina) evolucionando en estas condiciones es una función error complementario (integral de la gaussiana)
T(z, t) ∝ erfc(z):
Zz
erfc(z) = 1 − exp(−t2 )dt.
(5.11)
0
4. Problemas de contorno móvil.
El problema más aproximado a la situación real de la capa de mezcla y que tiene solución
analítica se corresponde con un problema de Stefan, los problemas de Stefan se transcriben
matemáticamente a ecuaciones en derivadas parciales con contorno móvil. En este caso la
capa de mezcla avanza por mecanismos ajenos al proceso difusivo con velocidad ḣ(t) y en
el contorno móvil la temperatura tendría un valor T0 (t); la condición de contorno es por
tanto T(h(t), t) = T0 (t). Stefan estudió la formación de la capa de hielo marino y encontró,
a finales del siglo XIX, una solución analítica particular para el caso de que las temperaturas
del aire y del agua sean constantes. Su solución proporciona tanto la velocidad de avance
de hielo marino como la forma funcional de la temperatura en el interior del propio bloque
de hielo. Dicha solución es también una forma de la función error. En el caso original del
hielo, la velocidad de avance de la pared del bloque está controlada por la difusión de calor,
mientras que en el desarrollo de la capa de mezcla oceánica dicho avance depende de factores
externos de interacción atmósfera-océano.
Las distintas formas funcionales que se han comentado están representadas en la figura 5.9. El
producto de una exponencial decreciente y una gaussiana cubre un amplio número de soluciones
incluyendo ambos extremos. La función error complementario se puede aproximar por este producto
con un grado de precisión adecuado lo cual puede verse fácilmente a partir de un desarrollo de
Taylor:
µ
¶
2
α3 z 3
α5 z 5
erfc(αz) ≈ 1 − √
αz −
+
− ... ,
3
10
π
µ 2
¶
µ
¶
b
b3
exp(−bz − cz 2 ) ≈ 1 − bz +
− c z 2 + bc −
z3 + . . .
(5.12)
2
6
√
donde los parámetros b y c pueden ser ajustados; tomando b = 2α/ π y c = 2α2 /π, se iguala el
término lineal y se cancela el cuadrático haciendo ambas expresiones equivalentes hasta el segundo
orden.
Consideraremos por tanto que un perfil típico consta de una capa de mezcla homogénea (es
decir una recta vertical constante) y un decaimiento formado por una combinación de exponencial
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
T0
84
T0
2
exp(−z )
exp(−z)
exp(−bz−cz2)
erfc(α z)
(b)
2
T0exp(−B )
(a)
D
B
Figura 5.9: a) Comparación entre distintas formas funcionales susceptibles de representar la termoclina de un perfil
real bajo la MLD. Para facilitar la comparación, los parámetros se han ajustado de tal manera que todas las curvas
comienzan en T0 y cruzan el mismo punto. Los parámetros para exp(−bz − cz 2 ) podrían ser ajustados (tal y como
se explica en el texto — ecuación (5.12)—) de tal manera que serían prácticamente indistinguibles de erfc(z). b)
Efecto provocado por un desplazamiento abrupto de la MLD desde D hasta B a partir de un perfil gaussiano puro.
La curva restante es proporcional a exp(−bz − cz 2 ).
decreciente y gaussiana que se aproximan asintóticamente a una recta de pendiente constante (la
termoclina permanente). Matemáticamente se tendrá:
½
a1
z 6 D,
¡
¢ si
f (z) =
(5.13)
a3 + b3 (z − D) + a2 exp − b2 (z − D) − c2 (z − D)2
si
z > D,
Denominaremos a esta aproximación SHDR según las siglas en inglés del proceso que representa,
homogeneización brusca por mezcla y retraimiento por difusión (Sharp Homogeneisation–Diffussive
Retreat). La expresión (5.13) nos sirve simultáneamente para ajustar temperatura o densidad, y lo
único que varía es el signo de la termoclina (picnoclina) permanente y la amplitud de la termoclina
(picnoclina) estacional,
½
½
b3 < 0,
b3 > 0,
T→
y
σθ →
(5.14)
a2 > 0,
a2 < 0.
En la figura 5.10 se presenta un perfil real de temperatura y un ajuste en base a la forma funcional descrita en (5.13) desacoplando la capa de mezcla, la termoclina estacional y la termoclina
permanente.
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
85
Pres (dbar)
0
50
100
150
0
1
5
a2
10
Temp (ºC)
15
20
Figura 5.10: Descomposición de un perfil real en la forma funcional prefijada en la ecuación (5.13). En gris se
presenta el perfil real yi , en negro la profundidad de la capa de mezcla D, en azul marino la termoclina permanente
b3 (z − D) + a2 y la termoclina estacional como producto de exp(−b2 (z − D)) y exp(−c2 (z − D)2 ) (ambos términos
en azul celeste), modulados por a2 . En rojo se representa el perfil final.
5.2.2.2.
Optimización por Evolución Diferencial
El problema planteado hasta el momento es un ajuste a una forma funcional genérica que
contiene siete parámetros más una ligadura, concretamente:
D
a1
|
a2
b2
c2
{z
a3
b3
a2 = a1 − a3
y
}
|
parametros
(f (z) continua en z = D) ,
{z
(5.15)
}
ligadura
Resumiendo, dado el perfil (zi , ti ) —presión, temperatura— debemos encontrar los parámetros
D, a1 , b2 , c2 , a3 , b3 tales que f (z; D, a1 , b2 , c2 , a3 , b3 ) minimice una norma de error respecto de
(zi , ti ). Tomaremos como norma
X
2
RMS =
[f (zi ; D, a1 , b2 , c2 , a3 , b3 ) − ti ]
(5.16)
i
de acuerdo a la mayor parte de esquemas de minimización. No hay una solución analítica a este
problema puesto que la función a ajustar no es lineal y de hecho el punto de la discontinuidad
(D) es también ajustable. Además es muy probable que el espacio de soluciones tenga numerosos
mínimos relativos dificultando la búsqueda de una solución.
Por lo tanto es necesario recurrir a algún método numérico. La opción que se ha escogido
son los algoritmos evolutivos (Michalewicz & Fogel , 2004), que se han desarrollado en los últimos
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
86
años parejos al aumento de la capacidad de cálculo y memoria de los ordenadores modernos. Los
algoritmos evolutivos se llaman así porque en cierto modo imitan los métodos de selección natural
que la propia Naturaleza utiliza para hacer evolucionar a las especies. De esta manera se utiliza
un lenguaje prestado del mundo natural en el que se habla de individuos, padres, hijos, genes,
mutaciones, descendencia, selección. . . De entre los distintos algoritmos evolutivos las “Estrategias
Evolutivas” y la “Evolución Diferencial” fueron diseñadas en un principio para la optimización
paramétrica continua y la minimización de funciones. A grandes rasgos el procedimiento consiste
en partir de un número de individuos (familias de parámetros) que se combinan entre sí (se cruzan)
para generar nuevos individuos algunos de los cuales serán mejores que sus predecesores en el
cumplimiento del objetivo (numérico) del problema específico, y así mejorarán la estirpe. El cruce
entre individuos se puede definir de diversas maneras pero en general se trata de que cada parámetro
(gen) sea una combinación de los de sus progenitores. En ocasiones la combinación está perturbada
por un factor externo aleatorio (mutaciones). Después de un número más o menos grande de
generaciones los individuos supervivientes se aproximan a una solución satisfactoria del problema.
Existe discusión acerca de la convergencia hacia la solución real de estos métodos, y aunque hay
cierta base matemática sobre el asunto hay muchos puntos que permanecen sin aclarar. En cualquier
caso las estrategias evolutivas no garantizan que se obtenga siempre una solución satisfactoria, y en
el caso de encontrarla tampoco garantizan que se trate de la solución óptima sino únicamente que se
trata de una “buena solución” (porque cumple un criterio de error mínimo que le hayamos impuesto
o que ha sobrepasado un número máximo prefijado de generaciones). Matemáticamente hablando
se dice que el algoritmo puede terminar en un mínimo local. Se ha comprobado que en la mayor
parte de las ocasiones la solución obtenida es muy próxima a la óptima global, principalmente en
aquellos casos en los que no haya mínimos relativos muy profundos alejados del mínimo principal.
Los algoritmos evolutivos se utilizan de forma práctica en muchas áreas, desde problemas como
el caso del viajante de comercio que tiene que visitar un gran número de ciudades haciendo el
recorrido más corto, hasta temas de desarrollo de ingeniería. Una descripción más detallada de
las estrategias evolutivas se puede encontrar en Michalewicz & Fogel (2004). En el caso concreto
que nos ocupa se utiliza un esquema de Evolución Diferencial, al que nos referiremos por DE
(Differential Evolution) y que se desarrolla con detalle en Price et al. (2005).
Para inicializar el problema se sortean NP individuos cuyos parámetros están distribuidos
aleatoriamente entre los valores admisibles. Considerando que a2 vendrá dada por la ligadura de
la expresión (5.15), tenemos para los 6 parámetros restantes los siguientes extremos razonables:
D: Entre la superficie (1 dbar) y el máximo del perfil.
a1 : Los valores extremos alcanzados a lo largo del perfil.
b2 y c2 : Entre 0 (valor unidad para la exponencial y por tanto no decaimiento) y 5 (escalas
de decaimiento de más del 99 % en un dbar).
a3 : Igual que a1 .
b3 : Entre 0 y la pendiente de una línea que une los valores de los extremos del perfil.
La Evolución Diferencial consistirá en generar nuevas soluciones a partir de combinaciones
lineales de los genes de toda la población. En cada iteración g se genera un nuevo individuo para
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
87
i
ypi*
=
b
(1-m)ypi +
j
mypb
+
F(ypj -
os
ividu
d
n
i
NP
...
k
ypk)
y1i* ...y6i*
si i* mejor que i
rand(ypi*,ypi )
i*
si i* mejor que b
Figura 5.11: Procedimiento para calcular un nuevo individuo para la posición i por Evolución Diferencial. Véase el
texto para la explicación detallada.
la posición i (que se escoge por sorteo). Cada conjunto de NP nacimientos (igual a la población)
será una nueva generación G. En cada iteración g, el nuevo individuo i∗ generado para la posición
i vendrá dado por una mezcla de los genes del mejor individuo b de la población, del propio
individuo i que ocupa la posición sobre la que se actúa (el progenitor) y de otros dos individuos j
y k escogidos al azar. En la figura 5.11 se muestra un esquema del funcionamiento del algoritmo en
cada iteración. La ecuación que se aplica independientemente para cada uno de los 6 parámetros
yp (genes) es:
ypi∗ = (1 − µ)ypi + µypb + F (ypj − ypk ),
(5.17)
donde yp corresponde a un parámetro (gen) de ~y ≡ (y1 , · · · , y6 ). El parámetro de control del
algoritmo DE, µ = µ(g) ∈ [0, 1] (dependiente de la iteración g), modula el peso relativo entre los
genes de la mejor solución hasta ese momento y del propio individuo i. La idea es que al principio
µ dé mucho peso a los genes del individuo progenitor para así inspeccionar exhaustivamente el
espacio de búsqueda, a medida que van pasando iteraciones y generaciones se da más peso a los
genes del mejor individuo. F es un factor que regula la importancia relativa de la diferencia entre
los dos individuos aleatorios.
Una vez calculados los 6 nuevos genes se genera el individuo i∗ escogiendo aleatoriamente para
cada gen aquél que se acaba de calcular o aquél que ya tenía el individuo i. El objetivo de hacer esto
tiene también relación con la necesidad de explorar el espacio de búsqueda sin hacer caer a toda la
población demasiado pronto hacia un mínimo relativo. Una vez obtenido el nuevo individuo i∗ se
chequea si éste es mejor que su progenitor y en tal caso lo sustituye. Como vemos en la gráfica 5.12,
durante largos periodos el algoritmo no encuentra soluciones mejores que el resto de la población,
pero eventualmente se encuentran individuos que sí mejoran la solución más ventajosa obtenida
hasta el momento y en tal caso también se sustituye el individuo etiquetado como el mejor. De
esta manera se va barriendo de una forma dirigida todo el espacio de las posibles soluciones. Si la
función a minimizar tiene varios mínimos relativos, el algoritmo puede estancarse en uno de ellos
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
88
y por ello es conveniente dejar a los individuos que se van generando explorar todo lo posible en el
espacio de soluciones.
Una vez finalizado el proceso para todas las generaciones se puede repetir la búsqueda actuando
en un subespacio más restringido a partir de la solución en la primera evolución (un procedimiento
conocido como “δ-coding”). Concretamente para la aplicación a perfiles se ha hecho variar µ(g)
linealmente entre 0.2 y 1.0 a lo largo de toda la evolución. El parámetro F , que puede variar entre
0 y 2, se ha fijado a 0.5 según se recomienda en la literatura (Price et al., 2005). El número total de
individuos utilizado es 3000 y las iteraciones o llamadas a la operación (5.17) serán 30 000 (por tanto
habrá 10 generaciones en total). Una vez finalizada la primera evolución se repite el proceso con el
espacio de búsqueda restringido a un 15 % del espacio original centrado en la solución provisional
(el “δ-coding”) contabilizándose en total 60 000 llamadas a la función que calcula el error de un
perfil. El algoritmo se ha programado en Fortran y el tiempo de computación en un ordenador
Pentium™ IV con 256 MB de RAM es inferior a 10 segundos para un perfil de 300 dbar.
Como veremos en las siguientes secciones se ha aplicado el algoritmo a la serie temporal de
la estación 6 del Radial de Santander. En lo referente al comportamiento de algoritmo se ha
encontrado que en la iteración 20 000 de la primera vuelta más de un 50 % de los perfiles habían
convergido en más de un 99.9 % hacia la solución final (g = 30 000) mientras que más del 97 % lo
habían hecho en más del 95 %. Tras la segunda vuelta el 75 % de los ajustes se mantuvo igual y
tan sólo un 3 % varió en más de un 1 % respecto de la solución obtenida para g = 30 000. La figura
5.12 muestra cómo la convergencia se produce de una forma escalonada tras atravesar mesetas sin
optimización y vemos el caso en el que se ha detectado mayor variación entre los casos g = 30 000
(primera vuelta) y g = 60 000 (segunda vuelta).
En el apéndice B se muestran el código fuente que implementa el algoritmo. Se utiliza un
pequeño script de Matlab™ para gestionar la preparación de un perfil dado y la entrada-salida de
datos pero el algoritmo SHDR está implementado, como decimos, en Fortran, debido a su mayor
eficiencia.
5.2.3.
Determinación de la capa de mezcla con el algoritmo SHDR
Aunque no sea el objetivo que nos ha llevado a desarrollar el algoritmo SHDR presentado en la
sección anterior, se analizará en un principio la capacidad del método para detectar correctamente
la profundidad de la capa de mezcla.9 Como se indicó al comienzo del capítulo la detección por un
método objetivo de la MLD tal y como se haría visualmente es para lo que se han desarrollado los
algoritmos propuestos por Kara et al. (2000) (sección 5.2.1.1) y Thomson & Fine (2003) (sección
5.2.1.3.3). En la figura 5.13 se compara la forma de actuar de los tres algoritmos aplicados sobre
el perfil de la figura 5.6 y se observa que incluso en una capa de mezcla muy bien definida como
en este caso se aprecian diferencias en la determinación de la MLD por cada uno de los métodos.
La solución obtenida utilizando el algoritmo SHDR depende directamente de la topología de la
curva que se está intentando ajustar. Por ello en la mayor parte de los casos se encuentra la posición
de la capa de mezcla de una manera similar a como lo haría el ojo humano (es decir, extrayendo
9 En esta sección se hablará, a excepción de las figuras 5.14–5.20, de MLD indistintamente para referirnos a la
capa de mezcla dada por el perfil de densidad MLD o la dada por temperatura ILD según la magnitud sobre la que
se actúe.
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
89
Convergencia de las soluciones
0.9
Error RMS
1/2
(ºC)
0.8
0.7
0.6
0.5
0.4
0.3
0.2
0
10
20
30
40
Llamadas a funcion (miles)
50
60
√
Figura 5.12: Convergencia del error ( RMS) en la aplicación del algoritmo DE a perfiles de temperatura de la
estación 6 del Radial de Santander. Cada iteración es una llamada a la ecuación (5.17) para cada uno de los 6
parámetros. En rojo se representa un ejemplo de la secuencia más típica y en negro la que dio mayor diferencia en
la segunda serie de iteraciones (véase el texto).
la característica más sobresaliente del perfil en los que se refiere a cambios de comportamiento).
Al igual que ocurre con cualquier otro método hay ciertos casos que se comentarán en los que esta
detección puede resultar insatisfactoria y en cierto modo el problema reside en la propia definición
objetiva de MLD para un perfil real. En las figuras 5.14–5.20 se compara el método SHDR con
aquéllos presentados en la sección 5.2.1 para toda la casuística que se ha podido extraer de nuestras
series de perfiles. En todas ellas se ha tomado el perfil a partir de za = 5 dbar y se han escogido los
siguientes valores: ∆T = 0.2◦ C y ∆σθ = 0.03 kg m−3 para el método TH, ∂σθ /∂z = 0.01 kg m−4
para el gradiente (sólo densidad), ∆T = 0.8◦ C (K2000), ε = 0.01 (SM) y zb = 300 dbar (ID, SF,
3LF, SM, SHDR).
En general los métodos de umbral, incluido K2000 (que es el que mayor nivel de coincidencia presenta con respecto al algoritmo SHDR en la determinación de la capa de mezcla), tienen
problemas cuando el salto absoluto (en la ILD o MLD según la magnitud que se esté utilizando)
sea pequeño aunque su forma esté bien definida (figura 5.14). También fallan cuando ya no hay
vestigios de gradiente debidos a la termoclina estacional y todo el perfil se reduce a una recta
vertical (capa de mezcla) y bajo ella una termoclina permanente (figura 5.15), o simplemente se
ha reestratificado toda la columna de agua tras la mezcla invernal (figura 5.16).
El algoritmo SM por su parte tiende a escoger como MLD la posición del primer punto de
cambio en la topología de la curva y éste no siempre es el principal. Al normalizar los perfiles el
problema es que se amplifican los ruidos para perfiles muy homogéneos. El método 3LF (sección
5.2.1.3) tiende a errar la posición de la MLD puesto que en realidad la clina estacional es una curva
y no una poligonal. Esto le ocurre también al método SM, pero con sólo 3 rectas los problemas
se acentúan. El método integral (ID, sección 5.2.1.2) y el ajuste a una función salto (SF, sección
5.2.1.3) tienden a escoger la profundidad central de la clina y no la base de la capa de mezcla tal y
como ha sido indicado por Thomson & Fine (2003). Una propiedad interesante del método SHDR
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
Pres (dbar)
K2000 ILD
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
10
15
20
Temp (ºC)
SM ILD
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
25
10
15
20
Temp (ºC)
Pres (dbar)
K2000 MLD
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
24
25
26
27
σ (kg m−3)
θ
SHDR ILD
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
25
10
SM MLD
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
28
24
25
26
27
σ (kg m−3)
θ
90
15
20
Temp (ºC)
25
SHDR MLD
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
28
24
25
26
27
σ (kg m−3)
28
θ
Figura 5.13: Comparación de los métodos K2000, SM y SHDR actuando sobre el perfil de la figura 5.6. El método
K2000 determina la base de la ILD y MLD por encima del comienzo de la curvatura convexa que enlaza la zona
homogénea con la clina; el método SM bien encuentra el punto de enlace en el máximo gradiente de esa curvatura
(ILD) o bien aproxima ese tramo por dos segmentos subestimando la profundidad (MLD). El algoritmo SHDR
siempre localiza como profundidad de capa de mezcla el punto de mayor curvatura puesto que está diseñado para
detectar la unión de dos curvas que en general forman un ángulo (la primera derivada del perfil global es discontinua
en ese punto).
es que no hay ningún criterio numérico que condicione a priori el resultado (como en los algoritmos
TH, K2000, o en el SM el error máximo admitido globalmente o por segmentos).
En aquellos casos en los que hay varias capas de mezcla el algoritmo SHDR también proporciona
por lo general resultados satisfactorios. En los casos en lo que aparecen capas fósiles el algoritmo
suele escoger la más superficial puesto que por encima de la MLD no tiene apenas margen de
actuación para mejorar el ajuste (el perfil está forzado a ser el valor medio, véanse las figuras 5.14,
5.18, 5.19). En cualquier caso, habiendo más de una capa de mezcla el algoritmo está obligado a
escoger aquélla que minimice la función prefijada y es posible que dos soluciones dispares estén
próximas en lo que se refiere a minimizar el error RMS. En estos casos un método subjetivo
escogería indistintamente una u otra solución dependiendo del observador y la mayor parte de los
métodos discutidos en la sección 5.2.1 dependen del criterio numérico escogido. En este sentido son
interesantes los casos en los que el comienzo de la termoclina estacional a principios de primavera
coincide en el tiempo con la capa de mezcla formada el invierno precedente, y al igual que el caso
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
91
anterior, cualquiera de las dos soluciones podría ser visualmente válida y al final se escogerá aquella
que minimice la función prefijada.
En ciertas ocasiones, cuando el perfil es escalonado, el mejor ajuste puede encontrarse en un
promedio entre ambos escalones (figura 5.17, σθ ). Este resultado es insatisfactorio si se busca
la profundidad de la primera capa de mezcla pero es correcto si se pretende asimilar el perfil
escalonado al modelo conceptual de una MLD + una clina. El punto más débil de este algoritmo
será evidentemente cuando se enfrenta a un perfil cuya forma funcional sea muy distinta de la
función prefijada. Esto puede ocurrir en situaciones de intrusión de otras masas de agua, etc.,
lo cual es más frecuente en la plataforma costera. Uno de los peores resultados en lo referente a
determinar la profundidad de la capa de mezcla que se ha encontrado corresponde a una campaña
del verano de 2003 en aguas de la Islas Baleares (figura 5.20). En este caso el perfil se aleja del
patrón esperado por el algoritmo de ajuste debido probablemente a la existencia de una masa de
agua diferente justo bajo la termoclina, que además presenta un gran índice de estratificación. En
estos casos, algoritmos como el SM o los métodos de umbral podrían dar mejores soluciones para
la determinación de la MLD puesto que no consideran el perfil globalmente.
Una de las grandes ventajas de los algoritmos de Evolución Diferencial en comparación con
los métodos clásicos es su gran versatilidad respecto a las condiciones impuestas a la solución. En
estos dos últimos casos la solución para la MLD no ha sido satisfactoria debido a la diferencia
funcional de los perfiles experimentales respecto del “perfil tipo”, y el residuo del ajuste nos da
información acerca de la existencia de dobles capas de mezcla o intrusiones (figura 5.21). Si en vez
de información acerca del perfil en su conjunto estamos solamente interesados en la profundidad
de la capa de mezcla se puede modificar el algoritmo un paso más hacia la imitación del modo de
funcionamiento ojo-cerebro humano cuando busca precisamente el objetivo de determinar la MLD.
Una vez inspeccionado el perfil globalmente un observador en la búsqueda de la MLD no “ajusta”
globalmente la forma del perfil uniformemente a lo largo de la curva, sino que penaliza el error
en las cercanías de la MLD. De esta manera es posible modificar el algoritmo SHDR penalizando
el error en la zona próxima a la MLD con una función de decaimiento centrada en ella misma.
De esta forma le obligamos a escoger con precisión la capa de mezcla principal a costa del ajuste
en otras partes o escoger una de ellas en caso de que haya escalones. A su vez se puede modular
la propia función de decaimiento en base a la profundidad si se desea premiar (sesgar la solución
hacia) MLDs más someras, etc. En cualquier caso no se justifica la programación de un algoritmo
complejo para el simple objetivo de calcular la MLD cuando algoritmos mucho más sencillos hacen
bastante bien este trabajo. Como veremos a continuación la principal virtud del algoritmo SHDR
es ser capaz de proporcionar un patrón de variación coherente en el tiempo para toda la estructura
del perfil.
Finalmente, las figuras 5.22 – 5.27 compondrían una lámina en la que se muestra el resultado de
aplicar el algoritmo SHDR a todos los perfiles de más de 300 dbar10 de la estación 6 del Radial de
Santander entre 1993 y 2004. De estas figuras se obtiene una visión global tanto del funcionamiento
del algoritmo SHDR en numerosas situaciones como del propio ciclo de desarrollo de la MLD, lo
cual sirve de introducción para la siguiente sección.
10 Aunque
sólo se representan los 150 primeros.
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
92
Santander St 6. 10−Ene−1997
σ (kg m−3)
θ
0
50
50
100
100
Pres. (dbar)
Pres. (dbar)
Temp (ºC)
0
150
200
200
perfil
ILD−DT
ILD−K2000
ILD−3LF
ILD−SM
ILD−SHDR
250
300
11.8
150
12
12.2
12.4
12.6
12.8
perfil
MLD−Dsgt
MLD−Dsgtdz
MLD−K2000
MLD−ID
MLD−SF
MLD−3LF
MLD−SM
MLD−SHDR
250
300
26.85
13
26.9
26.95
27
27.05
27.1
Figura 5.14: Determinación de ILD y MLD a partir de diferentes métodos en un perfil de invierno en el que la capa
de mezcla está bien definida topológicamente pero tiene poco salto absoluto. Véanse los parámetros de los ajustes
en la página 92.
Santander St 6. 22−Ene−1998
σ (kg m−3)
θ
Temp (ºC)
0
0
50
100
Pres. (dbar)
Pres. (dbar)
100
50
perfil
ILD−DT
ILD−K2000
ILD−3LF
ILD−SM
ILD−SHDR
150
150
200
200
250
250
300
12
12.5
13
13.5
14
perfil
MLD−Dsgt
MLD−Dsgtdz
MLD−K2000
MLD−ID
MLD−SF
MLD−3LF
MLD−SM
MLD−SHDR
300
26.7 26.75 26.8 26.85 26.9 26.95 27 27.05 27.1
Figura 5.15: Determinación de ILD y MLD a partir de diferentes métodos en un perfil de invierno en el que la capa
de mezcla enlaza casi directamente con la termoclina permanente sin salto.
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
93
Santander St 6. 13−Mar−2000
σ (kg m−3)
θ
Temp (ºC)
0
0
50
50
100
Pres. (dbar)
Pres. (dbar)
100
perfil
ILD−DT
ILD−K2000
ILD−3LF
ILD−SM
ILD−SHDR
150
200
200
250
300
11.6
150
perfil
MLD−Dsgt
MLD−Dsgtdz
MLD−K2000
MLD−ID
MLD−SF
MLD−3LF
MLD−SM
MLD−SHDR
250
11.8
12
12.2
12.4
300
26.85 26.9 26.95
12.6
27
27.05 27.1 27.15 27.2
Figura 5.16: Determinación de ILD y MLD a partir de diferentes métodos en un perfil de finales de invierno en el
que la capa de mezcla se ha degradado y la termoclina permanente se extiende hasta la superficie. ILD-TH coincide
con ILD-3LF.
Santander St 6. 20−Jul−2000
σ (kg m−3)
θ
0
10
10
20
20
30
30
40
40
Pres. (dbar)
Pres. (dbar)
Temp (ºC)
0
50
60
70
60
perfil
MLD−Dsgt
MLD−Dsgtdz
MLD−K2000
MLD−ID
MLD−SF
MLD−3LF
MLD−SM
MLD−SHDR
70
perfil
ILD−DT
ILD−K2000
ILD−3LF
ILD−SM
ILD−SHDR
80
80
90
100
12
50
90
14
16
18
20
22
100
24.5
25
25.5
26
26.5
27
Figura 5.17: Determinación de ILD y MLD a partir de diferentes métodos en un perfil de principios de verano en el
que hay una doble capa de mezcla. ILD-TH coincide con ILD-SM.
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
94
Santander St 6. 01−Sep−2003
σ (kg m−3)
θ
0
10
10
20
20
30
30
40
40
Pres. (dbar)
Pres. (dbar)
Temp (ºC)
0
50
60
70
60
70
perfil
ILD−DT
ILD−K2000
ILD−3LF
ILD−SM
ILD−SHDR
80
90
100
12
50
14
16
18
20
22
perfil
MLD−Dsgt
MLD−Dsgtdz
MLD−K2000
MLD−ID
MLD−SF
MLD−3LF
MLD−SM
MLD−SHDR
80
90
100
24
24
24.5
25
25.5
26
26.5
27
Figura 5.18: Determinación de ILD y MLD a partir de diferentes métodos en un perfil de finales de verano con ILD
bien definida pero con doble capa MLD.
Santander St 6. 06−Nov−2003
σ (kg m−3)
θ
0
10
10
20
20
30
30
40
40
Pres. (dbar)
Pres. (dbar)
Temp (ºC)
0
50
60
70
50
60
70
80
80
perfil
ILD−DT
ILD−K2000
ILD−3LF
ILD−SM
ILD−SHDR
90
100
12.5
perfil
MLD−Dsgt
MLD−Dsgtdz
MLD−K2000
MLD−ID
MLD−SF
MLD−3LF
MLD−SM
MLD−SHDR
13
13.5
14
14.5
15
15.5
16
90
16.5
100
26.2 26.3 26.4 26.5 26.6 26.7 26.8 26.9
Figura 5.19: Determinación de ILD y MLD a partir de diferentes métodos en un perfil de otoño bien definido.
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
95
Islas Baleares 04−Jul−2003
σ (kg m−3)
θ
0
0
10
10
20
20
30
30
40
40
Pres. (dbar)
Pres. (dbar)
Temp (ºC)
50
60
70
50
60
70
perfil
ILD−DT
ILD−K2000
ILD−3LF
ILD−SM
ILD−SHDR
80
90
100
12
14
16
18
20
22
24
perfil
MLD−Dsgt
MLD−Dsgtdz
MLD−K2000
MLD−ID
MLD−SF
MLD−3LF
MLD−SM
MLD−SHDR
80
90
26
100
25
25.5
26
26.5
27
27.5
28
28.5
29
Figura 5.20: Determinación de ILD y MLD a partir de diferentes métodos en un perfil de verano de la zona de
Baleares en el que la forma funcional dista mucho del modelo de la ecuación (5.13).
Islas Baleares 04−Jul−2003
0
10
20
Pres (dbar)
30
40
50
60
70
80
90
100
−3
−2
−1
0
Dif Temp (ºC)
1
2
3
Figura 5.21: Error residual del ajuste mediante (5.13) para el perfil anómalo de la figura 5.20.
15
20
22−Mar−1996
0
26−Abr−1996
150
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20
150
10
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0
150
10
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15
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23−May−1996
15
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17−May−1995
24−May−1994
150
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0
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0
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0
15
20
15
20
20−Jun−1996
15
20
27−Jun−1995
08−Jun−1994
Figura 5.22: Ajustes por SHDR de la serie de perfiles de temperatura (en ◦ C) de la estación 6 del Radial de Santander.
Enero-junio 1993-1996.
150
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27−Feb−1996
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15−Feb−1995
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0
27−Ene−1995
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26−Abr−1993
0
26−Mar−1994
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0
Temperatura. Santander St.6
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
96
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13−Ago−1996
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08−Ago−1995
12−Ago−1994
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14−Sep−1995
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20−Sep−1994
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20−Oct−1995
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10−Oct−1994
27−Oct−1993
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02−Nov−1994
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19−Dic−1996
03−Dic−1995
Figura 5.23: Continuación de 5.22. Ajustes por SHDR de la serie de perfiles de temperatura (en ◦ C) de la estación 6 del Radial de Santander.
Julio-diciembre. 1993-1996.
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10−Jul−1996
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17−Jul−1995
0
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20−Jul−1994
0
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17−Sep−1993
Temperatura. Santander St.6
97
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
150
10
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13−Mar−2000
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11−Abr−2000
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26−Abr−1999
19−Abr−1998
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30−May−2000
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27−May−1999
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19−May−1998
16−May−1997
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20−Jun−2000
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15−Jun−1999
15
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18−Jun−1998
10−Jun−1997
Figura 5.24: Continuación de 5.22. Ajustes por SHDR de la serie de perfiles de temperatura (en ◦ C) de la estación 6 del Radial de Santander.
Enero-junio. 1997-2000.
100
100
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50
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0
20−Feb−2000
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27−Mar−1998
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17−Feb−1998
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22−Ene−1998
0
10−Ene−1997
0
Temperatura. Santander St.6
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
98
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14−Ago−2000
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11−Ago−1999
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21−Sep−1998
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19−Oct−2000
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12−Oct−1998
29−Oct−1997
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23−Dic−1999
15
15−Dic−1997
Figura 5.25: Continuación de 5.22. Ajustes por SHDR de la serie de perfiles de temperatura (en ◦ C) de la estación 6 del Radial de Santander.
Julio-diciembre. 1997-2000.
100
100
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21−Jul−1999
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16−Sep−1997
Temperatura. Santander St.6
99
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
15
20
15
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18−Feb−2004
15
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11−Feb−2003
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08−Feb−2002
02−Feb−2001
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08−Mar−2004
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17−Mar−2003
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21−Mar−2002
08−Mar−2001
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17−Jun−2002
05−Jun−2001
Figura 5.26: Continuación de 5.22. Ajustes por SHDR de la serie de perfiles de temperatura (en ◦ C) de la estación 6 del Radial de Santander.
Enero-junio. 2001-2004.
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Temperatura. Santander St.6
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
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16−Dic−2002
04−Dic−2001
Figura 5.27: Continuación de 5.22. Ajustes por SHDR de la serie de perfiles de temperatura (en ◦ C) de la estación 6 del Radial de Santander.
Julio-diciembre. 2001-2004.
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01−Jul−2002
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17−Jul−2001
0
Temperatura. Santander St.6
101
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
5.2.4.
102
Exploración de las soluciones obtenidas por medio del algoritmo
SHDR
En la sección anterior se ha desarrollado un algoritmo capaz de encontrar el mejor ajuste de
un perfil a una forma funcional prefijada de tal manera que se pueden extraer de él los parámetros
que describen la capa de mezcla y las clinas estacional y permanente. Podemos ahora preocuparnos
de ciertas cuestiones que generalmente inquietan a disciplinas como la biología marina y que se
podrían resumir en: “dado un perfil concreto de una zona conocida del océano, ¿cómo es este
perfil en relación al perfil normal, climatológicamente hablando?” Cuando hablamos de normal
nos estamos refiriendo inconscientemente a tres aspectos que determinan el perfil y que son la
profundidad de la capa de mezcla, la intensidad del gradiente de la termoclina estacional y la
forma funcional de la propia termoclina estacional.11
Mientras que los métodos TH, K2000, SF ó ID sólo permiten hallar la profundidad de la capa
de mezcla, los ajustes a una forma funcional prefijada (3LF ó SM) permiten calcular en principio
también los gradientes de las clinas y otras propiedades del perfil. En el caso de 3LF, además de
obtenerse resultados insatisfactorios puesto que la forma funcional dista en general de parecerse
a una poligonal de tres rectas, sólo podríamos calcular el gradiente de la termoclina pero no
podríamos decir nada acerca de la forma de la curva. Por su parte el algoritmo SM si es capaz
de determinar el gradiente y la forma del perfil en base a un número indeterminado de segmentos
rectos, pero sin embargo no es posible relacionar un ajuste en un momento dado con otro en el
futuro pues el número de segmentos varía. Por último los ajustes a formas no lineales comentados
funcionan siempre que el perfil se ajuste a formas muy rígidas que no han sido escogidas con
fundamento físico. El método SHDR permite definir parámetros que dan cuenta del gradiente y
de la forma funcional y además son siempre los mismos para cualquier ajuste por lo que podemos
buscar una forma de variación coherente tanto de la MLD como de su evolución temporal y/o su
estructura zonal.
5.2.4.1.
Descripción de los parámetros del ajuste
En la figura 5.28 podemos ver el ciclo estacional de los 7 parámetros de ajuste descritos en
la expresión (5.15) a partir de toda la serie temporal mostrada en las figuras 5.22 – 5.27. Los
parámetros D, a1 , y a2 , tienen un significado físico claro —profundidad de la capa de mezcla (ILD
o MLD, la primera en este caso—, valor en la capa de mezcla —SST o σθ superficial— y salto
entre termoclina estacional y permanente en la base de la capa de mezcla). Todas ellas siguen un
ciclo estacional que se puede parametrizar con mayor o menor precisión. Por su parte a3 y b3 están
relacionados con la termoclina permanente y aunque se aprecia un patrón que diferencia el invierno
del resto del año la variabilidad interanual es más intensa que el propio ciclo. Se discutirá acerca
de la termoclina permanente en el capítulo 6.
Los parámetros b2 y c2 no tienen significado físico independiente aunque ambos conjuntamente
determinan tanto la forma de la termoclina estacional como su gradiente (este último junto con
a2 ). Esto es un problema porque dos parejas de b2 y c2 dispares pueden resultar en una termoclina
11 Por supuesto son también características del perfil la existencia o no de estructuras secundarias tales como
dobles capas y también la variabilidad o ruido en escalas más cortas (estructura fina), pero de momento no será
considerado.
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
103
estacional muy similar. Por ello es conveniente definir nuevos parámetros que sí tengan significado
físico y que den cuenta tanto de la forma del perfil como de su gradiente. Observando la figura
5.28 la primera impresión es que b2 (relacionada con la componente exponencial de la termoclina
estacional) tiende a anularse durante el invierno y c2 (relacionada con la componente gaussiana)
tiene más tasa de anulación en verano y otoño aunque ninguna presenta un ciclo estacional claro.
Dada la función f , resultado del ajuste, se define ∆α donde α ∈ [0, 1], como la profundidad a la
que la temperatura decae un factor α con respecto de la referencia base (la termoclina permanente).
La profundidad absoluta a la que se alcanza dicho decaimiento es por lo tanto Dα = ∆α + D. Tras
algunos cálculos algebraicos partiendo de la función objetivo (ecuación 5.13) podemos expresar ∆α
como:
µ
¶
p
−b2
∆α =
1 − 1 − 2λ log(α) ,
(5.18)
2c2
donde se ha introducido por conveniencia el parámetro:
λ=
2c2
.
b22
(5.19)
Los casos límites (exponencial pura y gaussiana pura) corresponden a
s
log(α)
log(α)
∆α = −
si c2 = 0,
y
∆α = −
b2
c2
si b2 = 0,
(5.20)
y el gradiente de temperatura referido a ese intervalo de decaimiento α será:
Gα =
f (D) − f (Dα )
.
∆α
(5.21)
Gα servirá como medida del gradiente de nuestro perfil y es en realidad un índice de estratificación. Por último nos ocupamos de la forma. Supongamos dos termoclinas estacionales con el
mismo gradiente Gα pero con una forma diferente. Podemos definir la razón con respecto a la caída
de otro gradiente β; tomemos α < β por fijar ideas. Definimos el parámetro Rα:β = ∆α /∆β :
p
1 − 1 − 2λ log(α)
p
Rα:β (λ) =
.
(5.22)
1 − 1 − 2λ log(β)
Rα:β depende únicamente de λ, que a su vez varía entre 0 (para el caso de que el ajuste haya
resultado en un exponencial pura) e infinito (para el caso en el que la ajuste haya resultado una
gaussiana pura). Sus límites serán
s
lı́m Rα:β
λ→0
log(α)
=
log(β)
y
lı́m Rα:β =
λ→∞
log(α)
.
log(β)
(5.23)
En la figura 5.29 se presenta el comportamiento asintótico de Rα:β (λ). El caso λ = 1 define el
punto en el que la termoclina pasa de forma cóncava a convexa justo bajo la capa de mezcla. Rα:β
varía de forma continua cubriendo todos los posibles valores de la familia de soluciones posibles
(a)
6
5
4
3
2
1
0
−1
0.12
0.1
0.08
0.06
0.04
0.02
0
−0.02
−2
(b)
1
a (ºC)
(e)
E F M A M J J A S O N D E
−3
× 10
11.5
12
12.5
13
13.5
14
(c)
2
a (ºC)
−9
−8
−7
−6
−5
−4
−3
−2
−1
0
−1
−3
E F M A M J J A S O N D E
(g)
3
b (ºC m ) × 10
E F M A M J J A S O N D E
(f)
0
2
4
6
8
10
12
E F M A M J J A S O N D E
3
a (ºC)
E F M A M J J A S O N D E
c (m )
2
12
14
16
18
20
22
24
Figura 5.28: Ciclo anual de los parámetros del ajuste dados por (5.13) aplicados a la serie de perfiles del Radial de Santander (figuras 5.22–5.27)
E F M A M J J A S O N D E
7
9
0.14
(d)
8
2
b (m )
−1
E F M A M J J A S O N D E
D (dbar)
0.16
0.18
250
200
150
100
50
0
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
104
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
105
Rα:β(λ)
R
λ→ 0
R
λ→∞
0
1
λ = 2c2 / b22
Figura 5.29: Comportamiento asintótico de Rα:β (λ). λ → 0 corresponde a c2 = 0 (un perfil exponencial puro), y
λ → ∞ corresponde a b2 = 0 (un perfil gaussiano puro). Para λ = 1 la termoclina pasa de ser cóncava a ser convexa
justo bajo la capa de mezcla. La marca representa el valor promedio para la forma de la serie completa de perfiles
en la estación 6 de Santander (se discutirá más fondo posteriormente).
determinando así la forma del perfil y por tanto se puede utilizar como un parámetro continuo
representativo de la forma del perfil.
A la hora de representar el ajuste dado por (5.13) en base a los nuevos parámetros con mayor
sentido físico, hemos de hacer invertible la transformación de b2 y c2 en Gα y Rα:β
f (D, a1 , b2 , c2 , a3 , b3 ) ↔ f (D, a1 , Gα , Rα:β , a3 , b3 ),
(5.24)
es decir, debemos expresar b2 y c2 en función de los cuatro parámetros restantes según el conjunto
dado en la expresión (5.15), además de Gα y Rα:β . A través de la ligadura (5.15) toda la dependencia
de la termoclina estacional en la capa de mezcla se transmite a través del parámetro a2 :12
b2 = b2 (a1 , Gα , Rα:β , a3 , b3 ) = b2 (Gα , Rα:β , a3 , b3 , a2 ),
c2 = c2 (a1 , Gα , Rα:β , a3 , b3 ) = c2 (Gα , Rα:β , a3 , b3 , a2 ).
(5.25)
Desarrollando la expresión (5.21) para Gα , en base a (5.13), (5.18) y (5.19) podemos escribir
Gα ≡ Gα (a2 , b3 , ∆α (b2 , c2 )) = −b3 +
a2 (1 − exp(−b2 ∆α − c2 ∆α ))
,
∆α
(5.26)
12 La independencia del gradiente y de la forma de la termoclina estacional en la profundidad absoluta de la capa
de mezcla D y del valor absoluto sobre la capa de mezcla a1 es un resultado claramente intuitivo.
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
Santander St.6
06−Nov−2003
01−Ago−2003
0
106
Formas posibles
0
D1
10
λ→ 0
20
λ→ 1
30
λ→∞
Pres (dbar)
40
50
50
D
2
60
D95
70
80
90
100
100
110
120
12
(a)
14
16
18
20
Temp (ºC)
22
(b)
12
14
16
18
20
Temp (ºC)
22
Figura 5.30: (a) Ajuste de dos perfiles por SHDR correspondientes a tipos gaussiano y exponencial en agosto y
noviembre de 2003 respectivamente. (b) Rango de variación en la forma de los perfiles con el mismo gradiente G95
que (a) desde λ → 0 hasta λ → ∞; las marcas para λ en el eje de ordenadas se refieren a la profundidad D50 con
las curvas basadas en las del perfil de agosto, D95 (igual para los tres casos) se refiere también al perfil de agosto.
que junto con la ecuación (5.22) para Rα:β , el cual sólo depende de b2 y c2 a través del parámetro
λ, genera un sistema de ecuaciones con dos incógnitas cuya solución es:
c2 =
(Gα − b3 )2 Rα:β (Rα:β log(β) − log(α))
,
a22 (1 − α)2 (Rα:β − 1)
(5.27)
b2 =
2
b3 )(Rα:β
(Gα −
log(β) − log(α))
.
a2 (1 − α)(Rα:β − 1)
En la figura 5.30 vemos un caso concreto de la aplicación del ajuste a dos perfiles reales en agosto
y noviembre de 2003. El primero de ellos tiene forma gaussiana y el segundo forma exponencial.
Junto a ellos se muestra el margen de variación posible en las formas de los perfiles R0.05:0.5 (λ), es
decir manteniendo su gradiente al 95 % (α = 0.05) constante y relativo a un decaimiento al 50 %
(β = 0.5).
107
5.2.4.2.
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
Aplicación a la serie temporal de la estación 6 del radial de Santander
La idea principal de todo este proceso es encontrar una forma de variación coherente de todos
los parámetros que describen la capa de mezcla, para poder reducirlos a una forma funcional más
sencilla (ajustando por ejemplo por armónicos) y poder así definir la climatología completa del
proceso de desarrollo de la capa de mezcla. Se describirá el procedimiento para la serie temporal de
los perfiles de temperatura mostrados en las figuras 5.22 – 5.27. La figura 5.31 presenta la evolución
estacional de aquellos parámetros que describen un ciclo bien definido en la serie de ajustes, son
los parámetros inicales D y a1 y el derivado G0.05 .13 En las siguientes secciones se describirá su
variación junto con aquéllos otros que no presentan ciclos estacionales tan aparentes.
5.2.4.2.1. Temperatura en la zona homogénea sobre la capa de mezcla
La temperatura en la zona homogénea que hay sobre la capa de mezcla (figura 5.28b) sigue
un ciclo estacional similar al que, por ejemplo, tendría la temperatura en superficie y que hemos
visto en la sección 5.1. Al igual que para aquel caso, podemos ajustar por medio de la expresión
(5.1), y según la precisión que queramos en la reproducción de la señal original necesitaremos más
términos de ajuste. Se ha de tener en cuenta que una vez más nuestra serie, aunque mensual, no está
uniformemente muestreada, e incluso a veces faltan datos en periodos de varios meses consecutivos
y además esperamos que los modos de variación sean múltiplos de la frecuencia anual. Tomando
sólo el primer y el segundo armónicos se obtiene una forma de variación anual dependiente tan
sólo de cinco parámetros (figura 5.31a). En cualquier caso si se desea más precisión a la hora de
reproducir la forma del ciclo de calentamiento sobre la capa de mezcla habría que añadir más
términos. La mínima temperatura de dicho ajuste ha resultado el 21 de marzo con un error de
unos 10 días (coincide con el comienzo de la primavera).
5.2.4.2.2. Capa de mezcla
La figura 5.28a muestra la evolución de la capa de mezcla a lo largo del año. Durante la época en
la que la termoclina está bien definida tenemos poca dispersión en los datos. Sin embargo durante
el fin del invierno y comienzo de la primavera (febrero-abril) la profundidad de la capa de mezcla
no está siempre bien determinada. Contrariamente a lo que ocurre con la temperatura en la zona
homogénea superficial, la profundidad de la capa de mezcla no cierra en realidad un ciclo anual
sino que comienza en superficie a principio de primavera, se mantiene más o menos estable a lo
largo del verano, y se profundiza durante el otoño y hasta el invierno siguiente para luego desaparecer, momento en el que una nueva capa de mezcla (una nueva termoclina estacional) comienza
desarrollarse desde la superficie. En la época de invierno y principio de primavera se producen
pequeñas termoclinas muy superficiales, incipientes, que pueden durar pocos días y ser destruidas
por nuevos eventos de mezcla sin haber alcanzado un contenido calorífico suficiente para qué, tras
la mezcla, quede una capa claramente diferenciada. Estas pequeñas capas de mezcla superficiales
coinciden en el tiempo ocasionalmente con las capas de mezcla profundas del otoño anterior bien
definidas. A la hora de ajustar debemos tener en cuenta que durante este periodo la capa de mezcla no esta unívocamente definida (matemáticamente puede ser una función multivaluada según
nuestro modelo conceptual).
13 A partir de ahora denominaremos G como G(1−α) % para abreviar (G
α
0.05 ≡ G95) indicando que se refiere a el
gradiente definido respecto a un decaimiento del 95 %. Igualmente la profundidad a la que se alcanza el decaimiento
G(1 − α) % se denomina D(1 − α) % (G95 → D95).
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
108
a1(ºC)
24
22
(a)
20
18
16
14
12
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
J
N
D
J
D (dbar)
0
50
100
150
(b)
200
250
300
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
−1
G95 (ºC dbar )
−0.5
(c)
−0.4
−0.3
−0.2
−0.1
0
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
J
Figura 5.31: Ciclo estacional de los parámetros del ajuste que presentan una estacionalidad más acusada, los puntos
se repiten durante dos años para delimitar el ciclo anual que comienza en el momento del mínimo valor de SST
(21 de marzo). (a) Ciclo estacional para a1 ajustado siguiendo al ecuación (5.1) con términos anual y semianual.
(b) Ciclo estacional para D. (c) Ciclo estacional para G95. Véase el texto para las condiciones de cada ajuste y
consúltese la tabla 5.2.
109
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
Una vez los forzamientos propios del invierno se debilitan, la capa de mezcla de invierno cuyo gradiente estaría indeterminando (ya que el propio perfil ha quedado reducido a un segmento
vertical unido a un segmento con pendiente), evoluciona lentamente por difusión convirtiendo
gradualmente la zona homogénea (vertical) de nuevo en una termoclina con poca pendiente (continuación de la termoclina permanente). Por ello durante esta época del año podemos encontrar
perfiles que son en todo el rango una termoclina permanente, o indistintamente capas de mezcla
muy someras o muy profundas o ambas en un mismo perfil.
En la figura 5.31b podemos ver la evolución de la profundidad de la capa de mezcla a partir
del ajuste de todos los perfiles. En este caso la solución resultante de ajustar toda la señal por
armónicos no es satisfactoria puesto que la función esperada debería tener un escalón y esto resulta
problemático para una descomposición de este tipo. En su lugar se ha considerado la parte del año
en la que la capa de mezcla sí está unívocamente definida (escogiendo arbitrariamente como una
décima de año antes y después del mínimo de temperatura sobre la capa de mezcla como parte del
año en la que la capa de mezcla no está definida). A continuación se ha hecho un ajuste por un
polinomio de grado 3 forzado a pasar por el origen (dado por el tiempo medio de inicio de la capa
de mezcla en cero metros, el 21 de marzo, que es el mínimo valor de temperatura en la capa de
mezcla). El periodo comprendido entre el 10 de febrero y el 30 de abril aproximadamente quedaría
ajustado indistintamente por una recta constante a 240 m (valor máximo del ajuste anterior), o
también por una recta que une el valor profundo el 10 de febrero con la superficie a 21 de marzo.
Dependiendo del objetivo que se pretenda cualquiera de ellos correspondería a la profundidad
climática de la capa de mezcla.
5.2.4.2.3. Termoclina permanente
Los parámetros a3 y b3 determinan la termoclina permanente bajo la capa de mezcla y, en vez de a
un ciclo estacional, están sujetos a una variación interanual (figura 5.28c). a3 sería el valor del punto
de corte de la termoclina permanente con la superficie, pero puesto que una recta queda definida
unívocamente por un punto más la pendiente, es más interesante considerar el punto de corte en la
base que se está utilizando para todos nuestros cálculos en este ejemplo (300 dbar) y que será por
= a3 + b3 (300 − D). En
tanto la temperatura a una profundidad de 300 m aproximadamente a300
3
la figura 5.32a podemos ver su variación interanual, cuya evolución es como era de esperar la de
la temperatura a 300 dbar. El calentamiento progresivo que se observa a ese nivel será discutido
ampliamente en el capítulo 6 dedicado a la variabilidad de las aguas bajo la capa de mezcla. Por otra
parte, al encontrarnos en una estación de talud observamos también las intrusiones de agua cálida
subtropical que ocurren en el área y se analizaron en el capítulo 4, las cuales perturban tanto la
pendiente de la termoclina estacional como su punto de corte. A la hora de establecer una variación
climatológica no está muy claro el sentido de definir un ciclo estacional para la recta que determina
la termoclina permanente puesto que las intrusiones de agua subtropical son episódicas (no todos
los años se producen ni tienen la misma duración). Se ha optado por desechar los outlayers (valores
más sesgados) de a300
y b3 (correspondientes principalmente a dichas intrusiones de la corriente de
3
talud) y tomar un valor medio como base climatológica.
5.2.4.2.4. Termoclina estacional
Por último, nos ocupamos de la termoclina estacional. Como se ha comentado previamente, las
series temporales de b2 y c2 aisladamente dan un resultado poco práctico (véase la figura 5.28d,e).
Si se transforman los parámetros b2 y c2 en G95 ≡ G0.05 y R0.05:0.5 se puede analizar el ciclo medio
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
110
a300 (ºC)
3
12.5
(a)
12
11.5
11
10.5
1993
1994
1995
1996
1997
1998
b
1999
2000
−1
3
2001
2002
2003
2004
2005
2001
2002
2003
2004
2005
(ºC dbar ) × 10
−3
(b)
0
−5
−10
−15
1993
1994
1995
1996
1997
1998
1999
2000
Figura 5.32: Variabilidad interanual de la termoclina permanente a partir de la serie de perfiles de temperatura en
la estación 6 del Radial de Santander tras la aplicación de SHDR. (a) Variabilidad de a300
3 . (b) Variabilidad de b3 .
Los puntos marcados por un círculo son los outlyers de la serie.
de la termoclina estacional (gradiente y forma). En la figura 5.31c se representa G95 donde se
observa una forma funcional en la que el gradiente comienza crecer de forma progresiva a partir de
la primavera para alcanzar un máximo en verano, para luego decaer (más suavemente a partir de
noviembre). Hay que tener en cuenta que durante el invierno no existe termoclina estacional y por
tanto el gradiente llega
a estar indeterminado ¢a medida que tanto la amplitud a2 como la escala
¡
de decaimiento exp − b2 (z − D) − c2 (z − D)2 tienden a cero. Son aquellos ajustes que vendrían
dados por dos rectas de diferentes pendientes. Excluyendo la zona que resulta indeterminada, un
ajuste por los dos primeros armónicos da un resultado bastante satisfactorio para ciclo estacional
aunque una vez más el ajuste puede mejorarse a partir de la inclusión de más términos.
El factor de forma a lo largo del año puede verse en la figura 5.33(izda.). Los casos en los que
la termoclina estacional ha desaparecido tienden a ser ajustados por gaussianas con muy poca
amplitud y gran decaimiento, pero este resultado no tiene sentido físico por lo que se han extraído
aquellos ajustes cuya amplitud de decaimiento sea inferior a un valor dado (se ha escogido 0.5 ◦ C
para la temperatura pero pequeñas variaciones en esta magnitud no perturban el resultado final).
Parece que el factor de forma R0.05:0.5 no presenta un ciclo estacional sino que el resultado es
bastante aleatorio. Durante el invierno se observan muchos perfiles en los que el factor de forma
está indeterminado y cuando la capa de mezcla está bien desarrollada los perfiles se distribuyen en
puramente exponenciales, puramente gaussianos, y mezcla de ambos tipos. En la figura 5.33(dcha.)
se presenta la distribución de formas a lo largo del año y estadísticamente no es posible extraer
preferencias por meses ni tan siquiera por estaciones (salvo, claro está, aquéllos en los que no
hay termoclina estacional). La forma de la termoclina tiene una escala temporal de variación
mucho más rápida que nuestros muestreos mensuales y que se relaciona con la mesoescala de
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
111
R0.05:0.5
4.5
4
3.5
3
2.5
2
E F M A M J J A S O N D E
15
14
13
12
11
10
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
Sin clina
Exponencial
Intermedio
Gausiano
E F M A M J J A S O N D
Figura 5.33: Forma de los perfiles de temperatura de la serie de perfiles de la estación 6 del Radial de Santander tras
la aplicación de SHDR. Izda. Distribución continua del parámetro R0.05:0.5 durante un año. Dcha. Distribución
mensual para los cuatro tipos principales de perfiles.
los eventos meteorológicos, que van haciendo progresar o mantienen en situación estacionaría la
propia capa de mezcla. En estas condiciones podemos considerar el ciclo climatológico de la forma
de la capa de mezcla como constante aunque esto es un defecto provocado por la baja frecuencia
del muestreo. Probablemente, cuando en el futuro haya nuevos sistemas automáticos de medición
diaria de perfiles, aplicando esta metodología emergerán los patrones de variación de las formas de
las termoclinas. Al igual que con los parámetros de la termoclina permanente, para obtener una
variación climatológica de la forma de la termoclina no es posible hacer otra cosa que tomar su
media R0.05:0.5 (t) →< R0.05:0.5 > (extraídos los valores de aquellos ajustes que ya no representaban
una termoclina estacional). El resultado promedio del factor de forma para la serie de perfiles se
muestra en la figura 5.29 como un círculo. En la tabla 5.2 se presenta una recopilación final de
todos los ajustes aplicados y los valores numéricos resultantes.
5.2.4.2.5. Composición final del ciclo anual del desarrollo de la capa de mezcla
El objetivo final del análisis que se ha desarrollado es poder establecer una climatología coherente
que representa la situación de la capa de mezcla durante todo el año. A la hora de hacer que la
variación en el desarrollo de la capa de mezcla durante el invierno mantenga la continuidad y no
presente un salto abrupto en el momento que, en promedio, comienza a desarrollarse la nueva
termoclina estacional, hemos de asumir la forma funcional que aproxima el momento de máxima
profundidad en la capa de mezcla (febrero) con la formación de la nueva (marzo-abril, véase la
figura 5.31b) a una línea recta. Este esquema rectifica suavemente desde el fondo la recta vertical
que es la capa de mezcla hasta convertirla en una termoclina permanente antes de comenzar la
nueva termoclina. En realidad se observa muchas veces en los meses de abril una situación de
estratificación hasta la superficie aunque el proceso de re-estratificación ocurre tanto desde la
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
112
Tabla 5.2: Climatología de los parámetros que representan la evolución de los perfiles de temperatura para la serie
de perfiles de la estación 6 del Radial de Santander tras la aplicación de SHDR. El parámetro D está forzado a
ascender de forma continua hacia la superficie a finales del invierno-principios de primavera. Las unidades de los
parámetros son a1 y a3 , ◦ C; G95 y b3 , ◦ C dbar−1 ; D, dbar; Rα:β es adimensional. Véanse también las figuras 5.31,
5.32 y 5.33.
Parámetros
D(t)
a1 (t)
G95(t)
Rα:β (t)
a300
3 (t)
b3 (t)
Ajuste Final
p1 t + p2 t + p3 t3
t∈
/ [t0 − δ, t0 ]
p00 + p01 t
t ∈ [t0 − δ, t0 ]
(p1 , p2 , p3 , t0 , δ) ≡ (174.6, −617.5, 748.3, 0.2192, 0.1)
(p00 , p01 ) ≡ (2025, −2025)
a
a
α0 + α1 cos(2πt) + α2a sin(2πt) + α3a cos(4πt) + α4a sin(4πt)
a
α0···4
≡ (16.072, −2.5184, −3.3156, 0.1086, 0.9568)
G
α0 + α1G cos(2πt) + α2G sin(2πt) + α3G cos(4πt) + α4G sin(4πt)
G
α0···4
≡ (−8.4413, 7.3528, 8.4014, −1.6842, −2.5131) × 10−2
hRα:β i ≡ 3.1574
ha3 i ≡ 11.6582
hb3 i ≡ −0.0034
2
superficie como desde la termoclina permanente de tal manera que la capa de mezcla termina por
difuminarse. Modelar el proceso de una u otra manera depende directamente de cual de las posibles
soluciones conceptuales al problema se escoge, y se puede complicar asumiendo saltos en la función
D(t) o la posibilidad de que éste tome simultánemente más de un valor.
Por otra parte hemos de tener cuidado con la descripción de la termoclina permanente cuando
la capa de mezcla está muy próxima al fondo puesto que el algoritmo SHDR puede aproximarla por
una “termoclina estacional” próxima a una recta y la solución visual es la misma. Puesto que hemos
aceptado fijar los parámetros de la termoclina permanente a su media, si queremos que el valor de
la temperatura del fondo se mantenga constante en todo el ciclo se debe perturbar ligeramente la
pendiente de la termoclina permanente b3 → b03 . En el fondo zB debe cumplirse
f (zB ) = az3B = a3 + b3 (zB − D) = a3 + b03 zB + a2 δB ,
(5.28)
δB = exp(−b2 (zB − D) − c2 (zB − D)),
(5.29)
donde
y despejando
b03 =
b3 (zB − D) − a2 δB
.
zB − D
(5.30)
En la figura 5.34 podemos ver la situación climatológica, teniendo en cuenta todas las consideraciones hasta este momento, durante mayo (comienzo del desarrollo de la termoclina), julio
(termoclina plenamente desarrollada) y octubre (desarrollo rápido de la capa de mezcla). Finalmente, una representación de todo un ciclo anual climatológico a intervalos de 4 días puede verse
en la figura 5.35, donde además se superponen los perfiles reales del año 2003 en el que, a pesar
CAPÍTULO 5. LAS AGUAS SUPERFICIALES
113
Pres (dbar)
Mayo
Julio
Octubre
0
0
0
50
50
50
100
100
100
150
150
150
200
200
200
250
250
250
300
10
15
20
Temp (ºC)
300
10
15
20
Temp (ºC)
300
10
15
20
Temp (ºC)
Figura 5.34: Perfiles climatológicos para los meses de mayo, julio y octubre (rojo) superpuestos a los perfiles reales
(gris) y a los promedios mensuales directos (azul).
de la escala, puede verse claramente la anomalía en el valor de la temperatura sobre la capa de
mezcla debida a la gran ola de calor que afectó a Europa ese verano (Luterbacher et al., 2004) y
otras características como el retraso en la formación de la capa de mezcla en octubre y noviembre.
Pres (dbar)
Pres (dbar)
0
300
240
250
200
150
100
50
0
300
120
250
200
150
100
50
0
300
250
200
150
100
50
0
270
150
30
300
Dia juliano del año
180
60
330
210
90
360
240
120
Figura 5.35: Climatología del desarrollo de la capa de mezcla y la evolución de la estructura térmica a partir de la serie temporal de perfiles de la estación
6 del Radial de Santander. Los círculos representan la posición climatológica de la MLD. Los perfiles reales del año 2003 están superpuestos.
Pres (dbar)
Secuencia de perfiles de temperatura. 2003. Santander St.6
5.2. CICLO ESTACIONAL DE LA ESTRUCTURA SUPERFICIAL DEL OCÉANO
114
Capítulo 6
Variaciones en las masas de agua
La última década del siglo XX y los primeros años del siglo XXI han sido constatados el periodo
más cálido muestreado históricamente a nivel mundial (World Meteorological Organization, 2003)
y en particular en el Atlántico norte. Aunque aún existe discusión acerca de la existencia de un
cambio climático global de origen antropogénico, cada vez hay más evidencias que lo sustentan.
El océano se considera un indicador de cambios globales y parece estar inmerso en un proceso de
calentamiento. Desde 1950 hasta 1998 se ha medido un incremento neto de temperatura de 0.037◦ C
en los primeros 3000 m de la columna de agua (Levitus et al., 2005), pero este calentamiento no
está distribuido uniformemente ni temporal ni geográficamente. Dada la alta capacidad calorífica
del agua de mar y el gran volumen del océano, la ganancia neta de calor registrada en el océano
es al menos un orden de magnitud superior a la del resto del sistema climático en su conjunto
incluyendo la atmósfera global y los componentes de la criosfera (Levitus et al., 2001). Por otra
parte, estudios recientes cuestionan abiertamente nuestro conocimiento en las oscilaciones naturales
de las propiedades de las masas de agua, y en consecuencia la capacidad de inferir calentamiento
global a partir de las bases de datos históricas (Bryden et al., 2003). Aunque la respuesta del océano
a un probable cambio climático no se conoce bien, se cree que un incremento del contenido calorífico
del océano, y por tanto la modificación de sus propiedades termohalinas, podría tener importantes
repercusiones en la propia circulación meridional de retorno (MOC) y provocar retroalimentaciones
difíciles de prever (Meincke et al., 2003b).
Numerosos trabajos han abordado el problema de cómo la variabilidad atmosférica interanual
y de larga escala puede alcanzar el océano profundo en forma de señales identificables incluso en
cuencas muy alejadas de su origen. La descripción completa del problema incluye la variabilidad
en las tasas de formación de masas de agua, los cambios termohalinos en las áreas de subducción,
la modificación de las masas de agua inherente a su dispersión y también aspectos dinámicos como
la variabilidad de la circulación oceánica.
La modificación de la estructura hidrográfica en un área determinada es analizada en general
a partir de la repetición de campañas hidrográficas. Los cambios en las masas de agua observados
en superficies isobáricas suelen desacoplarse en cambios sobre niveles isopicnos fijos y cambios
debidos a los desplazamientos verticales de las propias isopicnas. Los primeros están relacionados
con cambios en las propiedades de las aguas en las propias zonas de subducción mientras que los
115
116
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
segundos pueden estar asociados a variaciones en las tasas de renovación o a cambios dinámicos
(variación en los patrones de circulación). Análisis de este tipo han sido aplicados a diferentes
cuencas mostrando tendencias al calentamiento en la mayor parte de los casos. Particularmente
para el Atlántico norte dos trabajos que aplican este procedimiento son Bryden et al. (1996) y
Arbic & Owens (2001). También en el Atlántico norte, Bersch et al. (1999) y Koltermann et al.
(1999) estudiaron la variabilidad interanual e interdecadal de las propiedades hidrográficas y la
circulación termohalina. Belkin et al. (1998) mostraron como las anomalías de salinidad originadas
en el mar de Groenlandia se propagan a lo largo del Atlántico y Holliday et al. (2000) describieron
la variabilidad de masas de agua y flujos en la región del Rockall Trough. También ha habido
intentos de interrelacionar directamente la variabilidad observada del océano con el forzamiento
atmosférico y, como se ha discutido en la sección 2.1, una gran parte de la variabilidad atmosférica
en el Atlántico norte viene determinada por el índice NAO. Curry et al. (1998) establecieron una
relación entre el grosor de la capa de agua de labrador LSW en la estación Bermuda S y el índice
NAO. Posteriormente fue definido un índice oceánico equivalente al NAO atmosférico basado en la
anomalía de energía potencial entre la cuenca del Labrador y la misma estación Bermuda S (Curry
& McCartney, 2001). Visbeck et al. (2003) proporcionan una revisión completa de la respuesta del
océano al índice NAO. Algunos estudios han tratado específicamente la variabilidad de las aguas
centrales en la cuenta oriental del Atlántico norte. Particularmente Pérez et al. (1995) y Pérez
et al. (2000) recopilaron y analizaron los datos disponibles en el área encontrando correlaciones
entre la variabilidad de la salinidad en la isopicna 27.1 y los patrones de forzamiento atmosférico,
específicamente de nuevo el índice NAO.
Como último gran bloque de esta memoria de tesis se abordarán las variaciones que se han
observado en las masas de agua bajo la capa de mezcla y hasta la profundidad máxima de muestreo
en la sección de Santander. Se interpretarán estos cambios según las diferentes masas de agua o
niveles que se han descrito en la sección 2.1 y se tratará de relacionarlos con la variabilidad de
los forzamientos atmosféricos y cambios en otras regiones con influencia directa o afectados por
similar forzamiento.
6.1.
Origen y rangos de la variabilidad
Como una primera toma de contacto con los datos, en la figura 6.1 se muestra el diagrama
θS de las tres estaciones más externas durante toda la serie temporal hasta el otoño de 2003. Las
estaciones externas de la sección de Santander muestrean las masas de agua descritas en la sección
2.2 hasta el núcleo de la MW. Las tres estaciones más externas alcanzan las profundidades de la
ENACW incluido el mínimo de salinidad, y por lo tanto esta masa está completamente cubierta.
La MW se alcanza sólo en las estaciones 7 y 8 aunque como se ha visto en la sección 3.1 sólo es
posible muestrear hasta 1000 m de profundidad, lo cual se corresponde con la parte superior de
la MW hasta su núcleo. Hasta 1997 la MW se muestreó de forma más intermitente que las capas
superiores pero hay suficiente cobertura para determinar su evolución.
La isopicna 27.1 se encuentra, en promedio, localizada en el nivel de 250 dbar. Por encima de
ella podemos encontrar en ocasiones señales estacionales relacionadas con el desarrollo de la capa
de mezcla en otoño-invierno, y por lo tanto podemos asumir que se trata de las aguas superficiales
que se han cubierto en el capítulo 5 y ahora no se incluyen. Se puede considerar que el núcleo
principal de ENACW es la porción limitada por las isopicnas 27.1 hasta 27.2 y el mínimo de
6.1. ORIGEN Y RANGOS DE LA VARIABILIDAD
121
θ S diagram Santander Section
13.5
13
1991−1994
1995−1998
1999−2001
2002−2004
0
27.
1
27.
12.5
2
27.
12
σ
θ (ºC)
θ
3
27.
11.5
CW
ENA
27.
11
CW
ENA
10.5
(700 dbar)
4
5
27.
ty
ini
Salnimun
i
M
27.
10
6
MW
MW
9.5
9
35.3
MW
35.35
35.4
35.45
35.5
35.55
35.6
Salinity
35.65
7
27.
35.7
35.75
35.8
Figura 6.1: Diagrama θS de las tres estaciones más externas 6, 7 y 8 de la sección de Santander (figura 2.4) hasta
el otoño de 2003. Se superponen los niveles isopicnos sobre los que luego se trabajará.
salinidad (que es en realidad parte de la ENACW) entre 27.2 y 27.3. En niveles más profundos
vamos adentrándonos progresivamente en el núcleo de la MW. Nuestro límite de muestreo ordinario
se encuentra en torno a 1000 dbar, más o menos en torno a la isopicna 27.6. En la tablas 6.1 y 6.2
se muestran las propiedades promedio y las estadísticas básicas por niveles isopicnos para toda la
base de datos en las estaciones 6 y 7.
Las características propias de la sección de Santander debidas a su localización condicionan
las escalas de variabilidad observadas y deben ser consideradas previamente a los análisis. La
variabilidad no resuelta inducida por todos los procesos dinámicos discutidos en la sección 2.3
(ondas y mareas internas, eddies, upwelling, IPC,. . . ) añaden ruido a cualquier serie temporal
tomada sobre las superficies isobáricas y esto afecta a los resultados del análisis cuantitativo. Es
importante cuestionarse si bajo la capa de mezcla pueden estar presentes ciclos estacionales, y en
tal caso si son o no resolubles. La capa de mezcla para el periodo analizado rara vez ha alcanzado
más de 200 dbar y nunca ha penetrado hasta niveles de densidad superiores a 27.1, lo cual coincide
con los mapas climatológicos zonales de capa de mezcla (véase por ejemplo Paillet & Mercier ,
1997). Por tanto, de encontrarse ciclos estacionales al nivel de la ENACW en Santander, éstos no
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
118
Tabla 6.1: Estadística básica de las propiedades de las masas de agua en la estación 6 del Radial de Santander.
“Sm” indica “Mínimo de salinidad”. “dev.” se refiere a la desviación típica.
σθ (kg m
−3
)
27.1
ENACW
27.2
ENACW-Sm
27.3
Sm-MW
Presión (dbar)
media
dev.
min.
max.
255
55
145
385
427
50
286
543
554
40
475
658
Grosor (dbar)
media dev.
min.
max.
172
48
59
318
138
33
69
221
θ (◦ C)
media
dev.
min.
max.
11.808 0.123
11.470 12.126
11.106 0.071
10.711 11.285
10.597 0.069
10.454 10.872
Salinidad
media
dev.
min.
max.
35.61
0.029
35.562 35.692
35.57
0.013
35.536 35.612
35.577 0.013
35.544 35.599
Tabla 6.2: Estadística básica de las propiedades de las masas de agua en la estación 7 del Radial de Santander.
σθ (kg m
−3
)
27.1
ENACW
27.2
ENACW-Sm
27.3
Sm-MW
27.4
MW
27.5
MW
27.6
MW
Presión
media
min.
255
179
433
334
583
513
701
635
826
751
967
931
(dbar)
dev.
max.
44
339
37
505
26
638
23
751
24
893
23
1014
Grosor (dbar)
media dev.
min.
max.
177
27
112
247
146
25
97
206
116
16
84
150
125
17
91
184
143
13
120
169
θ (◦ C)
media
dev.
min.
max.
11.806 0.129
11.644 12.151
11.094 0.052
10.959 11.237
10.587 0.043
10.47 10.657
10.342 0.042
10.236 10.398
10.155 0.057
10.003 10.211
9.821
0.077
9.625
9.976
Salinidad
media
dev.
min.
max.
35.609 0.032
35.569 35.694
35.566 0.012
35.536 35.601
35.577 0.010
35.555 35.592
35.649 0.010
35.626 35.662
35.735 0.013
35.702 35.748
35.79
0.017
35.746 35.824
6.1. ORIGEN Y RANGOS DE LA VARIABILIDAD
119
Temporal Thermoclinicity
Mean Profile
200
26.9
a
b
400
27
27.1
800
1000
27.3
−3
27.2
σθ (kg m )
Pres (dbar)
600
1200
27.4
1400
6
35.4
8
35.5
10
θ (ºC)
35.6
35.7
Sal
12
35.8
14
27.5
35.9
0
0.02
0.04
0.06
0.08
St. Dev. Sal.
27.6
0.1
Figura 6.2: a) Perfil promedio de θ (línea continua) y de salinidad (trazo discontínuo) a partir de toda la base de
datos. b) “Termoclinicidad temporal”, definida como la desviación típica de la salinidad siguiendo el trabajo de van
Aken (2001, su figura 4).
serían consecuencia de la mezcla invernal local (quizás excepto en los niveles más someros) sino que
estarían relacionados con ciclos anuales del patrón advectivo desde las áreas de formación hasta el
lugar de muestreo (incluyendo en ello la IPC). En este sentido Pérez et al. (1995) encontraron al
oeste de Galicia, en torno a la posición 43◦ N 11◦ W, ausencia de ciclo estacional en las propiedades
termohalinas en la isopicna más somera 27.1, pero si encontraron cambios en grosor de la capa de
agua representativa de la ENACW, y por lo tanto en las propiedades termohalinas observadas en
profundidades fijas. La región SE del golfo de Vizcaya podría estar asociada a un mismo patrón
de comportamiento debido a su latitud similar.
En años excepcionales la isopicna 27.1 sí puede ser penetrada por el desarrollo de la capa de
mezcla. Este es el caso del invierno excepcional de 2005 que no se incluirá en el presente análisis
de la variabilidad de las masas de agua pero sí se considerará al relacionar el cambio con los
ocurridos en otros lugares. No se realizaron muestreos de invierno durante el primer año de la serie
(1992), cuando la salinidad sobre las isopicnas asociadas a las aguas centrales estaba en sus valores
máximos y el propio cruce de la isopicna 27.1 con la superficie se encontraba al sur de la latitud
42◦ N en la región margen Íbero-Atlántico (Pérez et al., 1995; Pollard et al., 1996). Probablemente
en el invierno de 1992 la capa de mezcla haya involucrado también a la isopicna 27.1 en Santander
al igual que en 2005.
120
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
Como se ha dicho, se trabaja en una posición en la que la mezcla diapicna es muy intensa lo
cual provoca la homogeneización de los perfiles (figura 2.3 en la página 21). Debido a la pérdida de
información intrínseca asociada a los procesos difusivos, modificaciones hidrográficas en los perfiles
pueden ser debidas indistintamente a variaciones en las tasas de renovación de las masas de agua,
a cambios intrínsecos en las propias masas de agua alcanzando la región de muestreo, o incluso a
cambios en el propio coeficiente de difusión (aunque éste depende únicamente del gradiente entre
los valores extremos de la propiedad —salinidad o temperatura—, puesto que las ondas-mareas
internas siempre están presentes). En el caso de la sección de Santander la salinidad tiene la
propiedad interesante de presentar dos extremos relativos a lo largo del perfil, lo cual es útil a la
hora de identificar los cambios. La conclusión final es que si las tasas de renovación disminuyesen,
a lo largo de la columna de agua deberían disminuir a su vez los gradientes aunque no hubiese
habido cambios en las propiedades termohalinas de las aguas de renovación; si la renovación en
todos los niveles se detuviese el máximo y el mínimo de salinidad desaparecerían en pocos años.
Se discutirá acerca de la extensión del área de la cual los cambios observados en Santander pueden ser indicativos. Pérez et al. (1995) consideraron que las propiedades de ENACW son bastante
estables en un área muy amplia y van Aken (2001) proporcionó una medida de la variación zonal
de las propiedades del agua central en el Atlántico norte. Siguiendo estudios previos referidos en
su artículo, van Aken definió la “termoclinicidad” en el área de muestreo como la variabilidad de la
temperatura y la salinidad en superficies isopicnas, considerando que éste parámetro caracteriza la
estructura lateral termohalina en la termoclina. Asoció la desviación estándar de la salinidad en superficies isopicnas a la “termoclinicidad”, y analizó el Atlántico NE entre 30◦ N y 54◦ N hasta 20◦ W
a partir de todos los datos históricos disponibles. Sus resultados se presentan en su figura 4b y se
resumen en que el valor mínimo de la termoclinicidad (aproximadamente 0.05) se localiza en torno
al nivel de densidad 27.15 (el núcleo de la ENACW). Debajo, la termoclinicidad se incrementa
según se progresa a densidades más altas. El mismo parámetro calculado para la series temporales
de Santander (un sistema sin la variabilidad espacial), se presenta en la figura 6.2 tomando todos
los datos presentados en la figura 6.1. Los valores obtenidos son tres veces más bajos en el nivel
27.1 y hasta diez veces más bajos en el nivel 27.3 que los presentados por van Aken. Esto significa que, mientras que en la parte superior de ENACW la importancia relativa de la variabilidad
interanual es alta comparada con la estructura espacial del Atlántico NE, ésta relación espaciotemporal decrece rápidamente para aguas más densas. Por tanto, los cambios netos observados en
Santander pueden ser representativos de un área más amplia sólo en los niveles de la ENACW y
la representatividad relativa de los cambios en niveles más profundos es más baja, y depende de
asunciones en la coherencia de las variaciones de toda la estructura lateral, manteniendo o no los
gradientes espaciales.
A partir de una primera inspección de la figura 6.1 resultan evidentes cambios en las propiedades
termohalinas al nivel de la MW. Sobre una isopicna fija, desde 27.4 y en adelante se observa un
incremento progresivo tanto de temperatura como de salinidad que compensan la densidad. Se
observa un salto aparente en la continuidad de esa tendencia, y la razón es en parte la falta de
datos desde la primavera de 1998 hasta la primavera de 1999, aunque no es posible determinar si
la modificación ha sido progresiva o ha ocurrido un salto abrupto en un momento dado durante ese
año. Una característica importante que podemos notar simplemente echando un vistazo al diagrama
θS es que los valores más altos de salinidad exceden 35.8 a partir del año 2000, oscilando desde
entonces. Las climatologías más recientes del área (van Aken, 2000b) muestran, según distribuciones
medias horizontales, la isohalina 35.8 en el nivel del máximo de salinidad localizada en torno a
6◦ W ó 7◦ W. Más ejemplos de mapas del máximo de salinidad en el área, en los cuales la isohalina
6.2. CUANTIFICACIÓN DE LOS CAMBIOS: PROCEDIMIENTO
121
35.8 está significativamente más al oeste de Santander, se encuentran en los trabajos de Díaz del
Río et al. (1998) y, a lo largo del talud, Huthnance et al. (2002). Sin embargo en el trabajo de Iorga
& Lozier (1999a), se muestra una climatología promedio de la sección 44◦ 300 N a lo largo del golfo
de Vizcaya en la cual la isohalina se extiende hasta el 3◦ W. La base de datos utilizada para esa
figura tiene un alto porcentaje de muestras correspondientes al periodo 1910-1950 (sus figuras 13
y A2C), por lo que valores de salinidad tan alta como la actual podrían haber estado presentes a
principios del siglo XX.1
6.2.
Cuantificación de los cambios: Procedimiento
Cuando estudiamos los cambios en las propiedades de la masas de agua es frecuente distinguir
dos componentes naturales. Por una parte puede ocurrir una modificación efectiva de las propiedades termohalinas de las masas de agua que altere el diagrama θS. Este tipo de cambios está
relacionado con variaciones en los flujos de calor y agua dulce en las regiones de formación de
las masas de agua, que luego son advectadas y se mezclan por procesos difusivos. Por otra parte,
pueden ocurrir desplazamientos verticales de los niveles isopicnos, fruto de desplazamientos coordinados de las isotermas y/o isohalinas, y que preserven el diagrama θS. Este segundo tipo de
modificación puede tener su origen en variaciones de las tasas de renovación de las masas de agua
que se forman, aunque también puede estar ligado a procesos dinámicos, por ejemplo cambios en
las corrientes de talud o el desplazamiento de un giro permanente bien establecido. En general
cualquier fuente de variabilidad de alta frecuencia modifica temporalmente la estructura vertical
del campo de densidad.
Se han desarrollado métodos para estudiar estos modos de variación e intentar separar el origen
de las señales observadas a partir de la hidrografía. Un modelo extensamente conocido fue propuesto
por Bindoff & McDougall (1994) y utilizado en ocasiones subsiguientes (Bindoff & McDougall ,
2000). El método asume que las modificaciones en las masas de agua son una combinación de tres
procesos: calentamiento en la zona de formación de las aguas que luego son subducidas al interior
del océano (calentamiento —pure warming—), disminución de la salinidad de esas mismas aguas
superficiales debida a cambios en las tasas de precipitación y evaporación (desalinización —pure
freshening—) y finalmente desplazamientos verticales de los niveles isopicnos de la columna de
agua (empuje —pure heave—). A partir de estos conceptos se establecen relaciones lineales entre
los cambios de temperatura potencial y salinidad en los niveles isopicnos e isobáricos a través de
la variación temporal de la profundidad de las isopicnas.
El modelo asume la conservación de contenido calorífico y salino y durante el proceso de subducción no considera fenómenos de mezcla. Por esta razón algunos autores han argumentado que
es difícil interpretar los resultados en algunos casos, especialmente cuando la razón de estabilidad
(Stability Ratio),
à ¯
!, Ã
!
¯
∂ρ ¯¯ ∂θ
∂ρ ¯¯ ∂S
Rρ =
,
(6.1)
∂θ ¯S,p ∂z
∂S ¯θ,p ∂z
varía de forma significativa entre diferentes capas y están implicadas muchas masas de agua de
distintos orígenes. Éste es el caso del Atlántico norte y el problema ha sido indicado por Bryden
1 Recordemos
que el Radial de Santander está localizado en la posición 003◦ 470 W, en la frontal de Santander.
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
122
et al. (1996) y posteriormente por Arbic & Owens (2001). Éstos autores decidieron analizar cambios
en las masas de agua sólo en base a dos componentes: empuje vertical de las superficies isopicnas
(pure heave) y cambios de temperatura y salinidad sobre niveles isopicnos (warming/freshening).
Las mismas consideraciones son válidas en la región sureste del golfo de Vizcaya. Además
de la alta curvatura que presenta localmente Rρ , la intensa mezcla diapicna presente eliminaría
señales debidas exclusivamente a procesos de calentamiento o desalinización; el orden de magnitud
del coeficiente de difusión vertical efectivo propuesto por van Aken (2001) para el talud íberoatlántico es de al menos Kz ∼ 10−3 m2 s−1 . Una anomalía tipo delta de Dirac insertada a una
profundidad
dada, se dispersaría por difusión pura como una gaussiana con una escala de longitud
√
∼ Kz t, capaz de uniformizar propiedades hasta en 180 m de columna de agua en tan solo un
año. En comparación, los valores del océano abierto (Kz ∼ 10−5 m2 s−1 , propuesto por ejemplo en
el trabajo de Bindoff & McDougall , 1994) uniformiza en torno a 20 m al año. Por éstas razones,
se analizará el conjunto de datos sin intentar separar calentamiento de desalinización en niveles
isopicnos.
Los trabajos de variabilidad climática referidos anteriormente o bien comparan propiedades
medias en un área oceánica amplia o bien consideran la reocupación de las mismas secciones a lo
largo de cuencas. La variable de densidad vertical escogida en esos trabajos es la densidad neutra
γ n (McDougall , 1987; Jackett & McDougall , 1997) porque evita problemas a la hora de definir
rangos apropiados de densidad potencial para diferentes áreas y/o niveles de presión (Reid , 1994).
Para el simple propósito de etiquetar rangos de densidad en una posición fija, y suponiendo que no
hay grandes cambios temporales en la estructura de las masas de agua, la densidad potencial σθ
cumple la misma función que la densidad neutra. Puesto que muchos trabajos en el área utilizan
σθ para identificar masas de agua se ha decidido tomarla como referencia para etiquetar masas de
agua a la hora de cuantificar propiedades aunque, para mantener la coherencia con otros trabajos
y permitir comparaciones con estudios climáticos en el Atlántico, en la tabla 6.3 se proporciona
una correspondencia (aproximadamente lineal en la serie) entre las dos variables de densidad. La
diferencia de trabajar con densidad potencial en vez de con superficies neutras es inapreciable en
nuestro caso (se reduce a pocos dbar al calcular la evolución de una u otra isopicna).
Tabla 6.3: Relación entre las variables de densidad σθ y γ n a partir de los datos del Radial de Santander.
σθ (kg m−3 )
γ n (kg m−3 )
27.100
27.166
27.200
27.267
27.300
27.365
27.400
27.459
27.500
27.550
27.600
27.639
Otra elección que se debe hacer antes de comenzar a analizar la variabilidad de las masas de
agua es decidir si se trabaja con temperatura potencial θ directamente o con unidades de energía.
Debido a la dependencia no lineal tanto de la capacidad calorífica Cp del agua de mar como de su
densidad respecto del campo CTD, la cantidad de calor absorbida por una porción de agua no es
exactamente proporcional a su aumento de temperatura potencial, sino que depende ligeramente
de la temperatura y la salinidad originales —∆T = ∆T (∆Q, T0 , S0 )—. La decisión de utilizar
contenido calorífico es más apropiada para interpretar cambios desde el punto de vista del balance
total de calor en el sistema climático mientras que θ es más intuitiva puesto que es la variable
medida. Para los rangos de variación presentes en la base de datos que nos ocupa las diferencias
en el resultado final entre utilizar temperatura potencial o hacer los cáculos con energía son del
orden de milésimas de grado, manifiestamente por debajo del rango natural de variación e incluso
6.2. CUANTIFICACIÓN DE LOS CAMBIOS: PROCEDIMIENTO
123
de la variabilidad relacionada con estructura fina no resuelta. Por simplicidad se trabajará con θ
aunque al final se proporcionarán las equivalencias de calor.
Tomando valores de σθ desde 27.1 hasta 27.6 a intervalos de 0.1 (tabla 6.3), se han construido
la series temporales del hundimiento de cada isopicna (heave) y las variaciones de las propiedades termohalinas promedio en las capas que se definen entre ellas. También se han calculado la
temperatura potencial θ y la salinidad S entre niveles isopicnos para tener una visión global de
los cambios. Como se ha comentado, los cambios termohalinos en niveles isobáricos fijos pueden
descomponerse en pure heave y una combinación warming/freshening y ambos términos pueden
en principio asociarse a procesos independientes y a mecanismos diferenciados. Para el caso de θ
se aplicaría la ecuación
¯
¯
¯
dθ ¯¯
dθ ¯¯
dp ¯¯ ∂θ
=
−
.
(6.2)
dt ¯p
dt ¯n dt ¯n ∂p
Pressure (dbar)
En esta expresión p indica derivadas en
superficies isobáricas y n en superficies iso200
picnas, los términos se conocen (de izquierda a derecha) como “cambio isobárico”, “cam300
bio isopicno”, y “cambio debido al desplazamiento de las isopicnas” (heave). Por ejemplo Arbic & Owens (2001) utilizaron este
400
procedimiento para analizar el calentamiento del Atlántico norte. La relación se deriva
500
de una expansión de Taylor propuesta por
Bindoff & McDougall (1994) y se asume que
600
los gradientes verticales de temperatura son
constantes en el tiempo, lo cual es una aproximación que no se satisface completamente
700
en la base de datos de Santander. La mayor
discrepancia ocurre en la parte superior de
800
la ENACW, donde la desviación estándar de
los gradientes verticales son comparables a
su valor (figura 6.3). Por ello es conveniente
900
comparar los resultados obtenidos mediante
−0.015
−0.01
−0.005
0
0.005
ésta aproximación con los que se derivan de
∂θ\∂p (ºC m−1)
un cálculo directo en niveles isobáricos (pues
cada uno de los tres términos de la ecuación
(6.2) puede calcularse independientemente). Figura 6.3: Gradiente vertical de temperatura potencial ∂θ/∂p
calculado como diferencias finitas centradas en celdas de
No se observan visualmente ciclos esta- 4 dbar sobre la señal una vez se le ha aplicado un filtro de
paso bajo tipo Butterworth tal y como se describe en Arbic
cionales relevantes en ninguna de las series & Owens (2001). Datos de la estación 7. La línea negra es el
temporales generadas, por lo se puede infe- promedio y las grises marcan la media ± la desviación típica.
rir antes de hacer cálculos que la variabilidad interanual y de largo término bajo la capa de mezcla es manifiestamente superior al ciclo
estacional. En estos casos, la detección y retirada de ciclo estacional puede ser bastante problemática por dos razones: como se ha discutido, puede existir más de un origen para el ciclo estacional
causando interferencia. Además las muestras no están distribuidas uniformemente debido a una
124
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
falta de datos en invierno, especialmente por los primeros años de muestreo. Tal y como se ha
comentado en la sección 5.1 (página 68) la determinación de un ciclo mensual promedio a partir de
los datos y su posterior extracción de la serie temporal es un procedimiento bastante inseguro. Al
igual que para las aguas superficiales, se considerará que el ciclo puede se ajustado por un término
lineal más un ciclo representado por armónicos anual y sus frecuencias múltiplos (ecuación 5.1).
Primero se ha chequeado si el ajuste con un sólo armónico anual resulta significativo al nivel del
95 % a partir de un test-t de Student. En caso negativo el resultado final es simplemente un ajuste
a una tendencia lineal por mínimos cuadrados, en caso afirmativo se ha chequeado si una señal
armónica semianual resulta también significativa aunque en ninguno de los casos que veremos en
la siguiente sección ha ocurrido. Tras no encontrar diferencias significativas entre las estaciones 7
y 8 se presentan sólo resultados de la estación 7.
6.3.
Cuantificación de los cambios: Resultados
Como ya se intuía, el ciclo estacional resultó significativo al 95 % en muy pocos casos, con
amplitudes muy débiles en comparación con la señal interanual y con fases difíciles de interpretar.
Como se han analizado muchas series temporales tanto en niveles isopicnos como isobáricos puede
haber ciclos espureos debidos al enmascaramiento de la señal, pero se ha mantenido el criterio
estadístico de retenerlos si eran significativos al 95 %. Aparece una señal anual significativa en el
borde de la plataforma (estación 6) en la serie temporal de la profundidad de la isopicna 27.1;
presenta un ciclo de amplitud 30 ± 10 dbar con el máximo de profundidad a mediados del mes 1,
aunque una inspección simple de los datos (figura 6.4, más adelante) revela que este pulso no ha
ocurrido todos los años. La isopicna siguiente 27.2 tiene la misma señal pero más débil y un desfase
de mes y medio (máximo en el mes 11), lo cual hace que el grosor de la capa 27.1–27.2 describa un
pequeño ciclo con un mínimo aproximadamente en el mes 3. En la estación 7 también la profundidad
de la isopicna más ligera 27.1 presenta un ciclo significativo pero la máxima profundidad se alcanza
a finales del mes 8 y su amplitud es de sólo 15 ± 8 dbar.
Estos ciclos estacionales son, probablemente, reales pero resultan demasiado débiles para ser
resueltos nítidamente a partir de la serie actual de datos; según se vayan añadiendo más años en el
futuro se generará una imagen más clara. Aun siendo consciente de la debilidad de las señales se
puede interpretar que la isopicna 27.1 debe estar influida por el efecto de la IPC (véase el capítulo
4), con mucho más impacto en la estación de borde de de plataforma 6. Dado el caracter de la
señal de llegada de la IPC como pulsos de corta duración el ajuste por armónicos no es la forma
más adecuada de tratar esta señal. Por otra parte las variaciones en la estación 7 pueden estar
ligadas más a la estacionalidad de larga escala de las tasas de renovación de la ENACW. Otras
señales significativas son el grosor en la capa entre las isopicnas 27.5–27.6 en la estación 7, y θ en
las capas 400–500 dbar en la estación 6 y 800–900 dbar en la estación 7. Una inspección visual de
estas señales puede sugerir indicios de ciclos estacionales, que también podrían ser reales y ligados
a estacionalidad en la corriente de contorno de talud en toda su extensión, o a patrones en las tasas
de renovación. La existencia de ciclos estacionales al nivel de la MW se discuten, en la región del
margen Íbero-Atlántico, por Huthnance et al. (2002), pero en su trabajo no se extraen conclusiones
definitivas. Es interesante indicar que ninguna señal en la coordenada isopicna resultó significativa,
por lo que la estructura termohalina no parece experimentar ciclos anuales en absoluto. Éste es el
resultado encontrado para la ENACW por Pérez et al. (1995).
6.3. CUANTIFICACIÓN DE LOS CAMBIOS: RESULTADOS
125
En todo caso, los mayores ciclos estacionales son en torno a una o dos veces la tendencia
interanual encontrada (exceptuando el caso de las isopicnas más someras de la estación 6 que lo
exceden en tres veces). Esto significa que los cambios debidos al ciclo estacional durante un solo
año son del orden de los cambios debidos a la tendencia interanual en el curso de ese mismo año,
y por lo tanto muy pequeños comparados con las tendencias acumuladas en la serie de 10 años.
En conclusión, la presencia de ciclos estacionales resueltos de forma insuficiente no es preocupante
para el propósito de examinar la variabilidad interanual en las masas de agua.
Las figuras 6.4–6.7 muestran las series temporales de las propiedades hidrográficas medidas
sobre isopicnas e isóbaras, así como el hundimiento de las isopicnas, y la figura 6.8 resume la
información de los ajustes en modo gráfico. Se muestran los datos reales y el ajuste lineal presentado
es aquél que da cuenta del ciclo estacional si es significativo, tal y como ha sido descrito en la
sección previa. La figuras 6.4 y 6.8A presentan la serie temporal de la profundidad a la que se
encuentran las isopicnas 27.1–27.6 en las estaciones 6 y 7. Ambos niveles 27.1 y 27.2 han sufrido
hundimiento generalizado durante todo periodo, pero también presentan variabilidad interanual
acusada, especialmente en la isopicna más somera. La característica más evidente en los datos es
un hundimiento abrupto desde 1999 hasta 2001 en la estación 7. El ruido es más evidente en la
estación 6 de borde de plataforma. La isopicna 27.1 progresó desde 200 dbar hasta más de 300
dbar (extremos de la regresión lineal) mientras que 27.2 lo hizo desde algo menos de 400 dbar
hasta 450–500 dbar respectivamente en las estaciones 6 y 7. Esta porción de la columna de agua
se corresponde con el núcleo principal de la ENACW y el hundimiento de las isopicnas involucra
un aporte extra de aguas más ligeras, cuyo origen será discutido en la sección siguiente.
En lo que se refiere a diferencias entre estaciones, se observa que la isopicna 27.2 en la estación
6 se profundizó a una tasa menor que en la estación 7. La profundidad de la isopicna 27.3 (contorno
inferior de la capa del mínimo de salinidad) es la única propiedad que difiere en comportamiento
entre la estación 6 y las externas 7 y 8. Mientras que en la estación 7 no hubo apenas cambios,
en la estación 6 se observa una ligera (pero estadísticamente significativa) tendencia de 27.3 a
hacerse más somera. Esta combinación origina una variación en la curvatura de las isopicnas desde
el borde de la plataforma hasta la transición del talud, que desde el punto de vista del balance
geostrófico resulta en un incremento de la componente hacia el oeste de las corrientes de talud en
el rango entre estas isopicnas (en torno a 500 m) para todo el periodo. Concretamente tendríamos
una inclinación relativa de 60 m en 10 km. Utilizando la ecuación de Margule
tan γ =
f ρ2 v 2 − ρ1 v 1
g
ρ2 v 2
(6.3)
donde ρ y v son las densidades y velocidades relativas a la misma referencia en cada nivel, f el
parámetro de Coriolis, g la gravedad y γ el ángulo de inclinación entre ambos niveles, se puede
comprobar que este cambio provocaría un desajuste gesostrófico del orden de 5 cm s−1 . Éste resultado debe ser tomado con cautela porque esta capa de agua tiene supuestamente velocidades muy
bajas, que además podrían estar dirigidas predominantemente en paralelo a la sección (meridional)
debido en parte al efecto de la topografía local (Colas, 2003, sus figuras 2.1 y 2.5). La falta de
coherencia en los muestreos en ambas estaciones también pueden añadir incertidumbre sobre este
resultado.
Finalmente, sobre 27.4 (donde la influencia de la MW es ya notoria) no hay evolución de la
profundidad de las isopicnas; esto se observa nítidamente en la estación 7, y en la estación 6 esta
isopicna ha sido alcanzada pocas veces y la falta de datos provoca que el intervalo de confianza de
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
126
Pressure of isopycnals
0
27.1 → 9.4 ± 2.0 dbar yr−1
0
A
200
400
27.2 → 4.7 ± 2.1 dbar yr−1
200
400
600
27.3 → −6.1 ± 2.0 dbar yr−1
400
500
500
600
600
700
500
27.3 → 2.3 ± 1.9 dbar yr−1
700
27.4 → −5.3 ± 7.6 dbar yr−1
500
600
600
700
700
800
1992
27.2 → 9.9 ± 1.7 dbar yr−1
400
600
400
B
200
400
200
27.1 → 13.1 ± 1.6 dbar yr−1
27.4 → 0.7 ± 2.4 dbar yr−1
800
1994
1996
1998
2000
2002
2004
700
27.5 → −1.4 ± 2.5 dbar yr−1
800
900
900
27.6 → −1.6 ± 2.5 dbar yr−1
1000
1100
1992
1994
1996
1998
2000
2002
2004
Figura 6.4: Series temporales y mejor ajuste por mínimos cuadrados a una tendencia lineal y en su caso a un ciclo
(véanse los métodos) para la presión a la que se encuentran las diferentes isopicnas en la estaciones 6 (A) y 7 (B).
Los puntos son los valores medidos y la línea recta el ajuste lineal (igualmente para las figuras 6.5–6.7). Nótense las
diferencias en cobertura temporal y frecuencia de muestreo.
6.3. CUANTIFICACIÓN DE LOS CAMBIOS: RESULTADOS
127
la medida de su variación sea grande (figura 6.8A). En las capas superiores de la MW (27.5–27.6),
las isopicnas han tendido hacia profundidades más someras aunque de forma no significativa (entre
20–40 dbar de subida en el periodo 1994–2001). En 2002, un hundimiento abrupto de las isopicnas
restauró los valores a los encontrados en 1995.
Se analizará ahora la variación en los grosores de las capas (figuras 6.5A y 6.8D). Apenas
hay nada que decir respecto de la MW, en la que se mantuvieron prácticamente constantes sin
tendencias significativas durante el periodo estudiado. El núcleo de la ENACW presentó un ligero
decrecimiento de su grosor. Sin duda, la variación más notable y llamativa ocurrió en el nivel del
mínimo de salinidad (27.2–27.3), que sufrió la reducción progresiva (en torno a 8 dbar por año,
desde 200 dbar a 120 dbar). El resultado es similar para las tres estaciones y no se advierten
síntomas de recuperación en el otoño de 2003 (el fin del periodo analizado aquí).
En las figuras 6.5B y 6.8E se observa la evolución de la temperatura potencial a partir de las
capas definidas por isopicnas. Se encuentran diferentes situaciones para las tres capas principales
analizadas. En el núcleo de la ENACW se advierten dos periodos separados. Primero se produce
un incremento progresivo de la temperatura hasta 1998 en el que se aprecia un salto notable;
entonces comienza un decaimiento continuo que se prolonga hasta el final del análisis. Ligadas
por la densidad, las propiedades de la salinidad entre capas isopicnas experimentan el mismo
comportamiento cualitativo y las tendencias se muestran en la figura 6.8F. El rango de variabilidad
(la diferencia de los valores extremos) es de aproximadamente 0.4◦ C grados y 0.10 en salinidad
entre el máximo del invierno 1998–99 y el mínimo al final del periodo. Las propiedades en el núcleo
del mínimo de salinidad han permanecido inalteradas durante todo el periodo (excepto, como ya
sabemos, por el hundimiento del nivel en sí mismo y la reducción de su volumen). Finalmente en la
capa MW ha habido un incremento de temperatura y salinidad progresivo evidenciando de nuevo
la modificación efectiva de las propiedades termohalinas en está capa de agua, algo ya evidente a
partir de la figura 6.1. La tendencia continuada al calentamiento varió en el rango 0.02–0.04◦ C yr−1
(una vez más dependiendo de la capa considerada) hasta finales del 2001. Entonces la progresión
se detuvo en los dos niveles de densidad más profundos pero no en el 27.3–27.4. Los incrementos de
salinidad se mantuvieron en el rango 0.004–0.009 /año en los niveles más profundos hasta finales
de 2001. A partir de entonces se produjo un patrón oscilatorio pero no se aprecia una tendencia
clara.
La evolución de la temperatura potencial entre isobaras se muestra en las figuras 6.6 y 6.8B.
Los diferentes esquemas de modificación de las distintas masas de agua tienen como efecto una
tendencia generalizada al calentamiento en todas las profundidades aunque la señal de la estación
6 es más ruidosa. La capa 200–300 dbar evidencia picos acusados en 1998 y 2001. La tendencia
al calentamiento es estadísticamente significativa en todas las capas, con valores de 0.03–0.04◦ C
en la ENACW (incluso hasta los 500 dbar) y algo inferior (0.015–0.020◦ C /año) en profundidades
mayores aunque con menor dispersión. Las tendencias de salinidad entre isobaras (figuras 6.7 y
6.8C) alcanzan en la capa MW valores de 0.005 /año pero en capas más someras, donde la densidad
no se ha compensado, el ajuste deja de tener sentido puesto que la variabilidad interanual no es
en absoluto lineal, al igual que había ocurrido con la temperatura en isopicnas.
La información sobre todos los cambios se resume en la tabla 6.4. También se incluye el cálculo
de la ecuación 6.2 para las tendencias promedio que muestra concordancia con los valores calculados
para el calentamiento en isobaras excepto en las profundidades más someras. Esto es debido a la
inexactitud de considerar el término ∂θ/∂p constante en el tiempo (figura 6.3). El resultado final
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
128
Thickness of layer // mean θ
27.1//27.2 → −3.4 ± 1.7 dbar yr−1
300
12.0
B
A
200
11.5
100
11.0
−1
250
27.1//27.2 → −0.012 ± 0.005 ºC yr−1
27.2//27.3 → −8.0 ± 1.0 dbar yr
11.0
27.2//27.3 → −0.000 ± 0.003 ºC yr−1
200
150
10.75
100
50
250
10.5
27.3//27.4 → −2.7 ± 1.6 dbar yr−1
10.7
200
10.6
150
10.5
100
10.4
50
10.3
−1
250
27.3//27.4 → 0.011 ± 0.003 ºC yr−1
27.4//27.5 → 0.019 ± 0.003 ºC yr−1
27.4//27.5 → −1.9 ± 1.8 dbar yr
10.4
200
150
10.2
100
50
250
10.0
27.5//27.6 → −0.1 ± 1.4 dbar yr−1
27.5//27.6 → 0.022 ± 0.007 ºC yr−1
10.1
200
150
9.9
100
50
1992
1994
1996
1998
2000
2002
2004
9.7
1992
1994
1996
1998
2000
2002
2004
Figura 6.5: A) Series temporales para el grosor (expresada en dbar) de la capa entre isopicnas consecutivas. B) Promedio de θ (◦ C) para cada capa. Datos de la estación 7.
6.3. CUANTIFICACIÓN DE LOS CAMBIOS: RESULTADOS
129
mean θ between isobars
13.0
200//300 → 0.032 ± 0.008 ºC yr−1
12.0
12.0
11.5
11.0
11.0
11.5
400//500 → 0.025 ± 0.006 ºC yr−1
11
11.0
10.5
10.5
10
11
600//700 → 0.015 ± 0.005 ºC yr−1
11
10.5
700//800 → 0.017 ± 0.004 ºC yr−1
10
−1
800//900 → 0.016 ± 0.005 ºC yr
10.5
10.0
9.5
1992
500//600 → 0.015 ± 0.006 ºC yr−1
10.5
10
10.5
300//400 → 0.032 ± 0.007 ºC yr−1
900//1000 → 0.020 ± 0.010 ºC yr−1
10.0
1994
1996
1998
2000
2002
2004
9.5
1992
1994
1996
1998
2000
2002
2004
Figura 6.6: Serie temporal del promedio de θ (◦ C) entre capas entre definidas por isóbaras consecutivas. Datos de
la estación 7.
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
130
mean Sal between isobars
200//300 → −0.002 ± 0.002 yr−1
35.70
300//400 → −0.002 ± 0.001 yr−1
35.70
35.60
35.60
35.50
400//500 → −0.001 ± 0.001 yr−1
500//600 → 0.001 ± 0.001 yr−1
35.70
35.70
35.60
35.60
600//700 → 0.002 ± 0.002 yr−1
700//800 → 0.005 ± 0.002 yr−1
35.70
35.70
35.60
35.60
800//900 → 0.005 ± 0.001 yr−1
900//1000 → 0.005 ± 0.001 yr−1
35.80
35.80
35.70
35.70
1992
1994
1996
1998
2000
2002
2004
1992
1994
1996
1998
2000
2002
2004
Figura 6.7: Serie temporal del promedio de salinidad entre capas entre definidas por isóbaras consecutivas. Datos
de la estación 7.
6.4. DISCUSIÓN SOBRE LOS CAMBIOS EN LAS MASAS DE AGUA
2−3
Layer (× 100 dbar)
Isopycnals
27.2
27.3
27.4
27.5
27.6
B
3−4
4−5
5−6
6−7
7−8
8−9
9−10
−20
−10
0
10
20
−0.02
Press. isopyc. rate (dbar yr−1)
4−5
5−6
6−7
7−8
8−9
9−10
0
0.02
0.04
−0.01 −0.005
⟨ θ ⟩ rate (ºC yr−1)
D
Isopycnal Branch
3−4
F
27.1−2
27.2−3
27.2−3
27.2−3
27.3−4
27.3−4
27.3−4
27.4−5
27.4−5
27.4−5
27.5−6
27.5−6
27.5−6
0
10
0.005 0.01
E
27.1−2
−10
0
⟨ Sal ⟩ rate (yr−1)
27.1−2
−20
C
2−3
Layer (× 100 dbar)
A
27.1
131
20
Thick. isopyc. rate (dbar yr−1)
−0.02
0
0.02
0.04
⟨ θ ⟩ rate (ºC yr−1)
−0.01 −0.005
0
0.005 0.01
⟨ Sal ⟩ rate (yr−1)
Figura 6.8: Tendencias a partir del ajuste por regresión de mínimos cuadrados de las propiedades analizadas en las
figuras 6.4–6.7. A) Presión a la que se encuentran las isopicnas (figura 6.4). B) θ entre isóbaras (figura 6.6). C)
Salinidad entre isóbaras (figura 6.7). D) Grosor entre isopicnas (figura 6.5A). E) θ entre isopicnas (figura 6.5B). F)
Salinidad entre isopicnas (no se muestra). Los intervalos de confianza mostrados son del 95 % a partir de un test-t
de Student. Los círculos pertenecen a la estación 6 y los asteriscos a la 7.
es que la ENACW se ha calentado debido al hundimiento de las isopicnas con un componente de
enfriamiento en isopicnas proporcional a 4:1, insuficiente para compensar el efecto opuesto. El nivel
del mínimo de sanidad se ha calentado exclusivamente por hundimiento de las isopicnas y la MW
se ha calentado exclusivamente por cambios en los niveles isopicnos (el efecto del desplazamiento en
isopicnas es aproximadamente de 10:1 y opuesto para diferentes capas). Los incrementos de calor
para la columna de agua, expresados en kJ m−3 /año, son aproximadamente 140 para la ENACW,
60 para el mínimo de salinidad y 80 para la MW, el promedio para toda la columna de agua es de
90 (approx. 1000 kJ m−3 ó 0.24◦ C para el periodo de estudio 1992-2003).
6.4.
Discusión sobre los cambios en las masas de agua
Los cambios observados en todas las masas de agua han de ser fruto, necesariamente, de una
combinación de la variabilidad propia de las masas de agua durante el proceso de formación (ligada
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
132
Tabla 6.4: Valores representativos de las modificaciones de las diferentes masas de agua como resultado del ajuste
lineal más ciclos armónicos en su caso (ecuación 5.1) y la aplicación posterior de la ecuación 6.2. El término ∂θ/∂p está
calculado a partir del perfil promedio y tomando la presión media de cada nivel isopicno (columna E). Si se promedia
el término para toda la capa el resultado es similar. El término C es el calentamiento debido al desplazamiento de las
isopicnas y D es el calentamiento sobre isóbaras fijas a partir de la ecuación 6.2. Se compara con el cálculo directo
del calentamiento sobre isóbaras (F). Todos los datos corresponden a la ecuación 7 y las tasas son anuales.
σθ
27.1-2
ENACW
27.2-3
Sal.Min
27.3-4
MW
27.4-5
MW
27.5-6
MW
A
¯
dθ ¯¯
dt ¯
n
-0.011
B
¯
dS ¯¯
dt ¯
n
-0.004
C
¯
dp ¯¯ ∂θ
−
dt ¯n ∂p
0.046
D
¯
¯
dθ ¯
(A+C)
dt ¯p
E
hpi|n
Pres.
F
¯
dθ ¯¯
dt ¯
p
500-600 Sal.Min
0.032
0.032
0.025
0.015
642
600- 700 MW
0.015
0.019
763
700- 800 MW
0.017
0.020
896
800-900 MW
0.018
0.020
0.035
343
0.000
0.000
0.022
0.022
508
0.012
0.003
0.003
0.015
0.020
0.005
-0.001
0.023
0.005
-0.003
200-300 ENACW
300-400 ENACW
400-500 Sal.Min
900-1000 MW
al forzamiento atmósfera-océano en las zonas remotas) y de los procesos oceanográficos que afectan
a las masas de agua mientras son advectadas hasta la posición del muestreo, es decir cambios en
la circulación (intensidad y patrón) y/o en el proceso de mezclado. En esta sección se discutirán
los cambios observados en las distintas masas de agua buscando sus posibles orígenes.
6.4.1.
Cambios en el núcleo de la ENACW (entre σθ = 27.1 y σθ = 27.2)
La primera capa que se ha analizado es la parte superior y núcleo de la ENACW. Hemos
visto cómo, durante la década pasada, las profundidades de las isopicnas que delimitan esa capa
se han hundido debido a un mayor aporte de aguas más ligeras en las capas superficiales. El
proceso se incrementó a finales de 1998 cuando se alcanzaron los valores máximos del registro en
temperatura y salinidad en isopicnas, precisamente el año que se ha descrito como el de mayor
contenido calorífico en toda la región del Atlántico norte (Levitus et al., 2000). Tras 1998, se observa
una reducción progresiva de la salinidad. Es conocido que las propiedades de las aguas centrales
están correlacionadas entre el Talud Armónicano y el margen Íbero-Atlántico (van Aken, 2001;
Huthnance et al., 2002) y a partir de los datos de Santander vemos que la correlación también
ocurre en la región sureste del golfo de Vizcaya (véase la figura 6.9A). Por ello es razonable pensar
que los resultados representan los cambios en un área más amplia, como ha sido discutido en
secciones previas.
Tal y como ha sido descrito en numerosos trabajos (Pollard & Pu, 1985; Pérez et al., 1995;
Pollard et al., 1996; Pérez et al., 2000; Huthnance et al., 2002), la variabilidad de la ENACW
se relaciona tanto con el forzamiento atmosférico invernal en la zona de formación de esta masa
Characteristic Salinity
27.3
27.2
27.1
27.0
26.9
C
1994
35.55
1980
35.60
35.65
35.70
1996
30 W
36oN
40oN
44oN
48 N
o
o
1985
52oN
A
20 W
o
10 W
o
1995
1998
2000
Potential Vorticity
B
1990
0
o
2002
2000
2005
93
94
95
96
97
98
99
00
01
02
03
99
00
01
02
03
60
90
70
80
90
100
110
120
91
92
93
94
95
96
97
98
99
00
01
02
F
03
04
−2
−1
0
1
2
11.0
04
98
11.1
12.8
90
97
11.2
13.0
96
11.3
13.2
95
11.4
13.4
94
11.5
13.6
93
11.6
13.8
92
11.7
14.0
91
11.8
14.2
E
14.4
35.55
04
92
−40
90
35.65
35.70
35.75
35.60
91
D
35.80
−30
−20
−10
0
Figura 6.9: Propiedades de la ENACW en relación a la interacción atmósfera-océano en las zonas de formación a partir de los análisis del NCEP (sección
3.2.3). A) Variabilidad interanual de la salinidad sobre isotermas específicas representativas de la ENACW en posiciones sobre el talud a lo largo del
golfo de Vizcaya (círculos negros para el margen Íbero-Atlántico (θ = 12◦ C), círculos blancos para el talud armoricano (θ = 11.5◦ C) y línea continua
para el talud en Santander (θ = 11.75◦ C). Compuesto a partir de los datos de la figura 4 de Huthnance et al. (2002). B) Puntos de malla a partir del
NCEP usados para los cálculos. C) Evolución temporal de la vorticidad potencial (ecuación 2.1) para la estación 6. Las manchas negras representan
valores inferiores a 6 × 10−11 m−1 s−1 , el resto de contornos corresponde a 6–10, 10–60 y más de 60 [×10−11 m−1 s−1 ]. D) Salinidad característica de la
ENACW en la estación 6 (al igual que la figura A) como línea continua y círculos blancos. Régimen P − E (Precipitación menos Evaporación) en la zona
de formación (círculos negros y línea discontinua), promedio de largo término (1948–2003) y desviación estándar mostrada como línea discontinua vertical.
E) Temperatura potencial θ en la capa 200-500 dbar como línea continua con círculos blancos. Temperatura del aire en la zona de formación (círculos
negros con línea discontinua), promedio de largo término (1948–2003) y desviación estándar mostrada como línea discontinua vertical. F) Índice NAO de
invierno como línea continua con círculos blancos, promedio de largo término (1950–2003) y desviación estándar mostrada como línea continua vertical.
Calor cedido a la atmósfera en invierno (suma de calores sensible, latente y radiaciones de onda larga y corta) como círculos negros y línea discontinua;
promedio de largo término (1948–2003) y desviación estándar mostrada como línea discontinua.
σθ
P−E (mm m−2 month−1)
Air Temperature (ºC)
Winter air−sea Flux (W m−2)
Sal ENACW (isotherm 11.75ºC)
θ ENACW (average 200−500dbar)
NAOJFM (Winter)
35.75
6.4. DISCUSIÓN SOBRE LOS CAMBIOS EN LAS MASAS DE AGUA
133
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
134
de agua como con variaciones del régimen advectivo de las aguas centrales desde regiones más
occidentales, todo ello modulado según el patrón del índice NAO. Con el objetivo de comprender
los cambios que han ocurrido en esta masa de agua se han consultado los cambios atmosféricos
y los flujos atmósfera-océano en la región de formación. Para ello se han tomado los registros de
reanálisis del NCEP, disponibles desde 1948, y se han comparado con los cambios observados en
la masa de agua. El área seleccionada para la integración se puede ver en la figura 6.9A, que se
ha escogido como la región de circulación débil donde supuestamente se forma durante la mezcla
invernal esta agua modal (Pollard et al., 1996).2 Los puntos de la malla que se han seleccionado
comprenden todo el área al este de 20◦ W, limitada por 44◦ N y 49◦ N, y evitando la región donde
la mezcla invernal excede los 500 dbar, pues supuestamente debe contribuir a variedades de masas
de agua más densas. El límite meridional del área de formación (44◦ N) fue escogido a partir de la
latitud donde aflora la isopicna más ligera analizada (27.1), que varía entre 42◦ N y 46◦ N de un año
a otro (Pérez et al., 1995; Pollard et al., 1996), por lo que un valor medio parece una propuesta
razonable. Además, las aguas formadas al sur de 44◦ N difícilmente serían advectadas hacia el golfo
de Vizcaya bajo el patrón de circulación que se acepta en la actualidad. De todas formas, no se
encuentra excesiva sensibilidad ante desplazamientos ligeros de los contornos de la región.
La figura 6.9D presenta la precipitación menos evaporación (P −E) calculada como flujo de calor
latente multiplicado por el coeficiente de calor latente del agua de mar (LE = 2.5 × 106 J kg−1 ),
junto con el valor de la salinidad en la isoterma 11.75◦ C. Así es posible establecer la asociación
con la figura 6.9A y por lo tanto con el trabajo referenciado en ella. Los valores P − E presentados
son promedios anuales puesto que el balance neto anual es resultado de la reserva de agua dulce
acumulada antes de la mezcla invernal, y se muestra como litros × m−2 (o igualmente milímetros
de agua dulce). Tanto para la salinidad entre isóbaras (figura 6.7), como para la salinidad entre
isopicnas (no se muestra), se ve el mismo patrón3 , el cual refleja bastante concordancia con la
variabilidad P − E aunque sin un decalaje claro. Por tanto, el principal mecanismo que domina la
salinidad de la ENACW parece ser el régimen P − E en concordancia con varios de los artículos
referenciados a lo largo de este trabajo. Es posible hacer una estimación cuantitativa calculando
la entrada-salida de agua dulce necesaria para dar cuenta de los cambios de salinidad según un
esquema de conservación de sal, tal y como proponen Curry et al. (2003)
ρ1 S1 H = ρ2 S2 (H + ∆h),
(6.4)
donde ρ1 , ρ2 y S1 , S2 son la densidad y la salinidad promedio en los tiempos 1 y 2, H el grosor
de la capa y ∆h la capa de agua dulce añadida o retirada de la columna de agua para compensar
la anomalía salina. De esta manera vemos en la figura 6.10 como la anomalía P − E sigue cualitativamente el patrón de variación de salinidad en la capa ENACW y es del orden de magnitud,
aunque ligeramente insuficiente para dar cuenta de la variación observada en la capa 200–400 dbar
completa (se ajustaría casi perfectamente a la capa 200–300 dbar). En cualquier caso dadas las
posibles arbitrariedades escogiendo el área “representativa”, y los errores inherentes a los reanálisis
de las magnitudes precipitación y evaporación, podemos considerar que la concordancia es muy
alta y en una primera aproximación no sería necesario invocar otras causas de origen advectivo
para explicar las variaciones observadas en la salinidad.
Ligada por la densidad, la temperatura entre isopicnas ha seguido el mismo patrón de variación
de la salinidad, pero contrariamente la temperatura en isobaras se ha incrementado de forma
2 Véase
también la figura 2.4 en la página 22.
en 1998 y mínimos en 1995 y 2001.
3 Máximo
6.4. DISCUSIÓN SOBRE LOS CAMBIOS EN LAS MASAS DE AGUA
135
Annual P−E vs Freshwater loss
20
Freshwater Anomaly ∆(h) (cm)
P−E from NCEP
200−400 dbar Sal Anomaly. St7
10
0
−10
−20
−30
−40
−50
1988
1989
1990
1991
1992
1993
1994
1995
1996
year
1997
1998
1999
2000
2001
2002
2003
2004
Figura 6.10: Comparación entre la anomalía en cantidad de agua dulce retirada o añadida a la columna de agua
equivalente a la anomalía de salinidad en la capa 200–400 dbar según la ecuación 6.4 (en rojo), y la anomalía en el
régimen P − E según el NCEP en la región dada por la figura 6.9 (o igualmente 3.6). Ambas están expresadas en
cm anuales.
continua para todo el periodo analizado. La temperatura de la ENACW depende, al igual que la
salinidad, de la interacción atmósfera-océano, pero en este caso lo primordial no es la reserva neta
de calor acumulada en las aguas superficiales durante el año previo a los eventos de formación
invernal del agua modal, sino a la cantidad de calor trasferida a la atmósfera durante ese periodo.
Esta fuga de calor invernal es a su vez combinación de los balances entre calores latente y sensible y
la radiación emitida y recibida por el océano. Dichos balances dependen, parcialmente del gradiente
de temperatura aire-agua, y sobre todo de la intensidad de los pulsos de viento. En la figura 6.9F
se muestra el balance neto de los flujos de calor promedio durante los meses de invierno (eneromarzo) junto con el índice NAOJFM de invierno. El balance de calor fue significativamente alto
durante el invierno de 1991 y el invierno de 1996 (respecto a media y desviación típica del intervalo
1948-2003). El caso de 1991 está muy bien documentado en algunos de los artículo referenciados.
El balance neto resultó anormalmente bajo para el periodo 1992-1994 pero desde 1997 hasta la
actualidad se mantuvo en valores promedios. Por el contrario, la temperatura del aire en el área
fue extremadamente alta desde 1994 excepto en 1996 (figura 6.9E, donde se muestra también la
temperatura potencial promediada para la capa 200-500 dbar). Dado que la cesión invernal de
calor no se incrementó en la pasada década, la reserva de calor en la superficie del océano continuó
incrementándose provocando el ascenso generalizado de las temperaturas en la capa. El índice
NAO de invierno parece explicar relativamente bien la anomalía de calor emitido a la atmósfera
aunque falla en los años 2001 y 2003. Si buscamos relación entre el índice NAO de invierno y la
variabilidad interanual de las propiedades termohalinas de las aguas centrales la relación se hace
menos evidente por lo que no parece muy apropiado para analizar periodos tan cortos.
El intenso pico de temperatura de 1998 en la capa superior (200–300 dbar), y visible en la
isopicna 27.1, se explica por las temperaturas extremadamente altas en aire y océano y por el
bajo balance P − E durante todo el año. Sin embargo, hay otro pico en temperatura en 2001,
no correlacionado con salinidades (por tanto, no visible en isopicnas), que se extiende hasta los
500 dbar y que no tiene una explicación sencilla a partir de los flujos atmósfera-océano únicamente.
136
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
El invierno de 2001 fue extremadamente lluvioso (aunque la pluviosidad media anual fue normal);
la temperatura del aire también presenta un valor medio según el registro histórico pero bajo en
el contexto del periodo analizado 1990-2003, y ni los flujos de calor invernales ni los promedios
anuales fueron anormales. El año 2001 presentó el índice NAO invernal más bajo para todo el
periodo analizado, y el índice NAO anual fue ligeramente menor que el de 1996. Sin embargo, la
cesión de calor a la atmósfera se mantuvo en valores promedio en 2001 mientras que en 1996 fue
muy alta. Por tanto la respuesta del océano en 2001 parece haber sido tremendamente diferente a
la de 1996. Dye et al. (2002) discutió el caso de las diferentes respuestas de la SST del mar del norte
en esos años de índice NAO negativo, 1996 y 2001, incidiendo en las diferentes configuraciones del
dipolo de SLP ambos inviernos. Es posible que en 2001 se haya producido algún cambio en los
patrones de circulación de larga escala en el Atlántico norte pues la única explicación razonable
para el calentamiento observado en el golfo de Vizcaya en 2001 parece ser una causa advectiva.
El resultado final en relación a las isopicnas es un aumento de su profundidad, dominada por una
caída intensa del nivel 27.1 en torno al año 2000, cuando la salinidad estaba en proceso de reducción
y la temperatura aumentaba y por tanto ambas contribuían a una reducción en densidad.
La evolución de la vorticidad potencial, PV, también es útil a la hora de analizar los cambios
en las aguas centrales. Puesto que el agua modal se forma por mezcla invernal, toda la extensión
de la capa de mezcla adquiere estratificación nula (lo que se conoce como una picnostand o zona de
gradiente de densidad mínimo). Tras su formación, la ENACW queda delimitada en su parte inferior
por la termoclina permanente, y cubierta por la termoclina estacional, y mientras es advectada
desde su región de formación sus contornos se van degradando por los procesos de difusión de
pequeña escala (y reestratificando a partir de los extremos). Por tanto, la profundidad del mínimo
de PV es una indicación de la profundidad alcanzada por la mezcla invernal, y una medida de
la pérdida de flotabilidad. El mínimo de PV define el núcleo del agua modal y puede ser usada
como un trazador. A partir de la sección se ha determinado el núcleo de la ENACW en el nivel
σθ = 27.16 ± 0.06 en concordancia con el valor encontrado por Boscolo & Pérez (2000) a partir
de su base datos histórica, que comienza en los años cincuenta. La evolución del mínimo de PV
en coordenadas isopicnas se puede ver en la figura 6.9C; el núcleo de ENACW ha derivado hacia
isopicnas más ligeras (desde 27.2 hasta 27.1). Sin embargo, debido al hundimiento de las isopicnas
en el periodo esto se corresponde con cambio nulos (o muy pequeños) en la profundidad del mínimo
de PV, que siempre se mantuvo entre 300 y 400 dbar. En definitiva, la profundidad alcanzada por
la mezcla invernal no cambió significativamente durante el periodo estudiado lo cual concuerda con
los balances de calor netos que hubo (que se mantuvieron en valores normales). Sin embargo, la
reserva de calor de la capa de mezcla se incrementó de forma continuada, causando un agua modal
más templada (y por tanto más ligera). El efecto disminuyó durante el periodo de ascenso de la
salinidad entre 1995 el 1998 y se amplificó a partir del año 2000 cuando la salinidad comenzó a
decrecer.
6.4.2.
Cambios en el Mínimo de Salinidad (entre σθ = 27.2 y σθ = 27.3)
La parte inferior de la ENACW, caracterizada por un mínimo de salinidad y que se está asumiendo como definida por las isopicnas 27.2–27.3, ha reducido su grosor de una manera notable
la pasada década sin cambios significativos en las propiedades de las masas de agua. En la estación 7 la isopicna 27.2 se hundió a tasas en torno a 10 dbar /año y la más profunda 27.3 se hundió
a 2 dbar /año, resultando en una reducción neta de 8 dbar /año. En la estación 6 de borde de la
6.4. DISCUSIÓN SOBRE LOS CAMBIOS EN LAS MASAS DE AGUA
137
plataforma, la isopicna 27.2 se hundió a una tasa algo menor, pero la ligera subida de la isopicna
27.3 provocó una reducción similar en el grosor de la capa (7 dbar /año aunque el periodo abarca
dos años más). El nivel medio de esta capa, la isopicna 27.25 (el núcleo del mínimo de salinidad),
se mantuvo con valores θS estables θ = 10.806 ± 0.031◦ C y S = 35.562 ± 0.007, pero se hundió más
de 50 dbar en los últimos 10 años.
La capa del mínimo de salinidad tiene un origen más remoto que la parte superior de la ENACW,
haciendo que sus cambios sea más difíciles de trazar. Como se introdujo en la sección 2.2 y en la
figura 2.6 (página 25), en la región del Atlántico noreste hay una gran variabilidad geográfica en
este nivel de densidad, con influencia de distintas masas de agua como SAIW, MW y además la
convección profunda que se produce al noreste del área de formación de la ENACW, y los aportes
por cascading. Además, la circulación en este nivel en el golfo de Vizcaya no se conoce bien. En
cualquier caso, la forma en la que está variando esta capa (pure heave) está en principio ligada a
variaciones en las tasas de renovación. En otras palabras, durante la década pasada parece haberse
formado en el área de influencia menos agua suficientemente densa para situarse bajo el modo
principal de la ENACW y sobre la capa de agua MW. A partir de esta idea se discutirán indicios
que puedan indicar variaciones de la convención profunda invernal en el área más septentrional del
golfo de Vizcaya y en latitudes aún más altas.
Bersch et al. (1999), estudiando los cambios entre 1991-1996 en la sección WOCE A1E/AR7E
entre el Cabo Farewell (extremo sur de Groenlandia) y el Banco de Porcupine (oeste de Irlanda),
observaron cambios termohalinos que alteraban notablemente la estructura baroclina en el margen
oriental del Atlántico norte. Entre junio de 1995 y agosto de 1996 detectaron un incremento en la
temperatura y el grosor de la capa de agua del modo subpolar (SubPolar Mode Water, SPMW4 ). Al
oeste de la meseta de Rockall (23–28◦ W), la densidad presentó incrementos de hasta 0.25 kg m−3
y las aguas del modo SAIW asociadas a salinidades bajas (< 35) fueron reemplazadas por aguas
más salinas del modo SPMW (> 35). Meincke et al. (2003a) sugirieron que la notable caída del
índice NAO en 1996 causó un desplazamiento hacia el oeste del frente subártico y una expansión
hacia el norte del giro subtropical. La variación neta en las propiedades termohalinas entre la
Dorsal Reykjanes y el Banco Porcupine fue de aproximadamente 0.1 para la salinidad, 0.8◦ C para
la temperatura, y un descenso de 0.05 kg m−3 en la densidad. En la sección WOCE A2 (entre
los Grandes Bancos y el Goban Spur) se encontraron, en la cuenca occidental próxima a Europa,
valores similares. Para el final de la década se advierten signos de recuperación.
La parte final de las secciones WOCE A1E/AR7E y A2 están localizadas en el área del Porcupine, la región en la que la fuerte convección profunda invernal tiene gran influencia en las masas de
agua del golfo de Vizcaya, puesto que la circulación dominante en la región es hacia el SW (véase
por ejemplo Pingree, 1993). A partir de los trabajos anteriores se deduce que las masas de agua
presentes en esa región parecen haber sufrido un descenso de su densidad durante la década pasada
(con la reserva de calor dominando sobre el incremento de salinidad). En cuanto a la interacción
atmósfera-océano en la región del Porcupine, no se observan a partir de los registros del NCEP
diferencias notables con respecto a las encontradas en la región de formación del modo principal de
ENACW. En definitiva, la mezcla invernal en la región del Porcupine puede haber ido produciendo
agua modal con más contribución a niveles de densidad más baja (27.1–27.2) y menos contribución
a la capa 27.2–27.3 que se ha visto tan reducida en nuestra posición de muestreo. Por otra parte, las
regiones meridionales en las que clásicamente se forma la capa 27.1–27.2 pueden haber producido
4 La SPMW es, a grandes rasgos, el resultado de la modificación de la ENACW que penetra en el giro subpolar
a partir de la corriente NAC.
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
138
variedades menos densas que 27.1.
Es más difícil recabar información sobre la variabilidad del otro mecanismo que potencialmente
contribuye a esta capa, el cascading. Es probable que una década de inviernos suaves en todo el
golfo de Vizcaya incluyendo la zona de Porcupine pueda haber evitado o reducido la formación
de los típicos depósitos de agua relativamente poco salina pero muy fría que al inducir gradientes
horizontales intensos de densidad producen cascading. Aunque solo tenga influencia en el final de
la serie, la caida de salinidad extrema que ocurrió en el margen costero europeo durante 2001
(Dickson et al., 2002a) seguramente no ayudó a alcanzar la pérdida de flotabilidad requerida para
producir cascading.
6.4.3.
Cambios en la MW (entre σθ = 27.3 y σθ = 27.6)
Se utilizará el término MW para todas las capas por debajo de 27.3 por dos razones: primero
porque la influencia de aguas de origen mediterráneo se siente claramente en todos estos niveles
como una anomalía en la línea recta típica que definiría la termoclina permanente en el diagrama
θS; segundo porque todos los cambios encontrados en estos niveles son similares. Esta masa de
agua ha sufrido un incremento de temperatura y salinidad que compensa su densidad.
La circulación en los niveles de MW no se conoce bien, y especialmente falta información
en el golfo de Vizcaya. El modelado de la dispersión de la MW tiene importantes problemas no
resueltos (Willebrand et al., 2001; New et al., 2001), desde el outflow en Gibraltar (Papadakis
et al., 2003) a detalles de su estructura de mesoescala o a los patrones de larga escala. Por esta
razón es difícil encontrar información contrastada sobre la variabilidad interanual del transporte
de la MW hacia el golfo de Vizcaya y la circulación en su interior para periodos de tiempo dados.
Primero se comentaran algunas características interesantes observadas en la serie temporal de la
MW y después se tratarán de analizar cuantitativamente sus cambios a partir de la información
disponible acerca de su formación y su circulación general, así como de los cambios en las masas
de agua que la constituyen.
El incremento de las propiedades termohalinas de la MW no fue progresivo durante todo el
periodo, ocurriendo la tasa de cambio máxima entre 1996 y 2001. A principios de 2002 la fuerte
tendencia se interrumpió e incluso cayó ligeramente; después las propiedades de la MW se estabilizaron en las capas superiores 27.3–27.5 para luego una vez más incrementarse en el nivel del
núcleo 27.5–27.6 hasta el final de la serie. La MW presentó algo de estructura fina por primera
vez en 2001. En el intervalo 1998-1999 se produjo el incremento más abrupto de las propiedades
termohalinas aunque, si bien en la figura 6.1 el cambio parece muy extremo, parte de la sensación
está causada por la falta de muestreo durante todo el año y las figuras 6.4, 6.5, 6.6 y 6.7 nos proporcionan una imagen más clara. Huthnance et al. (2002) describieron una modificación rápida de
las aguas MW en mayo de 1999 en el nivel inferior (1200 m) a lo largo del margen Íbero-Atlántico.
Atribuyeron estos cambios a un movimiento vertical del límite inferior de la masa de agua, puesto
que no encontraron correlación con las corrientes. Esto concuerda con el registro del 1 de abril de
1999 en Santander en el que se comprobó el cambio notable en la masa de agua. En 2002, CTDs
que cubrieron toda la capa MW permitieron comparar la situación de la MW bajo el núcleo con
la situación de 1995 (en la que también existen registros de toda la columna de agua). Se comprobó que la modificación de la MW afectaba también a la parte bajo el núcleo, de nuevo como un
6.4. DISCUSIÓN SOBRE LOS CAMBIOS EN LAS MASAS DE AGUA
139
incremento de θ y S, compensando la densidad sin afectar a la profundidad de las isopicnas.
El conjunto de los cambios ha supuesto un incremento neto acusado de los valores θS en el
máximo de salinidad (núcleo de la MW) tal y como se ha discutido previamente. En principio, el
origen de los cambios podría estar relacionado con el incremento de las propiedades θS de la MW
que alcanza esta región del golfo de Vizcaya, aunque dada la intensa actividad de mezcla vertical
la señal podría ser reflejo de una tasa de renovación más alta en los niveles de agua MW y/o de
cambios en las masas de agua superior e inferior que se mezclan localmente con la MW. Como
hemos visto en la sección previa, las propiedades termohalinas en el nivel del mínimo de salinidad,
en σθ = 27.25, se mantuvieron constantes para toda la serie temporal, por lo que el incremento
de las propiedades en el nivel MW no es consecuencia de la mezcla local con las aguas superiores.
Aunque no existe una serie temporal al nivel de las aguas del Labrador (LSW), se sabe que esta
masa de agua y otras masas de agua profundas que se mezclan en el golfo de Vizcaya (van Aken,
2000b) se encontraban en un proceso de desalinización en todo el Atlántico norte durante el periodo
estudiado (Dickson et al., 2002b). Por tanto es improbable que la tendencia fuera la opuesta en el
golfo de Vizcaya, y el resultado de mezclar MW con la capa inmediatamente inferior debería haber
contribuido a reducir θ y S en la MW. La conclusión final es que la explicación de la modificación
de la MW debe buscarse en una causa advectiva: o bien llegan aguas MW más cálidas y salinas,
o bien la tasa de renovación ha aumentado. La llegada de estructuras no mezcladas al nivel de
la MW en 2001 podría indicar tanto una mayor tasa de renovación como un camino de llegada
diferente (más directo).
La MW presente en Santander, contiene en su núcleo del orden de un 40 % de MW tal y como se
define esta masa de agua en su lugar de formación, el golfo de Cádiz (Díaz del Río et al., 1998). Por
su parte, la MW en el golfo de Cádiz está compuesta por una proporción de 1:3 de agua pura venida
del mar Mediterráneo y agua ENACW (Daniault et al., 1994; Baringer & Price, 1997). Después
de todo, la MW en Santander contiene —a pesar de su nombre— sólo un 12 % de lo que una vez
fue agua del mar Mediterráneo. Sin embargo, consideraremos primero los cambios en la cuenca
mediterránea como una posible componente de los cambios observados en Santander. Durante la
década pasada, las aguas del mar Mediterráneo que componen el outflow en Gibraltar continuaron
el proceso de calentamiento y salinización en el que están inmersas. Bethoux et al. (1990) describen
el caso de la Western Mediterranean Deep Water (WMDW) y en el trabajo de Rohling & Bryden
(1992) se indica que la Levantine Intermediate Water (LIW), el mayor contribuyente al outflow,
sufre una variabilidad interanual alta pero parece estar incrementando también sus propiedades
θS. Aunque las tendencias al calentamiento parecen haberse acelerado durante la década pasada
(Rixen et al., 2005), las tasas de incremento de temperatura y salinidad son del orden de las
encontrados en Santander desde 1994. Por tanto, sólo un pequeño porcentaje de los cambios en
Santander podrían ser explicados directamente por los cambios en el mar Mediterráneo salvo que
el incremento en θS motivase otros cambios en la circulación y/o el transporte posterior.
Sin embargo, Potter & Lozier (2004) encontraron, en el área atlántica próxima al outflow, (5–
20◦ W 30–40◦ N), en el periodo 1995–1993, calentamiento y salinización (con efecto neutro sobre la
densidad) al nivel de la MW. Las tasas presentadas en su trabajo son aproximadamente la mitad
de las encontradas en Santander entre 1994 y 2003. Si bien tales tasas de cambio se consideraron
demasiado altas para ser explicadas únicamente por cambios en las propiedades intrínsecas del agua
del mar Mediterráneo, también encontraron difícil explicar por qué el calentamiento e incremento
de salinidad era máximo en el núcleo de la MW (algo que también ocurre en Santander). En la
cuenca occidental del Atlántico norte, también se ha descrito un incremento en la salinidad de más
140
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
de 0.05 al nivel de la MW desde los años 50 hasta los 90, y también se ha atribuido a la tendencia
acumulada durante más de 40 años en la salinidad de las aguas profundas del mar Mediterráneo
(Curry et al., 2003).
Surge la pregunta de si el volumen del agua vertida por el Mediterráneo en Gibraltar (MOW)
puede haber experimentado variaciones durante el periodo analizado. Un incremento del caudal del
outflow y su posterior mezcla diapicna podría haber producido un incremento de la temperatura
y la salinidad de la MW, transportandose la señal hasta el golfo de Vizcaya. Varios estudios han
intentado describir y cuantificar la variabilidad de los flujos en Gibraltar, lo cual es un asunto
complejo. Baringer & Price (1997) redujeron la estimación del volumen de MOW vertido en Gibraltar a tan sólo 0.4 Sv (clásicamente se asumían valores medios de 1 Sv), aunque su conclusión
fue que la aparente reducción en el outflow se debe a mejoras en la metodología en vez de ser
una circunstancia real. También midieron un incremento de la salinidades del orden de 0.04 en el
periodo 1973–1988. Por otra parte existe evidencia de variabilidad estacional en el outflow (Stanton, 1983; Tsimplis & Bryden, 2000) y también ha sido observados ciclos semianuales (Lafuente
et al., 2002). Desafortunadamente no hay bases de datos suficientemente largas y detalladas para
describir correctamente la variabilidad interanual de los flujos, y esta variabilidad podría ser notable. Candela (2001) presentó diferencias de hasta el 30 % en los flujos en periodos diferentes, en
1985–86 y 1995–96, y también indica un incremento del outflow de 0.1 Sv entre febrero de 1995 y
marzo de 1996. En cualquier caso, en lo que se refiere a medio y largo plazo, según Thorpe & Bigg
(2000) los modelos sugieren que no habrá una modificación relevante en el volumen de las aguas
de outflow en un escenario de cambio climático, incluyendo incluso el colapso en la formación de
agua profunda en el mar Mediterráneo. Debido a la naturaleza de la dispersión de la MW, no es
probable que haya una tendencia continuada hacia un aumento de las aguas de outflow y por tanto
ésta no debe ser la causa de las variaciones observadas en Santander.
En el golfo de Cádiz, la ENACW y la MOW entran en contacto directo y se mezclan antes de
que ambas se separen por medio del mínimo de salinidad. Los procesos de mezclado más intensos
ocurren una región localizada en un entorno de 80 km a partir del estrecho de Gibraltar, un tramo
en el que los flujos se incrementan desde 0.7 Sv a 1.9 Sv en la parte más occidental de golfo
de Cádiz. Los procesos de mezcla son allí muy intensos y mucho más complejos que una mezcla
difusiva pura. De hecho se produce mezcla diapicna muy intensa entre la MOW y variedades
ligeras de aguas centrales sostenida por procesos de pequeña escala. Este mecanismo de mezcla tan
intenso ha sido invocado recientemente como un responsable parcial de la salinidad relativa tan
alta de la ENACW en el Atlántico NE (Mauritzen et al., 2001). Por lo que respecta a los cambios
observados en Santander, si la ENACW que se mezcla con la MOW ha variado sus propiedades
durante la última década, la MW resultante debe haber variado a su vez. A pesar de no existir
datos del comportamiento de la ENACW en el golfo de Cádiz es de esperar, según los esquemas
reconocidos de circulación general de la ENACW, un patrón de variabilidad no muy diferente de
lo que hemos visto en Santander. Como se comentará brevemente en la sección 6.5.1 en la latitud
24◦ N, bastante al sur del golfo de Cádiz, todas las aguas de la termoclina se han calentado por
pure heave mostrando un comportamiento similar al de Santander.
Una ayuda importante a la hora de interpretar los cambios de la MW en Santander sería obtener
una estimación de lo que tarda esta masa de agua, tras formarse Gibraltar, en alcanzar nuestro
lugar de muestreo. Hay varias cuestiones sin resolver en lo que se refiere a la dispersión de la
MW, pero se intentarán reunir las medidas y análisis disponibles con el objetivo de tener una idea
del orden de magnitud. Según el estado de conocimiento actual, es evidente la existencia de una
6.4. DISCUSIÓN SOBRE LOS CAMBIOS EN LAS MASAS DE AGUA
141
corriente subsuperficial de MW fluyendo a lo largo del talud europeo posiblemente hasta latitudes
tan septentrionales como el Banco de Porcupine (Iorga & Lozier , 1999b). Tras girar hacia el norte
en el cabo de San Vicente, una fracción importante de MW se separa del talud y se dispersa hacia
el océano abierto. A lo largo del camino continúan desprendiéndose porciones importantes de MW,
particularmente donde hay accidentes topográficos. De hecho, algunos autores creen que la MW
se desgaja continuamente de la corriente subsuperficial de tal manera que a la altura del Banco
Porcupine se ha agotado por completo (McCartney & Mauritzen, 2001).
Siguiendo el trabajo de Bower et al. (2002b), a lo largo del talud de la parte sur de la Península
Ibérica la MW progresa como una corriente en chorro con un pico de velocidad medio de unos
20 cm s−1 , pasando a ser a lo largo del margen Íbero-Atlántico un flujo más ancho dirigido hacia
el norte y con una velocidad media de 6 cm s−1 hasta Lisboa (38◦ N). Sin embargo, es frecuente
medir picos de velocidad mucho más altos. A partir de boyas de deriva se obtienen velocidades
similares en el área (Sparrow et al., 2002, quienes dan en su trabajo además un promedio hacia el
norte de 4 cm s−1 desde Lisboa hasta Finisterre y el Banco de Galicia —43◦ N—). En esta latitud se
analizaron en el trabajo de Huthnance et al. (2002) numerosos correntómetros de fondeos históricos
(principalmente del proyecto OMEX), al nivel de la MW sobre el talud. Según estos registros las
corrientes medias discurren hacia el norte con velocidades entre 2 y 10 cm s−1 pero son frecuentes
los reversos. Finalmente se estimaron como velocidades promedio valores de 2 cm s−1 hacia el norte
en verano y 3 cm s−1 en invierno. En el trabajo de Daniault et al. (1994) se presentan velocidades
geostróficas más altas en el margen Íbero-Atlántico pero el nivel de referencia tomado en sus
cálculos sobre talud se considera problemático.
El flujo medio de la MW es menos conocido al girar al este y adentrarse en el golfo de Vizcaya.
Se cree que una parte importante del flujo se escinde hacia el océano abierto a la altura del Banco
de Galicia (Mazé et al., 1997). Actualmente está en entredicho el que permanezca una corriente
subsuperficial hacia el este en el talud a la altura de la MW en la parte norte de España (Colas,
2003). Los pocos registros a partir de correntómetros han medido velocidades hacia el este en torno
a 2–3 cm s−1 durante un año consecutivo en 8◦ W (Pingree & Le Cann, 1990) y también se han
registrado valores del mismo orden en 6◦ W durante 80 días (Díaz del Río et al., 1998).
Una estimación conservativa del tiempo que se necesita para alcanzar Santander desde Gibraltar (en cm s−1 : 20 hasta el Cabo de San Vicente, 6 hasta Lisboa, 2 hasta Finisterre y 3 hasta
Santander) serían 19 meses. El tiempo se vería reducido si se toman valores más altos en el margen
Íbero-Atlántico, por ejemplo los 4 cm s−1 a los que nos referimos antes calculados a partir de boyas
de deriva, o con las medias mensuales del orden de 10 cm s−1 encontrados en algunos correntómetros durante el proyecto OMEX. La estimación es problemática ya que podría haber una gran
variabilidad de las corrientes en todo el trayecto y especialmente a partir de la costa gallega y,
como se ha dicho, los datos de correntómetros en el talud cantábrico son muy escasos.
Existen muy pocos trabajos en los que se proporcione un campo medio de velocidades que cubra
todo el camino desde Gibraltar hasta el golfo de Vizcaya. Iorga & Lozier (1999b) presentaron
un modelo inverso a partir de datos climatológicos en el cual la solución es una lengua salina
desde Gibraltar hasta Rockall, aunque su modelo se encuentra ahora en entredicho (McCartney &
Mauritzen, 2001). Se ha integrado la línea de corrientes para el nivel de densidad σ0.5 = 29.90 (su
lámina 2b) que se encuentra ligeramente por debajo de nuestro núcleo, obteniendo un tiempo de
22 meses. Colas (2003) también presenta un mapa de velocidades basado en numerosas boyas de
deriva para todo el área al nivel de la MW (su figura 1.18). Las velocidades presentadas no parecen
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
142
48oN
Latitude
45oN
42oN
39oN
36oN
20oW
(a)
16oW
12oW
8oW
Longitude
4oW
(b)
Figura 6.11: Integración del recorrido de la MW al nivel σ0.5 = 29.90 (próximo al núcleo) según el campo de
velocidad calculado por Iorga & Lozier (1999b). (a) Lámina 2b de dicho trabajo, vectores de corriente junto con el
campo de salinidad. (b) Ampliación del campo en la zona del golfo de Vizcaya, el camino escogido para realizar la
integración es la poligonal en rojo y azul, y las líneas de corriente se muestran en gris.
muy diferentes a las que se han ido recogiendo de otros estudios por lo que las estimaciones a partir
de sus campos no deberían dar un resultados muy diferentes.
Sin embargo, en el último mapa al que se ha hecho referencia hay un rasgo llamativo: el último
vector que indica velocidad hacia el este se encuentra en torno al 6◦ W, (y se podría inferir que
se corresponde con una velocidad media de 1–2 cm s−1 ) mientras que en la frontal de Santander
se observa un flujo medio hacia el sur. Si la corriente subsuperficial de MW se quedase estancada
en el talud cantábrico, la renovación principal a este nivel vendría ligada al reservorio principal de
MW que circula en sentido anticiclónico sobre la llanura abisal del golfo de Vizcaya. Por tanto, el
origen de la variabilidad de la MW no debería ser buscado en relación al transporte de señales por
el talud sino en la variabilidad de larga escala del reservorio principal de MW. Probablemente éste
es el interrogante principal sin resolver más importante para comprender los cambios medidos en
la sección Santander.
En resumen, si la mayor contribución a la MW muestreada en Santander es trasportada regularmente por la corriente subsuperficial de talud en el tiempo medio estimado previamente (15-25
meses), es razonable pensar que el incremento de las propiedades de MW encontrados sea una
consecuencia directa de la mezcla de los constituyentes en el golfo de Cádiz durante los 1-3 años
previos. Incluso podrían ser transportadas señales climáticas anómalas. En referencia al incremento
6.5. RELACIÓN CON CAMBIOS EN OTRAS ZONAS
143
de salinidad y temperatura al nivel de la MW en Santander, los resultados podrían corresponder a
un calentamiento en ambos constituyentes de la MW (ENACW y MOW) en el área de formación
y propagación, siendo el primero de ellos el más importante.
Es más complicado intentar explicar los rasgos de la variabilidad de corta escala a partir de las
variaciones en el agua central aunque se puede especular con posibles vínculos. Es interesante notar
que el mayor incremento en las señales θS, en la primavera de 1999, ocurrió aproximadamente un
año después de los valores máximos de θS encontrados tanto para la ENACW en el Atlántico como
para la LIW en la cuenca del Mediterráneo occidental (López-Jurado, 2002). Este nexo asumiría
una escala de tiempo muy corta para que la MW alcance Santander, aunque dada la incertidumbre
de la circulación a este nivel no es descartable. Aunque la salinidad de la ENACW comenzó a
descender en 1999 la salinidad de la MW continuó incrementándose hasta 2002, y desde entonces
no muestra un patrón claro. Por último es interesante observar que la corriente de talud de MW,
dominada por la densidad, ha mantenido su posición de equilibrio durante el tiempo, es decir,
la densidad en los niveles MW siempre se ha ajustado a una presión fija y todas las variaciones
observadas ocurren en superficies isopicnas, algo ya observado por Potter & Lozier (2004).
6.5.
Relación con cambios en otras zonas
Para finalizar el capítulo se considerarán más brevemente los cambios detectados en las masas
de agua de otros lugares adyacentes a partir de otros programas de monitorización y campañas del
IEO, comentados en la sección 3.2, y que son muy útiles a la hora de dar una perspectiva global a
los cambios observados en Santander.
6.5.1.
Cambios en la sección 24◦ N
La campaña GYROSCOPE0302 supuso, como se ha comentado en la sección 3.2.2, una nueva
ocupación de la sección 24◦ N que ya se había muestreado en 1957, 1981, 1992 y 1998, aunque
esta vez solo se visitó la parte oriental. La figura 6.12, reproducida directamente del artículo que
analiza los cambios detectados a partir de esa campaña (Vargas-Yáñez et al., 2004), muestra como
la termoclina permanente hasta 1000 dbar registra un calentamiento promedio de 0.27◦ C en 10 años
con un pico que alcanza los 0.42◦ C a 400 dbar. El calentamiento se produjo por hundimiento de
isopicnas (pure heave) aunque se observa enfriamiento en isopicnas pero con una magnitud inferior
produciendo así el calentamiento neto. También se observa al nivel de la MW calentamiento sobre
isopicnas aunque no resulta significativo.
Este resultado complementa al registro de Santander. El calentamiento de los primeros 1000
m de agua es similar en ambas zonas, un cuarto de grado en 10 años y el mecanismo principal
al nivel de las centrales es el mismo (pure heave). En este sentido la variabilidad observada en
la ENACW podría ser común a una región muy extensa como se ha sugerido previamente en
base al patrón de variabilidad espacial conocida de esta masa de agua. Esto apoya la idea de que
mucha de la variabilidad observada en la MW en Santander sea consecuencia del calentamiento
de la ENACW en toda la cuenca. El calentamiento y salinización sobre isopicnas de la MW en la
sección 24◦ N parece ser menos evidente que en el golfo de Vizcaya, aunque como se ha dicho es
una masa de agua con gran variabilidad espacial y estructura fina, por ello más difícil de muestrear
144
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
Figura 6.12: a) Diferencias de temperatura en niveles isobáricos entre la campaña GYROSCOPE0302 y la ocupación de la sección en 1992 (WOCE92). Se muestran como líneas discontinuas los intervalos de confianza al 95 %.
b) Descomposición de los términos de calentamiento según la ecuación 6.2. La línea gruesa y negra representa el calentamiento por pure heave, la gruesa y gris el enfriamiento sobre isopicnas, la fina negra el calentamiento observado
en isóbaras y la fina discontinua la suma de los términos de la descomposición.
correctamente. También es cierto que la dinámica de circulación de la MW es completamente
diferente en ambos lugares por lo que podría comportarse de manera distinta en Santander y en
el Atlántico subtropical.
6.5.2.
Cambios en el mar Balear
Es un hecho bien conocido que la cuenca occidental del Mediterráneo se encuentra en un proceso
de calentamiento y salinización desde al menos comienzos del siglo XX. Según Bethoux et al. (1998),
las aguas profundas WMDW han incrementado su temperatura entre 1959 y 1997 en 0.13◦ C (un
tasa de 0.0035 ◦ C /año) y su salinidad en 0.04 (una tasa de 0.001 /año). Por su parte Rixen et al.
(2005) presentan incrementos de 0.09◦ C y 0.035 en salinidad para toda la columna de agua bajo 600
dbar en el periodo 1950–2000. Este calentamiento y salinización ha sido atribuido a muchas causas,
como cambios en las condiciones atmosféricas (incluyendo un decrecimiento de la precipitación),
calentamiento por gases efecto invernadero y/o a la reducción antropogénica de los aportes de
los ríos (Rohling & Bryden, 1992; Bethoux et al., 1998; Krahmann et al., 2000). La WMDW es
considerada un indicador importante de los cambios a escala de cuenca, incluso cambios globales
puesto que existe correlación entre sus propiedades termohalinas y las de las aguas del Atlántico
norte, ambas ligadas con el índice NAO (Rixen et al., 2005).
En esta sección se discutirá sobre los cambios observados en las masas de agua presentes en los
muestreos regulares en las aguas del mar Balear descritas en la sección 3.2.1 aunque lógicamente
sin entrar en tantos detalles como en el golfo de Vizcaya. En la figura 6.13 se muestra la evolución
de los diagramas θS durante los años de muestreo. Al principio de la serie se dispone de datos más
o menos anuales, predominantemente correspondientes a campañas de primavera, pero a partir
6.5. RELACIÓN CON CAMBIOS EN OTRAS ZONAS
145
θ S diagram Med
13.8
13.6
LIW
13.4
θ (ºC)
13.2
13
12.8
DW
1996
1998
1999
2000
2004
2005
12.6
WIW
1997
2001
2002
2003
12.4
12.2
37.9
38
38.1
38.2
Salinity
38.3
38.4
38.5
38.6
Figura 6.13: Evolución del diagrama θS de las estaciones 25 y 33 de los programas CANALES y CIRBAL (descritos
en la sección 3.2.1, véase también la figura 2.11 en la página 32). Los puntos sólidos indican el valor a 400 dbar
evidenciando la casuística de la posición y propiedades termohalinas del núcleo de la LIW.
del año 2000 existen registros en todas la estaciones. El agua levantina (LIW) presenta un ciclo
anual marcado en su grosor (definida según la caja de la figura 6.13) y un ciclo menos acusado
en las propiedades θS, principalmente en la parte superior donde hay una gran influencia del
agua de origen invernal WIW. La variabilidad interanual es muy acusada y puede verse cómo
los años 1998 y 2004 presentan valores pico en el núcleo de la LIW, el primero dominado por
temperatura y el segundo por salinidad. La WMDW presenta indicios de ciclo estacional aunque
con los registros existentes no es posible asegurarlo. Lo más notable para las aguas profundas es
que durante todo el periodo 1996–2005 las propiedades θS mostraron tendencias positivas aunque
manteniendo bastante estable el diagrama θS, es decir, un calentamiento por pure heave. En la
figura 6.14b se muestran las tendencias para el promedio de la columna de agua bajo 600 dbar (para
permitir la comparación con Rixen et al., 2005) en la estación 33 (véase la figura 2.11 en la página
32). Las tasas de calentamiento registradas hasta principios de 2005 fueron notablemente más altas
que las registradas en las últimas décadas pero similares a otras encontradas en el Mediterráneo
occidental durante el mismo periodo (Fuda et al., 2002). Las tendencias en la estación 25 son
similares, pero los intervalos de confianza son mayores, puesto que el Canal de Ibiza presenta una
146
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
Figura 6.14: a) Serie temporal del flujo de fuga de calor (océano→atmósfera) a partir del reanálisis del NCEP en la
zona del golfo de Lyon (figura 3.6 en la página 44), el resultado si se utilizasen las cuatro celdas de la esquina NW
en vez de dos es similar. La zona sombreada en gris corresponde al periodo de recogida de datos hidrográficos en
el mar Balear. b) Series temporales en la estación 33 (figura 2.11 en la página 32) de las propiedades hidrográficas
promedio por debajo de 600 dbar hasta el fondo. Las tendencias se han calculado con datos hasta marzo de 2005.
dinámica más energética (Pinot et al., 2002). Sorprendentemente, la ocupación de las estaciones en
junio de 2005 reveló una intensa caída de θ (0.14◦ C) en ambas estaciones, mayor que el incremento
acumulado desde 1996, y mayor que el calentamiento neto acumulado para toda la WMDW durante
el último medio siglo. Esta caída de temperatura se vio acompañada de un ligero descenso de la
salinidad pero, a efectos de densidad, insuficiente para compensar el aumento de temperatura.
Las condiciones meteorológicas durante el invierno de 2004-2005 fueron particularmente severas
en el suroeste Europa, sin precedente en los últimos 40 años, y hasta cinco frentes polares intensos
alcanzaron la costa mediterránea española y las Islas Baleares. La figura 6.14 muestra el flujo de
calor cedido a la atmósfera en ese invierno en la zona MEDOC (véase también la figura 3.6). El
promedio entre diciembre de 2004 y marzo de 2005 fue de 210 W m−2 , la más alta de la serie
que se remonta a 1948, un 75 % superior que los 120 W m−2 de valor promedio invernal. El mar
Balear podría estar influido por una ruta relativamente directa en lo que se refiere la dispersión de
la WMDW de formación reciente, tal como se deduce de los mapas de circulación presentados en
el trabajo de Millot (1999) y se observa en las trayectorias de boyas RAFOS (Send et al., 1999).
Sin embargo la estación C al NE de Menorca (figura 2.11), que se visitó en los veranos 2001,
6.5. RELACIÓN CON CAMBIOS EN OTRAS ZONAS
147
Figura 6.15: a) Perfiles de temperatura potencial y (b) salinidad en la estación C (figura 2.11 en la página 32)
muestreada en diferentes veranos. c) Perfiles de temperatura potencial y (d) salinidad observados en diferentes
estaciones a lo largo del margen occidental de la cuenca en julio de 2005. e) Diagrama θS de los perfiles del verano
de 2005 e incluyendo la estación C de 2004 (similar a las observadas en 2001 y 2003) para facilitar la comparación.
148
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
2003, 2004 y 2005, ha confirmado que los cambios alcanzaron también la cuenca Algero-Provençal.
A pesar de la variabilidad interanual no resuelta en estos perfiles, la caída de temperatura potencial
encontrada en esta estación C entre 2004 y 2005 en la capa 600-1400 dbar fue de 0.12◦ C, y el hecho
de que hubiese una bajada similar de la salinidad a la encontrada en el mar Balear sugiere un
comportamiento similar. Las observaciones en las estaciones A B y C (misma figura 2.11) muestran
una estructura muy llamativa (figura 6.15) y que tiene muy pocos casos parecidos en la base de
datos MedAtlas (MEDAR Group, 2002). Bajo el nivel de 1400 dbar los perfiles de temperatura
potencial, en vez de mantenerse constantes con un ligero gradiente hacia el fondo, muestran una
estructura muy compleja y novedosa en la que temperatura y salinidad ascienden hasta el nivel de
los 2000 dbar y luego descienden de nuevo llegando al temperatura a valores muy inferiores a los
registrados en los 1000 dbar.
La estación A, al NE de Barcelona y a 125 km del área MEDOC, muestra el mismo comportamiento aunque la transición es más somera, en torno a 1000 dbar. La estación B, localizada en
el camino entre el área MEDOC y el mar Balear, a la misma distancia del área MEDOC y la
estación C (200 y 207 km respectivamente), muestra exactamente la misma estructura, y por tanto
sugiere una dispersión isótropa de la WMDW hacia el mar Balear y hacia el este de Menorca.
La estación D, localizada en la cuenca Argelina y a 410 km del área MEDOC, confirma el mismo
patrón, aunque la interfaz está a 2200 dbar y la anomalía se manifiesta hasta el fondo (2700 dbar).
El hecho de que la misma estructura se haya encontrado lejos del área MEDOC cuatro o cinco
meses después de los eventos de invierno refuerza el tiempo estimado previamente de 3.5 − 5 cm s−1
de propagación de las aguas de formación reciente (Bethoux et al., 2002). En el diagrama θS de
la figura 6.15 se observa la misma estructura para todas las estaciones muestreadas indicando la
extensión del cambio.
La compleja estructura emergente bajo el nivel enfriado plantea cuestiones acerca de las diferentes fuentes que hayan podido contribuir a la situación final de la WMDW. Bethoux et al. (2002)
analizó varias inversiones térmicas en la estructura de la WMDW durante años específicos y las
trazó a lo largo de la cuenca del Mediterráneo occidental. Basándose en medidas del turbidez,
consideraciones sobre volúmenes y apoyándose en series de correntómetros, concluyeron que las
estructuras provenían del cascading a lo largo de los cañones del golfo de Lyon. La estructura encontrada durante el verano de 2005 es más compleja y no se puede explicar fácilmente sin considerar
más masas de agua como fuentes que se añaden a la antigua WMDW. Debe considerarse al menos
una fuente de aguas salinas y templadas con una importante contribución de LIW subenfriada. Las
aguas presentes en el fondo, muy frías y poco salinas, presentaban un alto contenido en oxígeno
y señales fuertes de turbidez sugiriendo un origen de cascading de acuerdo al trabajo de Bethoux
et al. (2002). También podrían haber contribuido las otras áreas de formación potenciales, como
el mar Ligur e incluso el Tirreno (según los resultados de Rhein et al., 1999). Finalmente también
debe ser considerada la posibilidad de diferentes eventos de formación de agua profunda desde
diciembre hasta marzo de 2005 contribuyendo a la WMDW, tanto a partir de convección profunda
en mar abierto como de cascading.
Los cambios en la WMDW ocurridos tras el invierno 2004–05, unidos a la fuerte correlación
entre la WMDW y las aguas profundas del Atlántico norte que ha sido recientemente resaltada por
Rixen et al. (2005), permiten analizar la posibilidad de que condiciones meteorológicas similares
puedan afectar igualmente las aguas profundas del Atlántico norte. El Mediteráneo occidental
tiene un sólo foco importante de formación de aguas profundas, que representa un área pequeña en
el contexto de los patrones atmosféricos globales. Contrariamente, el Atlántico norte tiene varias
6.5. RELACIÓN CON CAMBIOS EN OTRAS ZONAS
149
Figura 6.16: Anomalía de presión al nivel del mar (SLP), en mbar, entre diciembre de 2004 y marzo de 2005 respecto
del campo climatológico 1969–1996. Datos tomados del reanálisis NCEP/NCAR.
fuentes de aguas profundas que además son extensas, desde el mar del Labrador hasta los mares de
Groenlandia y Noruega, y sus intensidades como focos activos están anti-correlacionadas (Dickson
et al., 1996). La fuente de WMDW puede encontrarse extremadamente activa durante un año
debido a una configuración atmosférica específica. En particular el invierno 2004–05 en el suroeste
de Europa (incluyendo el área MEDOC) estuvo dominado por un patrón atmosférico anómalo
(figura 6.16). Durante todo el invierno se situó al SW de las Islas Británicas un anticiclón muy
fuerte que produjo vientos secos y fríos del norte, intensos y persistentes, sobre la zona MEDOC, así
como la llegada recurrente de frentes polares que resultaron en una fuga de calor extremadamente
alta. El hecho de que el centro de esta anomalía de presión estuviese localizado a mitad de camino
entre Islandia y el archipiélago de las Azores determinó que el índice NAO para el invierno de 2005
resultase cero en promedio. Específicamente, el índice NAO basado en componentes principales fue
NAODJFM = 0.48 (ligeramente positivo), mientras el índice basado las estaciones de Gibraltar y
Reykjavik fue de −0.11 (ligeramente negativo). Consecuentemente, el intenso flujo de calor océanoatmósfera en el golfo de Lyon durante el invierno de 2005, el más alto observado en el registro,
no está ligado a un índice NAO tremendamente negativo como debería deducirse de la correlación
encontrada por Rixen et al. (2005) entre estas magnitudes, haciendo así al invierno de 2005 muy
inusual. Un evento similar a la escala del Atlántico norte sólo podría estar causado por un fenómeno
mucho más global, y en este sentido hay que ser precavido a la hora de extrapolar al Atlántico lo
ocurrido en el Mediterráneo.
La configuración meteorológica del invierno 2004–05 se sintió también en el golfo de Vizcaya con
intensidad, aunque el análisis del evento no se cubrirá en este trabajo. Los efectos se manifestaron
en la capa más superficial pues la capa de mezcla alcanzó profundidades de hasta 300 dbar, algo sin
precedentes en la serie. Las aguas superficiales alcanzaron densidades superiores a σθ = 27.1. Sin
CAPÍTULO 6. VARIACIONES EN LAS MASAS DE AGUA
150
0.15
0.03
Balearic Channels 300−bottom
Santander MW σ =27.3−4
Balearic Channels 300−bottom
Santander MW σ =27.3−4
θ
0.1
0.02
0.05
0.01
sal. anomaly
θ anomaly (ºC)
θ
0
−0.05
0
−0.01
−0.1
−0.02
−0.15
−0.03
−0.2
1994
1996
1998
2000
date
2002
2004
2006
−0.04
1994
1996
1998
2000
date
2002
2004
2006
Figura 6.17: Comparación de las anomalías de temperatura y salinidad en la MW a la altura de Santander y la
columna de agua bajo 300 dbar en el mar Balear. En Santander se toman como representativos los valores θS entre
las isopicnas 27.4–27.5 en vez de las del núcleo, que presentan más ruido y tienen menor cobertura espacial.
embargo, bajo los 300 dbar no se redujo la tendencia al calentamiento que se ha descrito al menos
en la primavera de 2006. Según se desprende de la propia figura 6.16 los vientos fuertes del norte
sólo afectaron con intensidad la región más al SE del golfo de Vizcaya pero no a la región principal
de formación de ENACW. La figura 6.17 muestra la comparación entre las anomalías θS en el
mar Balear y en el golfo de Vizcaya. Ambas muestran tendencia al calentamiento y salinización la
pasada década, e incluso se puede observar que el mayor incremento en Santander ocurre en 1999,
justo un año después de los valores extremos alcanzados por la LIW en el Mediterráneo. Dada la
contribución relativa tan baja que el agua con origen en el Mediterráneo tiene en la MW del golfo
de Vizcaya parece razonable pensar que la correlación estará ligada a que los patrones atmosféricos
de larga escala son comunes para las aguas del Mediterráneo occidental y la ENACW, aunque
dadas las incertidumbres que quedan por resolver respecto a la vena subsuperficial que transporta
MW por el contorno europeo no es descartable una influencia directa. El cambio en las propiedades
de la WMDW en 2005 permitirá chequear esta posibilidad según sea discernible o no una señal en
el medio plazo.
Capítulo 7
Perspectiva general y trabajos
futuros
Como colofón a la memoria de tesis, se presenta en este capítulo un pequeño resumen de los
resultados principales que se han obtenido y se discute brevemente su sentido y relevancia en un
contexto más general. También se valoran las posibles líneas de investigación futuras.
7.1.
Acerca de la Iberian Poleward Current
En el capítulo 4 se han utilizado varias campañas de larga escala y la sección hidrográfica de
Santander para describir la estructura hidrográfica invernal en el mar Cantábrico y analizar, a
partir de casos concretos, la naturaleza de señales que son identificadas con la penetración de la
Iberian Poleward Current en el Cantábrico (advección de aguas centrales de origen subtropical,
flujo en superficie hacia el Polo y anomalía térmica en las imágenes de satélite). Se ha descrito
una intrusión de agua subtropical ocurrida en la primavera de 2000 asociada a un pulso de viento
concreto que, si bien por su señal podría ser identificada como una expresión de la entrada de la
IPC, se produjo un año en el que la IPC se considera muy débil. También se han estudiado con
detalle los inviernos de 2002 y 2003 en los cuales las señales hidrográficas registradas en la sección
de Santander presentaron estructuras espaciales completamente diferentes.
Se sabe que en el margen Íbero-Atlántico la IPC, forzada por el gradiente meridional de densidad
a lo largo de la costa, está siempre presente, y los pulsos de viento juegan un papel menor en su
desarrollo (Peliz et al., 2005). Incluso bajo condiciones de upwelling la IPC parece persistir en esta
región aunque puede perder su expresión superficial y ser desplazada hacia el océano abierto. Tras
penetrar en el golfo de Vizcaya y cesar el principal agente forzador, la IPC generada en el margen
Íbero-Atlántico comienza a decaer por fricción (Pingree & Le Cann, 1990). Aún no se sabe con
certeza si se mantiene con carácter permanente una continuación de la IPC (debilitándose aguas
abajo) en la parte superior del talud y borde de plataforma en el mar Cantábrico. Los resultados
presentados en el capítulo 4 sugieren que lo que se identifica con la expresión de la IPC en el
151
152
CAPÍTULO 7. PERSPECTIVA GENERAL Y TRABAJOS FUTUROS
Cantábrico puede ser en realidad una combinación de la propia continuación de la IPC forzada
en el margen Íbero-Atlántico y otros fenómenos asociados a forzamientos (locales y remotos) de
viento. Parece que la intensidad de la IPC en el Cantábrico un año concreto está asociada a la
persistencia e intensidad de pulsos de downwelling en la costa atlántica gallega. Probablemente sea
también muy importante la anisotropía en el campo de viento entre la costa atlántica gallega y la
costa cantábrica, y los desajustes zonales en la anomalía de nivel de mar que esto provoca. Por
otra parte se ha visto que el desarrollo de una señal intensa del tipo de la penetración de la IPC
puede producirse en menos de un mes, por lo que hay que tener precaución a la hora de hablar de
años con presencia o ausencia de IPC en el Cantábrico.
7.2.
Acerca de las aguas superficiales
En el capítulo 5 se ha analizado la variabilidad de las aguas superficiales en el Radial de
Santander. A partir de varias fuentes de datos disponibles, se han cuantificado los ciclos estacionales
de temperatura y salinidad en superficie, así como los extremos climáticos mas notorios de los
últimos años. Para la intercomparación, se han utilizado datos de satélite y registros del ferry
Pride of Bilbao, provisto de un equipo de medición en continuo instalado en el contexto del proyecto
FERRYBOX. Se ha comprobado que los programas de monitorización rutinaria como RADIALES
no son, en principio, eficientes para el único propósito de monitorizar los parámetros hidrográficos
de superficie, puesto que al ser llevados a cabo por barcos relativamente pequeños están muy
afectados por las condiciones meteorológicas adversas y sería difícil mejorar la frecuencia mensual.
Sin embargo, a día de hoy, los muestreos desde buques oceanográficos se han mostrado como la
única fuente plenamente fiable de datos de salinidad superficial. Las mediciones de satélite son una
inmensa fuente de información relativa al océano superficial, pero están actualmente limitadas a
unos pocos parámetros y la frecuencia de los datos está comprometida por la cobertura nubosa.
Especialmente las zonas costeras son inaccesibles para los satélites por la interferencia con la tierra.
Las series temporales generadas por los FerryBoxes se han mostrado muy prometedoras siempre que
éstas se mantengan en el tiempo y ciertos problemas técnicos asociados al recrecimiento biológico y
la suciedad en los sensores se vayan subsanando. Gracias al gran tamaño de los ferries, la cobertura
durante el tiempo de operación es prácticamente completa y debido al servicio continuado de
la mayoría de las compañías la frecuencia temporal de los datos es muy alta, lo cual permite
descripciones mucho más detalladas de la variabilidad de corta escala. Esto conllevará en el futuro
la generación de climatologías mucho más precisas.
Otra parte del capítulo 5 se ha focalizado en el análisis de la evolución de la estructura superficial del océano, un objetivo para el que es necesario disponer de una serie temporal de perfiles
verticales. Ante la falta de una herramienta analítica que permitiese caracterizar y cuantificar la
estructura de la superficie del océano, se ha desarrollado un nuevo método basado en el ajuste
de los perfiles a formas funcionales especificadas (método SHDR). La forma del perfil ideal se ha
escogido asumiendo que la física que gobierna la evolución de los perfiles (y por tanto su forma
funcional en un momento dado) está ligada a procesos de difusión turbulenta. La función ideal
escogida depende de seis parámetros y es no lineal y no diferenciable, haciendo que los algoritmos
clásicos de ajuste sean incapaces de proporcionar resultados satisfactorios. El ajuste se ha llevado
a cabo mediante un algoritmo de Evolución Diferencial y la función objetivo se mostró suficientemente versátil para representar adecuadamente una gran mayoría de perfiles típicos de latitudes
7.3. ACERCA DE LAS AGUAS CENTRALES
153
medias, proporcionando además una capa de mezcla (MLD) consistente con la topología del perfil
(el sistema escogido por el ojo y el cerebro para determinar la MLD). Puesto que los parámetros que
resultan del ajuste (características del océano superficial) son los mismos entre diferentes perfiles,
ha sido posible buscar entre ellos variaciones coherentes en tiempo. La aplicación del algoritmo a
la serie de perfiles de la estación 6 del Radial de Santander ha permitido construir una climatología
de la evolución de la estructura vertical del océano. Esta climatología proporciona una herramienta
para abordar la cuestión de si un perfil es “normal” desde el punto de vista climatológico, un asunto
relevante al tratar de relacionar resultados de tipo biológico con la variabilidad hidrográfica.
7.3.
Acerca de las aguas centrales
En el capítulo 6 se han analizado los cambios en las masas de agua bajo la capa de mezcla y se
han relacionado con cambios ocurridos en otros lugares. Las aguas centrales hasta una profundidad
de 1000 m en la región sureste del golfo Vizcaya han sufrido modificaciones notables desde 1992,
los cuales se traducen en un calentamiento generalizado en todas las profundidades, aunque los
mecanismos por los que se han modificado las masas de agua son diferentes entre distintos niveles.
Además, se han registrado variaciones de salinidad en las capas centrales que parecen estar relacionadas con el régimen P − E. Las tasas de calentamiento encontradas varían entre 0.020◦ C /año
hasta más de 0.030◦ C /año, entre dos y seis veces superiores a las tasas generalmente aceptadas
para todo el océano durante el último medio siglo. En el mismo periodo se registró también un
calentamiento notable en las aguas profundas del Mediterráneo occidental localizadas en el mar
Balear (0.011◦ C /año) y en la termoclina permanente del Atlántico norte subtropical (0.27◦ C en
10 años).
Comparando con las tasas registradas previamente, Levitus et al. (2000) encontraron una tendencia al calentamiento de 0.006◦ C /año, en los primeros 300 m del océano global, en el periodo
1948-1998. Arbic & Owens (2001) encontraron valores de 0.005◦ C /año en las profundidades medias (1000–2000 dbar) del Atlántico (desde 32◦ S hasta 36◦ N) entre los años 1920s hasta los 1990s.
Considerando específicamente el nivel de la MW, Bryden et al. (1996) encontraron un pico de
calentamiento de 0.009◦ C /año en torno a 1100 dbar en la sección 24◦ N del Atlántico norte, un
resultado corroborado recientemente por Potter & Lozier (2004), quienes proporcionan valores de
0.010◦ C /año entre 1955 y 1993 en la MW en las cercanías del estrecho de Gibraltar. Los resultados
registrados en Santander y en las zonas adyacentes se corresponden con un periodo unas cuatro
veces más corto por lo que la comparación ha de ser hecha sin olvidar las diferentes escalas del
tiempo. Sin embargo, el calor capturado en columna de agua en el golfo de Vizcaya (y otras regiones
cercanas a la Península Ibérica) durante la última década es del orden del capturado durante toda
la serie de registros previos según la mayoría de los trabajos referidos. Estas tasas extremas de calentamiento en el océano han de ser consideradas teniendo en cuenta que el calentamiento climático
se ha acelerado durante las últimas dos décadas del siglo veinte (IPCC , 2001). Los diez años más
cálidos del registro histórico ocurrieron después de 1988 y la anomalía media de la temperatura del
aire para los últimos 10 años ha sido de 0.49◦ C. Las modificaciones en la estructura termohalina
que se han presentado no sólo constituyen una contribución a la serie mundial de registros que
evalúan la variabilidad climática (o cambio climático), sino que además pueden tener implicaciones
importantes en la circulación de larga escala e incluso en la circulación meridional de retorno.
En cualquier caso, no hay que olvidar que los registros son aún relativamente cortos para inferir
154
CAPÍTULO 7. PERSPECTIVA GENERAL Y TRABAJOS FUTUROS
tendencias generalizadas y no se puede descartar que no estén afectadas por patrones decadales
en las oscilaciones de las propiedades de las masas de agua. El caso de la WMDW en el margen
occidental del Mediterráneo occidental, que ha visto modificadas completamente sus propiedades,
sorprendentemente rápido, tras el severo invierno ocurrido en el 2004–05 en su principal área de
formación, ha puesto de manifiesto cómo una serie concreta puede ser muy sensible a eventos de
ámbito local. Por ello es imprescindible mantener el mayor número posible de series temporales si
realmente pretendemos determinar cuales son las tendencias generales, y además debemos dotarlas
de sistemas de registro automáticos. Por otra parte eventos como el descrito permitirán ahondar en
el entendimiento de las conexiones entre el Mediterráneo y el Atlántico, bien directas o simplemente
como resultado de un forzamiento meteorológico común.
7.4.
Investigaciones futuras
Puesto que esta memoria de tesis está basada principalmente en las series temporales del programa RADIALES que continúa en la actualidad, los resultados presentados en ningún caso finalizan
investigaciones concretas sino que suponen el análisis e interpretación de los registros hasta un
momento dado. Las propiedades de las masas de agua y la estructura hidrográfica continúan variando y proporcionando nuevas claves acerca de la circulación el golfo de Vizcaya, su relación con
cuencas adyacentes y el funcionamiento del sistema climático en general.
Por ello, los futuros trabajos que continúan estas investigaciones no son sólo propuestas sino,
al menos en parte, una realidad tangible. Como se ha dicho, el proyecto RADIALES continúa y
los resultados presentados podrían actualizarse idealmente cada mes. Un primer objetivo a medio
plazo será sistematizar los procedimientos de análisis presentados para que las series y los resultados
puedan ser puestos al día de la manera más eficiente posible y con una periodicidad fija, e idealmente
poner las actualizaciones a disposición del público vía Web.
Esta memoria de tesis ha utilizado casi en exclusiva la serie de datos del Radial de Santander
y el siguiente paso natural es comparar sus resultados con los del resto de secciones estándar a lo
largo del Cantábrico y en la costa gallega (aunque como hemos visto la de Santander es la única
sección hidrográfica que por el momento muestrea una zona oceánica exterior al núcleo principal
de las corrientes de talud). En este sentido, la renovación prevista en la flota del IEO junto con los
planes futuros de estudio de la variabilidad climática permitirán extender las secciones estándar
en un futuro próximo.
Hemos visto que el límite de muestreo de la sección de Santander se encontraba a unos 1000
m de profundidad. Es muy importante desde el punto de vista del estudio del clima muestrear las
masas de agua bajo este nivel hasta los 5000 m que se alcanzan en la cuenca Ibérica y la llanura
abisal del golfo de Vizcaya. En este sentido, en 2003 comenzó un programa de monitorización de
toda la columna de agua llamado RADIALESPROFUNDAS que ocupa dos veces al año tres secciones estándar en Finisterre, Ortegal y Santander, y mantiene dos fondeos. Este proyecto pretende
convertirse en un sistema de monitorización permanente al igual que lo es RADIALES. Durante
el periodo 2003–2006, RADIALESPROFUNDAS coincide con el proyecto del Plan Nacional de
Investigación VACLAN, en el que colaboran varios organismos y gracias al cual se ha realizado
hasta el momento una campaña de larga escala cubriendo todo el golfo de Vizcaya y está prevista
una segunda.
7.4. INVESTIGACIONES FUTURAS
155
En los últimos años se ha producido un gran desarrollo en los modelos de circulación y el
IEO ha comenzado a incorporar expertos en modelización tanto oceanográfica como ecológica. Los
experimentos con modelos locales nos pueden ayudar a entender la dinámica de la circulación; por
ejemplo la descripción correcta del desarrollo de la intrusión observada en la primavera de 2000
puede ser importante para comprender el ecosistema pelágico por lo que en un futuro próximo
probablemente se volverá sobre el análisis de esta secuencia de campañas. Por otra parte los
modelos climáticos generales que incluyen interacción atmósfera-océano deberán ser capaces de
proporcionar una descripción correcta del patrón de variabilidad interanual que hemos observado
en las masas de agua intermedias. De esta manera aumentará el grado de confianza acerca de sus
predicciones futuras.
A la vista de los resultados de esta memoria hay varios asuntos que necesitan investigaciones
más focalizadas y experimentos concretos. No está claro cual es el patrón de circulación de la MW
en el golfo de Vizcaya, si la corriente subsuperficial que transporta MW fluye o no permanentemente
en el talud del Cantábrico y si tiene o no estacionalidad. Para resolver este problema será necesario
aumentar las líneas de fondeo a lo largo de su ruta. Tampoco se conoce bien cuál es la relación entre
la entrada de la IPC en el golfo de Vizcaya, el forzamiento atmosférico remoto y la variabilidad en
el gradiente meridional de densidad, ni hasta qué punto la señal hidrográfica se corresponde con
transportes netos, ni por el momento es posible desacoplar la IPC de las corrientes de plataforma.
Estas cuestiones necesitarán también el despliegue de nuevos fondeos en posiciones clave tanto de
plataforma como del talud superior, además de la utilización de modelos. Hay otras cuestiones
que por su importancia deberán ser abordadas en el futuro por medio de experimentos específicos,
entre ellas la cuantificación de la mezcla vertical inducida por las ondas y mareas internas, o el
desarrollo de ondas guiadas costeras en la plataforma cantábrica.
El estudio futuro de la interacción atmósfera-océano local se verá reforzado con la instalación
de una boya meteorológica próxima a la estación 7 del Radial de Santander, prevista para finales
de 2006, que permitirá asociar la evolución de la estructura superficial del océano con el forzamiento atmosférico local. Por su parte el algoritmo SHDR desarrollado para cuantificar la estructura
vertical de la columna de agua y su evolución ofrece un gran potencial para futuras aplicaciones.
En este sentido no ha sido posible establecer un patrón claro para la variación de la forma de los
perfiles, probablemente debido a que la frecuencia de variación de esta propiedad es muy superior
a los muestreos mensuales. Con la incorporación prevista de perfiladores autónomos se podrán determinar mucho mejor estos patrones de variación. Otra aplicación del algoritmo SHDR podría ser
la construcción de mapas espaciales de las características del océano superficial a partir de grandes
bases de datos de perfiles (como los provenientes de las boyas Argo). Incluso es posible inferir la
estructura vertical del océano a partir de la extrapolación de datos de superficie, basándose en la
forma funcional ideal propuesta y las relaciones espacio temporales derivadas entre los parámetros
del ajuste. El esquema podría también ser aplicado a perfiles verticales de otras magnitudes (fluorometría por ejemplo) si su forma pudiera ser asociada a una curva matemática razonable basada
en los mecanismos subyacentes que gobiernan su evolución.
Capítulo 8
Conclusiones generales
• Lo que se identifica como la señal de la entrada de la corriente de contorno IPC en el golfo
de Vizcaya parece ser el resultado de procesos diferentes que no resulta fácil desacoplar. Al
decaimiento de la IPC forzada por el gradiente meridional de presión en el margen ÍberoAtlántico se unen efectos del forzamiento de viento local y remoto.
• Se ha observado como en menos de un mes, en la primavera de 2000, se desarrolló una
intrusión de aguas de origen subtropical en el golfo de Vizcaya, claramente ligada a un pulso
de viento específico, y que podría ser identificada como una expresión de la IPC.
• La serie temporal generada en el proyecto RADIALES no es eficiente a la hora de describir
la variabilidad y los ciclos de la temperatura superficial. Los registros tomados por satélite y
especialmente el nuevo sistema FerryBox instalado en el ferry Pride of Bilbao que pasa por
la zona cumplen mucho mejor este propósito. Sin embargo, el registro de RADIALES es a
día de hoy la única fuente fiable de datos de salinidad superficial en la zona.
• No se han encontrado en la literatura metodologías apropiadas para analizar la evolución
climatológica de la estructura superficial del océano. Por ello se ha desarrollado una nueva
herramienta basada en el ajuste de los perfiles a formas funcionales prefijadas y con sentido
físico, y que utiliza, por su eficiencia, un algoritmo de Evolución Diferencial para realizar el
ajuste. El método se ha aplicado a la serie temporal de perfiles del Radial de Santander para
construir una climatología del proceso de formación y desarrollo de la capa de mezcla.
• Las aguas bajo la capa de mezcla en el golfo de Vizcaya han experimentado cambios notables
en la última década, mostrando tendencias al calentamiento en todos los niveles aunque por
mecanismos de variación de masas de agua diferentes. El Atlántico subtropical y el mar
Balear han mostrado también tendencias importantes al calentamiento. El calentamiento
generalizado en los océanos adyacentes a la Península Ibérica está en consonancia con el
importante calentamiento atmosférico registrado desde la década pasada en relación a las
series históricos.
• Las variaciones en las propiedades de las masas de agua centrales en el golfo de Vizcaya
parecen estar principalmente ligadas a las interacción atmósfera-océano en las zonas de formación. Las variaciones en el nivel de agua de agua mediterránea podrían ser resultado de
156
157
CAPÍTULO 8. CONCLUSIONES GENERALES
los cambios en las masas de agua que la forman en el golfo de Cádiz, pero las incertidumbres
acerca de la circulación en este nivel hacen difícil trazar su origen.
• Una configuración atmosférica anómala de carácter regional en el invierno de 2005 ha afectado intensamente a las aguas profundas del mar Balear, interrumpiendo la tendencia al
calentamiento registrada hasta el momento. Este evento ayudará a entender las interconexiones entre la variabilidad del Mediterráneo y la del Atlántico adyacente, incluido el golfo de
Vizcaya.
Bibliografía
Álvarez Fanjul, E., M. Alfonso, M. I. Ruiz, J. D. López, & I. Rodríguez, The Deep Water Network,
in Building the European Capacity in Operational Oceanography, edited by H. Dahlin, 69 ed.,
pp. 398–402, Elsevier Science Ltd, 2003.
Álvarez Salgado, X. A., F. G. Figueiras, F. F. Pérez, S. Groom, E. Nogueira, A. Borges, L. Chou,
C. G. Castro, G. Moncoiffe, A. F. Ríos, A. E. J. Miller, M. Frankignoulle, G. Savidge, & R. Wollast, The Portugal coastal counter current off NW Spain: new insights on its biogeochemical
variability, Prog. Oceanogr., 56 , 281–321, 2003.
Arbic, B. K., & W. B. Owens, Climatic warming of Atlantic intermediate waters, J. Clim., 14 ,
4091–4108, 2001.
Bakun, A., Coastal upwelling indices, west coast of North America, 1946-71, Tech. Rep. NMFS
SSRF-671 , U.S. Dept. of Commerce, NOAA, 1973.
Baringer, M. O., & J. F. Price, Mixing and spreading of the Mediterranean outflow, J. Phys.
Oceanogr., 27 , 1654–1677, 1997.
Belkin, I. M., S. Levitus, J. Antonov, & S. A. Malmberg, “Great Salinity Anomalies” in the North
Atlantic, Prog. Oceanogr., 41 , 1–68, 1998.
Berger, M., A. Camps, J. Font, Y. Kerr, J. Miller, J. Johannessen, J. Boutin, M. R. Drinkwater,
N. Skou, N. Floury, M. Rast, H. Rebhan, & E. Attema, Measuring ocean salinity with ESA’s
SMOS mission - Advancing the science, Esa Bulletin-European Space Agency, pp. 113–121, 2002.
Bersch, M., J. Meincke, & A. Sy, Interannual thermohaline changes in the northern North Atlantic
1991-1996, Deep-Sea Res. II , 46 , 55–75, 1999.
Bethoux, J. P., & B. Gentili, Functioning of the Mediterranean Sea: past and present changes
related to freshwater input and climate changes, J. Mar. Sys., 20 , 33–47, 1999.
Bethoux, J. P., B. Gentili, J. Raunet, & D. Tailliez, Warming trend in the western Mediterranean
deep water, Nature, 347 , 660–662, 1990.
Bethoux, J. P., B. Gentili, & D. Tailliez, Warming and freshwater budget change in the Mediterranean since the 1940s, their possible relation to the greenhouse effect, Geophys. Res. Lett., 25 ,
1023–1026, 1998.
158
159
BIBLIOGRAFÍA
Bethoux, J. P., X. D. de Madron, F. Nyffeler, & D. Tailliez, Deep water in the western Mediterranean: peculiar 1999 and 2000 characteristics, shelf formation hypothesis, variability since 1970
and geochemical inferences, J. Mar. Sys., 33 , 117–131, 2002.
Bindoff, N. L., & T. J. McDougall, Diagnosing climate change and ocean ventilation using hydrographic data, J. Phys. Oceanogr., 24 , 1137–1152, 1994.
Bindoff, N. L., & T. J. McDougall, Decadal changes along an Indian ocean section at 32 degrees S
and their interpretation, J. Phys. Oceanogr., 30 , 1207–1222, 2000.
Blanton, J., L. Atkinson, J. F. de Castillejo, & A. Lavín, Coastal upwelling off the Rías Bajas,
Galicia, Northwest Spain I: Hydrographic studies, vol. 183, pp. 79–90, 1984.
Borja, A., & M. Collins, Oceanography and Marine Environment in the Basque Country, vol. 70
of Elsevier Oceanography Series, Elsevier, 2004.
Boscolo, R., & F. F. Pérez, What determines the variability of the Eastern North Atlantic Central
Water?, AGU Chapman Conference "The North Atlantic Oscillation", American Geophysical
Union, University of Vigo, Orense (Galicia), Spain, Nov 28- Dec 1, 2000.
Bower, A. S., B. Le Cann, T. Rossby, W. Zenk, J. Gould, K. Speer, P. L. Richardson, M. D.
Prater, & H. M. Zhang, Directly measured mid-depth circulation in the northeastern North
Atlantic Ocean, Nature, 419 , 603–607, 2002a.
Bower, A. S., N. Serra, & I. Ambar, Structure of the Mediterranean Undercurrent and Mediterranean Water spreading around the southwestern Iberian Peninsula, J. Geophys. Res., 107 , 3160,
2002b.
Brainerd, K. E., & M. C. Gregg, Surface Mixed and Mixing Layer Depths, Deep-Sea Res. I , 42 ,
1521–1543, 1995.
Bray, N. A., Seasonal variability in the Intermediate Waters of the eastern North Atlantic, J. Phys.
Oceanogr., 12 , 972–983, 1982.
Bretherton, F. P., R. E. Davis, & C. B. Fandrys, A technique for objective analysis and design of
oceanographic experiments applied to MODE-73, Deep-Sea Res., 23 , 559–582, 1976.
Bryden, H. L., M. J. Griffiths, A. M. Lavín, R. C. Millard, G. Parrilla, & W. M. Smethie, Decadal
changes in water mass characteristics at 24 degree N in the subtropical North Atlantic Ocean,
J. Clim., 9 , 3162–3186, 1996.
Bryden, H. L., E. L. McDonagh, & B. A. King, Changes in ocean water mass properties: Oscillations
or trends?, Science, 300 , 2086–2088, 2003.
Bryden, H. L., H. R. Longworth, & S. A. Cunningham, Slowing of the Atlantic meridional overturning circulation at 25 degrees N, Nature, 438 , 655–657, 2005.
Cabanas, J. M., A. Lavín, M. J. García, C. González-Pola, & E. T. Pérez, Oceanographic variability
in the northern shelf of the Iberian Peninsula 1990-1999, ICES Mar. Sci. Symp., 219 , 71–79,
2003.
BIBLIOGRAFÍA
160
Candela, J., Mediterranean Water and global circulation, in Ocean Circulation and Climate: Observing and Modelling the Global Ocean, edited by G. Siedler, J. Church, & J. Gould, vol. 77 of
Internation Geophysics Series, book chapter 5.7, pp. 419–429, Academic Press, 2001.
Chelton, D. B., R. A. DeSzoeke, M. G. Schlax, K. E. Naggar, & N. Siwertz, Geographical variability
of the first baroclinic Rossby radius of deformation, J. Phys. Oceanogr., 28 , 433–460, 1998.
Chu, P. C., C. R. Fralick, S. D. Haeger, & M. J. Carron, A parametric model for the Yellow Sea
thermal variability, J. Geophys. Res., 102 , 10499–10507, 1997.
Chu, P. C., Q. Q. Wang, & R. H. Bourke, A geometric model for the Beaufort Chukchi Sea
thermohaline structure, J. Atmos. Ocean. Tech., 16 , 613–632, 1999.
Chu, P. C., C. W. Fan, & W. T. Liu, Determination of vertical thermal structure from sea surface
temperature, J. Atmos. Ocean. Tech., 17 , 971–979, 2000.
Coelho, H. S., R. J. J. Neves, M. White, P. C. Leitao, & A. J. Santos, A model for ocean circulation
on the Iberian coast, J. Mar. Sys., 32 , 153–179, 2002.
Colas, F., Circulation et dispersion lagrangiennes en Atlantique Nord-Est, Thesis, Universitè de
Bretagne Occidentale. Numèro de ordre 943, 2003.
Cooper, L. N. H., & D. Vaux, Cascading over the continental slope of water from the Celtic Sea,
J. Mar. Biol. Assoc. U. K., 24 , 719–750, 1949.
Cronin, M. F., & J. Sprintall, Wind and buoyancy-forced upper ocean, in Encyclopedia of Ocean
Sciences, edited by J. H. Steele, S. A. Thorpe, & K. K. Turekian, vol. 6, pp. 3219–3227, Academic
Press, 2001.
Curry, R., B. Dickson, & I. Yashayaev, A change in the freshwater balance of the Atlantic Ocean
over the past four decades, Nature, 426 , 826–829, 2003.
Curry, R. G., & M. S. McCartney, Ocean Gyre Circulation Changes Associated with the North
Atlantic Oscillation, J. Phys. Oceanogr., 31 , 3374–3400, 2001.
Curry, R. G., M. S. McCartney, & T. M. Joyce, Oceanic transport of subpolar climate signals to
mid-depth subtropical waters, Nature, 391 , 575–577, 1998.
Daniault, J. P., J. P. Mazé, & M. Arhan, Circulation and mixing of Mediterranean Water west of
the Iberian Peninsula, Deep-Sea Res. I , 41 , 1685–1714, 1994.
Díaz del Río, G., N. González, & D. Marcote, The intermediate Mediterranean water inflow along
the northern slope of the Iberian Peninsula, Oceanol. Acta, 21 , 157–163, 1998.
Dickson, B., K. Medler, S. Norris, & J. Rees, Annex O: Initial evidence of extreme freshening in
the southern Bight during 2001 (ICES area 9), Report, 2002a.
Dickson, B., I. Yashayaev, J. Meincke, B. Turrell, S. Dye, & J. Holfort, Rapid freshening of the
deep North Atlantic Ocean over the past four decades, Nature, 416 , 832–837, 2002b.
Dickson, R. R., W. J. Gould, T. J. Muller, & C. Maillard, Estimates of the mean circulation in the
deep (greater-than 2,000 m) layer of the Eastern North-Atlantic, Prog. Oceanogr., 14 , 103–127,
1985.
161
BIBLIOGRAFÍA
Dickson, R. R., J. R. N. Lazier, J. Meincke, P. B. Rhines, & J. Swift, Long-term coordinated
changes in the convective activity of the North Atlantic, Prog. Oceanogr., 38 , 241–295, 1996.
Dye, S., B. Dickson, & J. Meincke, Annex F: The NAO in winters 2001 and 2002: Indications of
limited recovery to NAO-positive conditions following the NAO-negative winter of 2001, Report,
2002.
Emery, W. J., & R. E. Thomson, Data Analysis Methods in Physical Oceanography, Elsevier, 2001.
Fiúza, A. F. G., M. Hamann, I. Ambar, G. D. del Río, N. González, & J. M. Cabanas, Water masses
and their circulation off western Iberia during May 1993, Deep-Sea Res. I , 45 , 1127–1160, 1998.
Flament, P., A state variable for characterizing water masses and their diffusive stability: spiciness,
Prog. Oceanogr., 54 , 493–501, 2002.
Foltz, G. R., S. A. Grodsky, J. A. Carton, & M. J. McPhaden, Seasonal mixed layer heat budget
of the tropical Atlantic Ocean, J. Geophys. Res., 108 , 3164, 2003.
Font, J., G. S. E. Lagerloef, D. M. L. Vine, A. Camps, & O. Z. Zanife, The determination of surface
salinity with the European SMOS space mission, Ieee Transactions on Geoscience and Remote
Sensing, 42 , 2196–2205, 2004.
Freeland, H., K. Denman, C. S. Wong, F. Whitney, & R. Jacques, Evidence of change in the winter
mixed layer in the Northeast Pacific Ocean, Deep-Sea Res. I , 44 , 2117–2129, 1997.
Frouin, R., A. F. G. Fiúza, I. Ambar, & T. J. Boyd, Observations of a poleward surface current
off the coasts of Portugal and Spain during winter, J. Geophys. Res., 95 , 679–691, 1990.
Fuda, J. L., G. Etiope, C. Millot, P. Favali, M. Calcara, G. Smriglio, & E. Boschi, Warming, salting
and origin of the Tyrrhenian Deep Water, Geophys. Res. Lett., 29 , 1898–1898, 2002.
Ganachaud, A., & C. Wunsch, Improved estimates of global ocean circulation, heat transport and
mixing from hydrographic data (vol 408, pg 453, 2000), Nature, 410 , 240–240, 2001.
García-Soto, C., ’Prestige’ oil spill and Navidad flow, Journal of the Marine Biological Association
of the United Kingdom, 84 , 297–300, 2004.
García-Soto, C., R. D. Pingree, & L. Valdés, Navidad development in the southern Bay of Biscay:
Climate change and swoddy structure from remote sensing and in situ measurements, J. Geophys.
Res., 107 , 3118–3118, 2002.
Gerkema, T., F. P. A. Lam, & L. R. M. Maas, Internal tides in the Bay of Biscay: conversion rates
and seasonal effects, Deep-Sea Res. II , 51 , 2995–3008, 2004.
Gil, J., Changes in the pattern of water masses resulting from a poleward slope current in the
Cantabrian Sea (Bay of Biscay), Estuarine Coastal and Shelf Science, 57 , 1139–1149, 2003.
Gil, J., L. Valdés, M. Moral, R. Sánchez, & C. García-Soto, Mesoscale variability in a high-resolution
grid in the Cantabrian Sea (southern Bay of Biscay), May 1995, Deep-Sea Research. I , 49 , 1591–
1607, 2002.
Gille, S. T., E. J. Metzger, & R. Tokmakian, Seafloor Topography and Ocean Circulation, Oceanography, 17 , 47–54, 2004.
BIBLIOGRAFÍA
162
GLOBEC, Global Ocean Ecosystem Dynamics. Science Plan, Tech. Rep. 40 , 1997.
GLOBEC & SCOR, Joint Global Ocean Flux Study: Implementation Plan, Tech. Rep. 23 , 1992.
Gouretski, V. V., & K. P. Koltermann, WOCE - Global Hydrographic Climatology, Tech. Rep. 35 ,
Bundesamtes für Seeschifffahrt und Hydrographie, 2004.
Haynes, R., & E. D. Barton, A poleward flow along the Atlantic coast of the Iberian Peninsula, J.
Geophys. Res., 95 , 11425–11441, 1990.
Hickey, B. M., E. L. Dobbins, & S. E. Allen, Local and remote forcing of currents and temperature
in the central Southern California Bight, J. Geophys. Res., 108 , 3081, 2003.
Holliday, N. P., R. T. Pollard, J. F. Read, & H. Leach, Water mass properties and fluxes in the
Rockall Trough, 1975 - 1998, Deep-Sea Res. I , 47 , 1303–1332, 2000.
Huang, R. X., & S. Russell, Ventilation of the Subtropical North Pacific, J. Phys. Oceanogr., 24 ,
2589–2605, 1994.
Hurrell, J. W., Decadal trends in the North-Atlantic Oscillation - regional temperatures and precipitation, Science, 269 , 676–679, 1995.
Huthnance, J. M., H. Coelho, C. R. Griffiths, P. J. Knight, A. P. Rees, B. Sinha, A. Vangriesheim,
M. White, & P. G. Chatwin, Physical structures, advection and mixing in the region of Goban
Spur, Deep-Sea Res. II , 48 , 2979–3021, 2001.
Huthnance, J. M., H. M. van Aken, M. White, E. D. Barton, B. Le Cann, E. F. Coelho, E. A.
Fanjul, P. Miller, & J. Vitorino, Ocean margin exchange - water flux estimates, J. Mar. Sys.,
32 , 107–137, 2002.
Iorga, M. C., & M. S. Lozier, Signatures of the Mediterranean outflow from a North Atlantic
climatology 1. Salinity and density fields, J. Geophys. Res., 104 , 25985–26009, 1999a.
Iorga, M. C., & M. S. Lozier, Signatures of the Mediterranean outflow from a North Atlantic
climatology 2. Diagnostic velocity fields, J. Geophys. Res., 104 , 26011–26029, 1999b.
IPCC, Climate Change 2001: The Scientific Basis: Contribution of Working Group I to the Third
Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC), p. 944, Cambridge University Press, 2001.
Ivanov, V. V., G. I. Shapiro, J. M. Huthnance, D. L. Aleynik, & P. N. Golovin, Cascades of dense
water around the world ocean, Prog. Oceanogr., 60 , 47–98, 2004.
Jackett, D. R., & T. J. McDougall, A neutral density variable for the World’s Oceans, J. Phys.
Oceanogr., 27 , 237–263, 1997.
Kalnay, E., M. Kanamitsu, R. Kistler, W. Collins, D. Deaven, L. Gandin, M. Iredell, S. Saha,
G. White, J. Woollen, Y. Zhu, M. Chelliah, W. Ebisuzaki, W. Higgins, J. Janowiak, K. C. Mo,
C. Ropelewski, J. Wang, A. Leetmaa, R. Reynolds, R. Jenne, & D. Joseph, The NCEP/NCAR
40-year reanalysis project, Bulletin of the American Meteorological Society, 77 , 437–471, 1996.
Kantha, L. H., & C. A. Clayson, Small scale processes in geophysical fluid flows, vol. 67 of International Geophysics, Academic Press, 2000.
163
BIBLIOGRAFÍA
Kara, A. B., P. A. Rochford, & H. E. Hurlburt, An optimal definition for ocean mixed layer depth,
J. Geophys. Res., 105 , 16803–16821, 2000.
Kara, A. B., P. A. Rochford, & H. E. Hurlburt, Mixed layer depth variability over the global ocean,
J. Geophys. Res., 108 , C03079, 2003.
Kelly, K. A., & B. Qiu, Heat-flux estimates for the Western North-Atlantic .2. the upper-ocean
heat-balance, J. Phys. Oceanogr., 25 , 2361–2373, 1995.
Koltermann, K. P., A. V. Sokov, V. P. Tereschenkov, S. A. Dobroliubov, K. Lorbacher, & A. Sy,
Decadal changes in the thermohaline circulation of the North Atlantic, Deep-Sea Res. II , 46 ,
109–138, 1999.
Koutsikopoulos, C., P. Beillois, C. Leroy, & F. Taillefer, Temporal trends and spatial structures of
the sea surface temperature in the Bay of Biscay, 5. Int. Conf. on Oceanography of the Bay of
Biscay, 1998.
Krahmann, G., F. Schott, & U. Send, Seasonal heat content changes in the western Mediterranean
Sea as a means for evaluating surface heat flux formulations, J. Geophys. Res., 105 , 16941–16950,
2000.
Lafuente, J. G., J. Delgado, J. M. Vargas, M. Vargas, F. Plaza, & T. Sarhan, Low-frequency
variability of the exchanged flows through the Strait of Gibraltar during CANIGO, Deep-Sea
Res. II , 49 , 4051–4067, 2002.
Lam, F. P. A., L. R. M. Maas, & T. Gerkema, Spatial structure of tidal and residual currents as
observed over the shelf break in the Bay of Biscay, Deep-Sea Res. I , 51 , 1075–1096, 2004.
Lamb, P. J., On the Mixed-Layer Climatology of the North and Tropical Atlantic, Tellus Series
A-Dynamic Meteorology and Oceanography, 36 , 292–305, 1984.
Lavín, A., G. Díaz del Río, J. M. Cabanas, & G. Casas, Afloramiento en el noroeste de la Península
Ibérica. Índices de afloramiento para el punto 43◦ N, 11◦ O: periodo 1966-1989, Tech. Rep. 91 ,
Informes Técnicos del Instituto Español de Oceanografía, 1991.
Lavín, A., L. Valdés, J. Gil, & M. Moral, Seasonal and inter-annual variability in properties of
surface water off Santander, Bay of Biscay, 1991-1995, Oceanol. Acta, 21 , 179–190, 1998.
Lavín, A., G. Díaz del Río, G. Casas, & J. M. Cabanas, Afloramiento en el noroeste de la Península
Ibérica. Índices de afloramiento para el punto 43◦ N, 11◦ O: periodo 1990-1999, Tech. Rep. 15 ,
Datos y Resúmenes, Instituto Español de Oceanografía, 2000.
Lavín, A., L. Valdés, F. Sánchez, P. Abaunza, J. Forest, P. Boucher, P. Lazure, & A. M. Jégou, The
Bay of Biscay. The encountering of the Ocean and the shelf, in The Seas, edited by A. Robinson
& K. Brink, vol. 14, book chapter 24, pp. 933–1001, Harvard University Press, 2006.
Levitus, S., J. I. Antonov, T. P. Boyer, & C. Stephens, Warming of the world ocean, Science, 287 ,
2225–2229, 2000.
Levitus, S., J. I. Antonov, J. L. Wang, T. L. Delworth, K. W. Dixon, & A. J. Broccoli, Anthropogenic warming of Earth’s climate system, Science, 292 , 267–270, 2001.
BIBLIOGRAFÍA
164
Levitus, S., J. Antonov, & T. Boyer, Warming of the world ocean, 1955-2003, Geophys. Res. Lett.,
32 , L02604, 2005.
Lewis, M. R., M. E. Carr, G. C. Feldman, W. Esaias, & C. Mcclain, Influence of penetrating
solar-radiation on the heat-budget of the Equatorial Pacific-Ocean, Nature, 347 , 543–545, 1990.
Llope, M., R. Anadón, L. Viesca, M. Quevedo, R. González-Quiros, & N. C. Stenseth, Hydrography
of the southern Bay of Biscay shelf-break region: integrating the multi-scale physical variability
over the period 1993-2003, J. Geophys. Res., in press.
López-Jurado, J. L., Interannual variability in waters of the Balearic Islands, in CIESM, 2002.
Tracking long-term hydrological change in the Mediterranean Sea. CIESM Workshop Series,
vol. 16 of CIESM Workshop Series, pp. 35–38, 2002.
Luterbacher, J., D. Dietrich, E. Xoplaki, M. Grosjean, & H. Wanner, European seasonal and annual
temperature variability, trends, and extremes since 1500, Science, 303 , 1499–1503, 2004.
Marshall, J., Y. Kushner, D. Battisti, P. Chang, A. Czaja, R. Dickson, J. Hurrell, M. McCartney, R. Saravanan, & M. Visbeck, North Atlantic climate variability: phenomena, impacts and
mechanisms, International Journal of Climatology, 21 , 1863–1898, 2001.
Martin, P. J., Simulation of the mixed layer at OWS November and Papa with several models, J.
Geophys. Res., 90 , 903–916, 1985.
Martins, C. S., M. Hamann, & A. F. G. Fiúza, Surface circulation in the eastern North Atlantic,
from drifters and altimetry, J. Geophys. Res., 107 , 3217, 2002.
Mauritzen, C., Y. Morel, & J. Paillet, On the influence of Mediterranean Water on the central
waters of the North Atlantic Ocean, Deep-Sea Res. I , 48 , 347–381, 2001.
Mazé, J. P., M. Arhan, & H. Mercier, Volume budget of the eastern boundary layer off the Iberian
Peninsula, Deep-Sea Res. I , 44 , 1543–1574, 1997.
McCartney, M. S., & C. Mauritzen, On the origin of the warm inflow to the Nordic Seas, Prog.
Oceanogr., 51 , 125–214, 2001.
McClain, C. R., S.-Y. Chao, L. Atkinson, J. Blanton, & F. F. de Castillejo, Wind-driven upwelling
in the vicinity of Cape Finisterre, Spain, J. Geophys. Res., 91 , 8470–8486, 1986.
McDougall, T. J., Neutral surfaces, J. Phys. Oceanogr., 17 , 1950–1964, 1987.
MEDAR Group, Mediterranean and Black Sea Database of Temperature, Salinity and Biochemical
Parameters and Climatological Atlas, Data File, 2002.
MEDOC Group, Observation of formation of deep water in Mediterranean-Sea, 1969, Nature, 227 ,
1037, 1970.
Meincke, J., M. Bersch, K. P. Koltermann, & A. Sy, Changes in subarctic and subtropical water
masses in the upper layer of the northern North Atlantic during the 1990s, ICES Mar. Sci.
Symp., 209 , 346–348, 2003a.
165
BIBLIOGRAFÍA
Meincke, J., D. Quadfasel, W. H. Berger, K. Brander, R. R. Dickson, P. M. Haugan, M. Latif,
J. Marotzke, J. Marshall, J. F. Minster, J. Pätzold, G. Parilla, W. d. Ruijter, & F. Schott,
Variability of the Thermohaline Circulation (THC), in Marine Science Frontiers for Europe,
edited by G. Wefer, F. Lamy, & F. Mantoura, pp. 39–60, Springer-Verlag, 2003b.
Michalewicz, Z., & D. B. Fogel, How to solve it: Modern heuristics, Springer, 2004.
Middleton, J. F., & M. Cirano, Wind-forced downwelling slope currents: a numerical study, J.
Phys. Oceanogr., 29 , 1723–1743, 1999.
Miller, J. R., Salinity effect in a mixed layer ocean model, J. Phys. Oceanogr., 6 , 29–35, 1976.
Millot, C., Circulation in the Western Mediterranean Sea, J. Mar. Sys., 20 , 423–442, 1999.
Montegut, C. D., G. Madec, A. S. Fischer, A. Lazar, & D. Iudicone, Mixed layer depth over the
global ocean: An examination of profile data and a profile-based climatology, J. Geophys. Res.,
109 , C12003, 2004.
Moreno-Ventas, X., A. Lavín, & L. Valdés, Hydrodynamic singularities observed by satellite imagery in the continental margin of the Bay of Biscay, 2nd International Symposium on the IberoAtlantic Continental Margin, Cádiz 1997, 1997.
New, A. L., S. Barnard, P. Herrmann, & J. M. Molines, On the origin and pathway of the saline
inflow to the Nordic Seas: insights from models, Prog. Oceanogr., 48 , 255–287, 2001.
Nogueira, E., A. Bode, M. Varela, & X. A. G. Morán, Pentadal variability (2000-2004) of thermohaline properties and chlorophyl-a distribution in the NW and N Iberian shelf during the
winter-spring transition, ICES CM 2004/P:04, 2005.
Obata, A., J. Ishizaka, & M. Endoh, Global verification of critical depth theory for phytoplankton
bloom with climatological in situ temperature and satellite ocean color data, J. Geophys. Res.,
101 , 20657–20667, 1996.
Ohlmann, J. C., D. A. Siegel, & C. Gautier, Ocean mixed layer radiant heating and solar penetration: A global analysis, J. Clim., 9 , 2265–2280, 1996.
Ohno, Y., T. Kobayashi, N. Iwasaka, & T. Suga, The mixed layer depth in the North Pacific as
detected by the Argo floats, Geophys. Res. Lett., 31 , L11306, 2004.
OSPAR Commission, Quality Status Report 2000 for the North-East Atlantic. Region IV Bay of
Biscay and Iberian Coast, Tech. rep., 2000.
Paillet, J., Central water vortices of the eastern North Atlantic, J. Phys. Oceanogr., 29 , 2487–2503,
1999.
Paillet, J., & M. Arhan, Oceanic ventilation in the eastern North Atlantic, J. Phys. Oceanogr., 26 ,
2036–2052, 1996.
Paillet, J., & H. Mercier, An inverse model of the eastern North Atlantic general circulation and
thermocline ventilation, Deep-Sea Res. I , 44 , 1293–1328, 1997.
Paillet, J., M. Arhan, & M. S. McCartney, Spreading of Labrador Sea Water in the eastern North
Atlantic, J. Geophys. Res., 103 , 10223–10239, 1998.
BIBLIOGRAFÍA
166
Paillet, J., B. Le Cann, A. Serpette, Y. Morel, & X. Carton, Real-time tracking of a Galician
Meddy, Geophys. Res. Lett., 26 , 1877–1880, 1999.
Papadakis, J. E., Determination of the wind mixed layer by an extension of Newton’s method,
Pacific Marine Sci. Rep. 81-9, Institute of Ocean Sciences, Sydney, BC, Canada, 1981.
Papadakis, M. P., E. P. Chassignet, & R. W. Hallberg, Numerical simulations of the Mediterranean
sea outflow: impact of the entrainment parameterization in an isopycnic coordinate ocean model,
Ocean Modelling, 5 , 325–356, 2003.
Parrilla, G., A. Lavín, H. Bryden, M. García, & R. Millard, Rising temperatures in the Subtropical
North Atlantic Ocean over the past 35 years, Nature, 369 , 48–51, 1994.
Pavlidis, T., & S. L. Horowitz, Segmentation of Plane Curves, IEEE Transactions on Computers,
C 23 , 860–870, 1974.
Pedder, M. A., Interpolation and filtering of spatial observations using successive corrections and
gaussian filters, Mon. Weather Rev., 121 , 2889–2902, 1993.
Pedlosky, J., Geophysical Fluid Dynamics, Springer-Verlag ed., New York, 1979.
Peliz, A., J. Dubert, D. B. Haidvogel, & B. Le Cann, Generation and unstable evolution of a densitydriven Eastern Poleward Current: The Iberian Poleward Current, J. Geophys. Res., 108 , 3268,
2003a.
Peliz, A., J. S. Dubert, & D. B. Haidvogel, Subinertial response of a density-driven eastern boundary poleward current to wind forcing, J. Phys. Oceanogr., 33 , 1633–1650, 2003b.
Peliz, A., J. Dubert, A. M. P. Santos, P. B. Oliveira, & B. Le Cann, Winter upper ocean circulation
in the Western Iberian Basin - fronts, eddies and poleward flows: an overview, Deep-Sea Res. I ,
52 , 621–646, 2005.
Pérez, F. F., A. F. Ríos, B. A. King, & R. T. Pollard, Decadal changes of the theta -S relationship
of the eastern North Atlantic Central Water, Deep-Sea Res. I , 42 , 1849–1864, 1995.
Pérez, F. F., R. T. Pollard, J. F. Read, V. Valencia, J. M. Cabanas, & A. F. Ríos, Climatological
coupling of the thermohaline decadal changes in Central Water of the Eastern North Atlantic,
Sci. Mar., 64 , 347–353, 2000.
Peters, H., M. C. Gregg, & J. M. Toole, On the parameterization of equatorial turbulence, J.
Geophys. Res., 93 , 1199–1218, 1988.
Pichon, A., & S. Correard, Internal tides modelling in the Bay of Biscay. Comparisons with observations, Sci. Mar., 70, Suppl. 1 , 65–88, 2006.
Pingree, R. D., Flow of surface waters to the west of the British-Isles and in the Bay of Biscay,
Deep-Sea Res. II , 40 , 369–388, 1993.
Pingree, R. D., Winter warming in the southern Bay of Biscay and Lagrangian eddy kinematics
from a deep-drogued Argos buoy, J. Mar. Biol. Assoc. U. K., 74 , 107–128, 1994.
Pingree, R. D., & B. Le Cann, Structure, strength and seasonality of the slope currents in the Bay
of Biscay region, J. Mar. Biol. Assoc. U. K., 70 , 857–885, 1990.
167
BIBLIOGRAFÍA
Pingree, R. D., & B. Le Cann, Anticyclonic eddy X91 in the southern Bay of Biscay, May 1991 to
February 1992, J. Geophys. Res., 97 , 14353–14367, 1992a.
Pingree, R. D., & B. Le Cann, 3 Anticyclonic Slope Water Oceanic Eddies (Swoddies) in the
Southern Bay of Biscay in 1990, Deep-Sea Res. A, 39 , 1147–1175, 1992b.
Pinot, J. M., J. L. López-Jurado, & M. Riera, The CANALES experiment (1996-1998). Interannual,
seasonal, and mesoscale variability of the circulation in the Balearic Channels, Prog. Oceanogr.,
55 , 335–370, 2002.
Pizarro, O., & G. Shaffer, Wind-driven, coastal-trapped waves off the island of Gotland, Baltic
Sea, J. Phys. Oceanogr., 28 , 2117–2129, 1998.
Planque, B., P. Beillois, A. M. Jégou, P. Lazure, P. Petitgas, & I. Puillat, Large-scale hydroclimatic
variability in the Bay of Biscay: the 1990’s in the context of interdecadal changes, ICES Mar.
Sci. Symp., 219 , 61–70, 2003.
Pollard, R. T., & S. Pu, Structure and circulation of the upper Atlantic Ocean northeast of the
Azores, Prog. Oceanogr., 14 , 443–462, 1985.
Pollard, R. T., M. J. Griffiths, S. A. Cunningham, J. F. Read, F. F. Pérez, & A. F. Ríos, Vivaldi
1991 – a study of the formation, circulation and ventilation of eastern North Atlantic Central
Water, Prog. Oceanogr., 37 , 167–192, 1996.
Potter, R. A., & M. S. Lozier, On the warming and salinification of the Mediterranean outflow
waters in the North Atlantic, Geophys. Res. Lett., 31 , L01202, 2004.
Price, J. F., R. A. Weller, & R. Pinkel, Diurnal cycling: Observations and models of the upper
ocean response to diurnal heating, cooling, and wind mixing, J. Geophys. Res., 91 , 8411–8427,
1986.
Price, K. V., M. R. Storn, & J. A. Lampinem, Differential Evolution: A practical approach to global
optimization, Natural Computing Series, Springer, 2005.
Puertos del Estado, Proyecto Rayo. Informe de datos. Cadena de Correntímetros Cantábrico 2.
Diciembre 1999 a Junio 2000, Tech. rep., 2000a.
Puertos del Estado, Red de boyas de aguas profundas. Informe de datos. Cadena de correntímetros
Cantábrico 1. Septiembre de 1999 a Enero de 2000, Tech. rep., 2000b.
Rao, R. R., R. L. Molinari, & J. F. Festa, Evolution of the climatological near-surface thermal
structure of the Tropical Indian-Ocean .1. Description of mean monthly mixed layer depth, and
sea-surface temperature, surface current, and surface meteorological fields, J. Geophys. Res., 94 ,
10801–10815, 1989.
Reid, J. L., On the total geostrophic circulation of the North Atlantic Ocean: flow patterns, tracers,
and transports, Prog. Oceanogr., 33 , 1–92, 1994.
Reynolds, R. W., N. A. Rayner, T. M. Smith, D. C. Stokes, & W. Q. Wang, An improved in situ
and satellite SST analysis for climate, J. Clim., 15 , 1609–1625, 2002.
Rhein, M., U. Send, B. Klein, & G. Krahmann, Interbasin deep water exchange in the Western
Mediterranean, J. Geophys. Res., 104 , 23495–23508, 1999.
BIBLIOGRAFÍA
168
Richardson, P. L., M. S. McCartney, & C. Maillard, A search for meddies in historical data,
Dynamics of Atmospheres and Oceans, 15 , 241–265, 1991.
Ríos, A. F., F. F. Pérez, & F. Fraga, Water masses in the upper and middle North-Atlantic Ocean
east of the Azores, Deep-Sea Res., 39 , 645–658, 1992.
Rixen, M., J. M. Beckers, S. Levitus, J. Antonov, T. Boyer, C. Maillard, M. Fichaut, E. Balopoulos,
S. Iona, H. Dooley, M. J. García, B. Manca, A. Giorgetti, G. Manzella, N. Mikhailov, N. Pinardi,
& M. Zavatarelli, The Western Mediterranean Deep Water: A proxy for climate change, Geophys.
Res. Lett., 32 , L12608, 2005.
Robinson, A. R., A. Leslie, A. Theocharis, & A. Lascaratos, Mediterranean Sea circulation, in
Encyclopedia of Ocean Sciences, edited by J. H. Steele, K. K. Turekian, & S. A. Thorpe, pp.
1689–1705, Academic Press Ltd., 2001.
Rohling, E. J., & H. L. Bryden, Man-induced salinity and temperature increases in Western Mediterranean Deep Water, J. Geophys. Res., 97 , 11191–11198, 1992.
Ruiz-Villareal, M., C. González-Pola, G. Díaz del Río, A. Lavín, P. Otero, S. Piedracoba, & J. M.
Cabanas, Oceanographic conditions in North and Northwest Iberia and their influence on the
Prestige oil spill, Mar. Pollut. Bull., 53 , 220–238, 2006.
Sánchez, F., & J. Gil, Hydrographic mesoscale structures and Poleward Current as a determinant
of hake (Merluccius merluccius) recruitment in southern Bay of Biscay, ICES J. Mar. Sci., 57 ,
152–170, 2000.
Sánchez, R., & J. Gil, 3D structure, mesoscale interactions and potential vorticity conservation in
a swoddy in the Bay of Biscay, J. Mar. Sys., 46 , 47–68, 2004.
Schiermeier, Q., A sea change, Nature, 439 , 256–260, 2006.
Schneider, N., & P. Muller, The meridional and seasonal structures of the Mixed-Layer Lepth
and its diurnal amplitude observed during the Hawaii-to-Tahiti shuttle experiment, J. Phys.
Oceanogr., 20 , 1395–1404, 1990.
Send, U., J. Font, G. Krahmann, C. Millot, M. Rhein, & J. Tintoré, Recent advances in observing
the physical oceanography of the western Mediterranean Sea, Prog. Oceanogr., 44 , 37–64, 1999.
Shapiro, G. I., & S. L. Meschanov, Spreading pattern and mesoscale structure of Mediterranean
Outflow in the Iberian Basin estimated from historical data, J. Mar. Sys., 7 , 337–348, 1996.
Skyllingstad, E. D., W. D. Smith, J. N. Moum, & H. Wijesekera, Upper-ocean turbulence during a westerly wind burst: a comparison of large-eddy simulation results and microstructure
measurements, J. Phys. Oceanogr., 29 , 5–28, 1999.
Smith, W. H. F., & D. T. Sandwell, Global sea floor topography from satellite altimetry and ship
depth soundings, Science, 277 , 1956–1962, 1997.
Smyth, W. D., D. Hebert, & J. N. Moum, Local ocean response to a multiphase westerly wind
burst .1. Dynamic response, J. Geophys. Res., 101 , 22495–22512, 1996a.
Smyth, W. D., D. Hebert, & J. N. Moum, Local ocean response to a multiphase westerly wind
burst .2. Thermal and freshwater responses, J. Geophys. Res., 101 , 22513–22533, 1996b.
169
BIBLIOGRAFÍA
Spall, M. A., A diagnostic study of the wind-driven and buoyancy-driven North-Atlantic circulation,
J. Geophys. Res., 96 , 18509–18518, 1991.
Spall, M. A., R. A. Weller, & P. W. Furey, Modeling the three-dimensional upper ocean heat budget
and subduction rate during the Subduction Experiment, J. Geophys. Res., 105 , 26151–26166,
2000.
Sparrow, M., O. Boebel, V. Zervakis, W. Zenk, A. Cantos-Figuerola, & W. J. Gould, Two circulation
regimes of the Mediterranean Outflow revealed by Lagrangian measurements, J. Phys. Oceanogr.,
32 , 1322–1330, 2002.
Speer, K. G., J. Gould, & J. LaCasce, Year-long float trajectories in the Labrador Sea Water of
the eastern North Atlantic Ocean, Deep-Sea Res. II , 46 , 165–179, 1999.
Sprintall, J., & M. F. Cronin, Upper ocean vertical structure, in Encyclopedia of Ocean Sciences,
edited by J. H. Steele, S. A. Thorpe, & K. K. Turekian, vol. 6, pp. 3120–3129, Academic Press,
2001.
Sprintall, J., & D. Roemmich, Characterizing the structure of the surface layer in the Pacific Ocean,
J. Geophys. Res., 104 , 23297–23311, 1999.
Sprintall, J., & M. Tomczak, Evidence of the barrier layer in the surface-layer of the tropics, J.
Geophys. Res., 97 , 7305–7316, 1992.
Stanton, B. R., Low frequency varability in the Mediterranean Outflow west of Gibraltar, Deep-Sea
Res., 30 , 743–761, 1983.
Suga, T., K. Motoki, Y. Aoki, & A. M. Macdonald, The North Pacific climatology of winter mixed
layer and mode waters, J. Phys. Oceanogr., 34 , 3–22, 2004.
Thompson, R. O. R. Y., Climatological numerical-models of Surface Mixed Layer of Ocean, J.
Phys. Oceanogr., 6 , 496–503, 1976.
Thomson, R. E., & I. V. Fine, Estimating mixed layer depth from oceanic profile data, J. Atmos.
Ocean. Tech., 20 , 319–329, 2003.
Thorpe, R. B., & G. R. Bigg, Modelling the sensitivity of Mediterranean Outflow to anthropogenically forced climate change, Clim. Dyn., 16 , 355–368, 2000.
Tomczak, J. M., & S. Godfrey, Hydrology of the Atlantic Ocean, in Regional Oceanography: An
Introduction, book chapter 15, pp. 253–270, Pergamon Press, 1994.
Torres, R., E. D. Barton, P. Miller, & E. Fanjul, Spatial patterns of wind and sea surface temperature in the Galician upwelling region, J. Geophys. Res., 108 , 3130, 2003.
Tsimplis, M. N., & H. L. Bryden, Estimation of the transports through the Strait of Gibraltar,
Deep-Sea Res. I , 47 , 2219–2242, 2000.
Valdés, L., A. Lavín, M. L. Fernández de Puelles, M. Varela, R. Anadon, A. Miranda, J. Camiñas,
& J. Más, Spanish Ocean Observation System. IEO Core Project: Studies on time series of
oceanographic data, in Operational Oceanography: Implementation at the European and Regional
Scales, edited by N. C. Flemming & N. Vallerga, pp. 99–105, Elsevier Science, 2002.
BIBLIOGRAFÍA
170
van Aken, H. M., The hydrography of the mid-latitude Northeast Atlantic Ocean. I: The deep
water masses, Deep-Sea Res. I , 47 , 757–788, 2000a.
van Aken, H. M., The hydrography of the mid-latitude Northeast Atlantic Ocean. II: The intermediate water masses, Deep-Sea Res. I , 47 , 789–824, 2000b.
van Aken, H. M., The hydrography of the mid-latitude Northeast Atlantic Ocean - Part III: The
subducted thermocline water mass, Deep-Sea Res. I , 48 , 237–267, 2001.
van Aken, H. M., Surface currents in the Bay of Biscay as observed with drifters between 1995 and
1999, Deep-Sea Research. I , 49 , 1071–1086, 2002.
Vargas-Yáñez, M., G. Parrilla, A. Lavín, P. Vélez-Belchí, & C. González-Pola, Temperature and
salinity increase in the eastern North Atlantic along the 24.5 degrees N in the last ten years,
Geophys. Res. Lett., 31 , L06210, 2004.
Visbeck, M., E. Chassignet, R. G. Curry, T. Delworth, R. R. Dickson, & G. Krahmann, The
Ocean’s response to North Atlantic Oscillation variability, in The North Atlantic Oscillation:
Climatic Significance and Environmental Impact, edited by J. Hurrell, Y. Kushnir, G. Ottersen,
& M. Visbeck, vol. 134 of Geophysical Monograph Series, book chapter 6, pp. 113–145, American
Geophysical Union, 2003.
Vitorino, J., A. Oliveira, J. M. Jouanneau, & T. Drago, Winter dynamics on the northern Portuguese shelf. Part 1: physical processes, Prog. Oceanogr., 52 , 129–153, 2002.
Weller, R. A., & A. J. Plueddemann, Observations of the vertical structure of the oceanic boundary
layer, J. Geophys. Res., 101 , 8789–8806, 1996.
White, M., & P. Bowyer, The shelf-edge current north-west of Ireland, Annales GeophysicaeAtmospheres Hydrospheres and Space Sciences, 15 , 1076–1083, 1997.
Wijesekera, H. W., & M. C. Gregg, Surface layer response to weak winds, westerly bursts, and rain
squalls in the western Pacific Warm Pool, J. Geophys. Res., 101 , 977–997, 1996.
Wijffels, S., E. Firing, & H. Bryden, Direct observations of the Ekman balance at 10-degrees-N in
the Pacific, J. Phys. Oceanogr., 24 , 1666–1679, 1994.
Willebrand, J., B. Barnier, C. Boning, C. Dieterich, P. D. Killworth, C. L. Provost, Y. L. Jia, J. M.
Molines, & A. L. New, Circulation characteristics in three eddy-permitting models of the North
Atlantic, Prog. Oceanogr., 48 , 123–161, 2001.
Wooster, W. S., A. Bakun, & D. R. Mclain, Seasonal upwelling cycle along eastern boundary of
North-Atlantic, J. Mar. Res., 34 , 131–141, 1976.
World Meteorological Organization, WMO statement on the status of the global climate in 2002,
Report, 2003.
Zawada, D. G., J. R. V. Zaneveld, E. Boss, W. D. Gardner, M. J. Richardson, & A. V. Mishonov,
A comparison of hydrographically and optically derived mixed layer depths, J. Geophys. Res.,
110 , C11001, 2005.
Apéndice A
Tablas de posiciones y ocupaciones
Tabla A.1: Estaciones del Radial de Santander. Posición, profundidad y distancia a la estación previa.
Estación
2
3
4
5
6
7
8
Latitud
43◦ 30.000 N
43◦ 31.500 N
43◦ 35.000 N
43◦ 40.000 N
43◦ 42.600 N
43◦ 48.000 N
43◦ 54.000 N
Longitud
003◦ 47.000 W
003◦ 47.000 W
003◦ 47.000 W
003◦ 47.000 W
003◦ 47.000 W
003◦ 47.000 W
003◦ 47.000 W
171
Profundidad (m)
23
53
120
210
890
2495
2800
Dist. Ant. (km)
2.9
5.6
8.2
6.5
10.2
11.1
APÉNDICE A. TABLAS DE POSICIONES Y OCUPACIONES
172
Tabla A.2: Listado de ocupaciones en las estaciones del Radial de Santander.
Ocupación
001
002
003
004
005
006
007
008
009
010
011
012
013
014
015
016
017
018
019
020
021
022
023
024
025
026
027
028
029
030
031
032
033
034
035
036
037
038
039
040
Fecha
28-Nov-1991
17-Dec-1991
14-Jan-1992
25-Feb-1992
22-May-1992
29-Jun-1992
12-Aug-1992
25-Sep-1992
19-Oct-1992
20-Nov-1992
21-Dec-1992
27-Jan-1993
22-Feb-1993
11-mar-1993
29-mar-1993
26-Apr-1993
24-May-1993
21-Jun-1993
23-Jul-1993
06-Aug-1993
17-Sep-1993
27-Oct-1993
18-Nov-1993
13-Jan-1994
26-mar-1994
24-May-1994
08-Jun-1994
01-Jul-1994
20-Jul-1994
12-Aug-1994
20-Sep-1994
10-Oct-1994
02-Nov-1994
22-Nov-1994
27-Jan-1995
15-Feb-1995
21-mar-1995
27-Apr-1995
17-May-1995
27-Jun-1995
2
3
Continúa
4
en la
5
6
7
8
página siguiente
APÉNDICE A. TABLAS DE POSICIONES Y OCUPACIONES
Ocupación
041
042
043
044
045
046
047
048
049
050
051
052
053
054
055
056
057
058
059
060
061
062
063
064
065
066
067
068
069
070
071
072
073
074
075
076
077
078
079
080
081
Fecha
17-Jul-1995
08-Aug-1995
14-Sep-1995
20-Oct-1995
03-Dec-1995
18-Dec-1995
27-Feb-1996
22-mar-1996
26-Apr-1996
23-May-1996
20-Jun-1996
10-Jul-1996
13-Aug-1996
18-Nov-1996
28-Nov-1996
19-Dec-1996
10-Jan-1997
28-Feb-1997
26-mar-1997
24-Apr-1997
16-May-1997
10-Jun-1997
23-Jul-1997
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30-Oct-1997
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22-Jan-1998
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Fecha
18-Dec-1998
26-Jan-1999
26-Feb-1999
01-Apr-1999
26-Apr-1999
27-May-1999
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04-Dec-2001
09-Jan-2002
08-Feb-2002
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Fecha
11-May-2004
02-Jun-2004
03-Jun-2004
01-Jul-2004
02-Aug-2004
01-Sep-2004
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Apéndice B
Códigos para implementar el
algoritmo SHDR
El algoritmo SHDR se ha programado mediante una combinación de Matlab™ y de Fortran. El
motivo es que Matlab™ proporciona una interfaz muy cómoda a la hora de implementar códigos
sencillos, tiene una potente capacidad gráfica e incluso es muy útil para gestionar la información y
programar procesos en serie; de hecho en el ámbito de física del IEO las bases de datos hidrográficas
vienen siendo guardadas —además de en los formatos ASCII estándar— en el formato propio de
Matlab™ para facilitar su análisis. Sin embargo Matlab™ es poco eficiente a la hora de implementar
un algoritmo iterativo, centenares de veces más lento que un lenguaje compilado si existen muchos
bucles.
El esquema de funcionamiento es tal que la función principal MLD_SHDR_fun, en Matlab™,
gestiona la entrada de datos de un perfil concreto (normalmente es llamada por un código que itera
sobre numerosos perfiles), escribe un fichero auxiliar en formato fijo que sirve de entrada para el
ejecutable run_SHDR, programado en Fortran, quién escribe a su vez la salida en un formato fijo
que Matlab™ lee. De esta manera se obtienen la ILD y la MLD y los perfiles ajustados a partir de
los perfiles brutos del campo termohalino con una sola línea de código en Matlab™. Los códigos
fuente se proporcionan a continuación.
177
APÉNDICE B. CÓDIGOS PARA IMPLEMENTAR EL ALGORITMO SHDR
178
B.1.
%
%
%
%
%
%
%
Script de Matlab™ para ejecutar MLD_SHDR_fun
Funcion para calcular ILD MLD en base al algortimo SHDR
Utilizacion: function [ILD_DE,MLD_DE,temfit,sgtfit]=MLD_DE_fun(pre,tem,sgt,n);
pre: presion; tem: temperatura; sgt: sigma_theta; n: Maxima profundidad de trabajo
ILD_DE,temfit: Profundidad de la capa isoterma y perfil de temperatura ajustado
MLD_DE,sgtfit: Profundidad de la capa de mezcla y perfil de densidad potencial ajustado
function [ILD_DE,MLD_DE,temfit,sgtfit]=MLD_DE_fun(pre,tem,sgt,n);
% Preparacion y calculo para la temperatura
xdata=pre(1:n);
ydata=tem(1:n);
[ILD_DE,a1,a2,b2,c2,a3,b3]=ajustaDE(xdata,ydata,n);
temfit=bestfitmixlayer_DE([1:n],ILD_DE,a1,a2,b2,c2,a3,b3);
% Preparacion y calculo para la densidad potencial
xdata=pre(1:n);
ydata=sgt(1:n);
[MLD_DE,a1,a2,b2,c2,a3,b3]=ajustaDE(xdata,ydata,n);
sgtfit =bestfitmixlayer_DE([1:n],MLD_DE,a1,a2,b2,c2,a3,b3);
%%%%%%%%%%%%
% Subfuncion que lanza el ejecutable run_SHDR
function [D,a1,a2,b2,c2,a3,b3]=ajustaDE(xdata,ydata,n)
Mixlayer_inputgen(n,xdata,ydata);
!run_SHDR
bestfit_coef=load(’ profile . sal ’ );
% Creacion de fichero de entrada para run_SHDR y ejecucion
% Lectura de fichero de salida de run_SHDR
% Asignacion de coeficientes
D = bestfit_coef(1);
a1 = bestfit_coef(2);
a2 = bestfit_coef(3);
b2 = bestfit_coef(4);
c2 = bestfit_coef(5);
a3 = bestfit_coef(6);
b3 = bestfit_coef(7);
em = bestfit_coef(8);
%%%%%%%%%%%%%%%%%%
% Subfuncion que genera el fichero de entrada para run_SHDR
function Mixlayer_inputgen(n,pre,ydata)
D1min = 1.0;
D2max = n;
Delta = 1.0;
% Profundidad inical por defecto
% Resolucion vertical por defecto
B.1. SCRIPT DE MATLAB™ PARA EJECUTAR MLD_SHDR_FUN
fid =fopen(’profile .dat’ , ’w’);
fprintf ( fid , ’ %05.1f\t! D1min\n’,D1min);
fprintf ( fid , ’ %05.1f\t! D2max\n’,D2max);
fprintf ( fid , ’ %05.1f\t! Delta\n’,Delta);
fprintf ( fid , ’ %03d\t! n\n’,n);
writingtext=cat(2,pre,ydata);writingtext=transpose(writingtext);
fprintf ( fid , ’ %03d\t %07.4f\n’,writingtext);
fclose ( fid );
%%%%%%%%%%%%%%%%%%
% Subfuncion que genera la funcion numerica del mejor ajuste
function bestfit =bestfitmixlayer_DE(z,D,a1,a2,b2,c2,a3,b3);
if isnan(a1)
% No se hizo el ajuste
bestfit (1:length(z))=NaN;
else
imin=find(z<=D);imax=find(z>D);
bestfit (imin)=a1;
if any([isnan(b2) isnan(c2 )])
bestfit (imax)=a3+b3∗(z(imax)−D);
else
bestfit (imax)=a3+b3∗(z(imax)−D)+a2.∗exp(−b2.∗(z(imax)−D)−c2.∗((z(imax)−D).^2));
end
end
179
APÉNDICE B. CÓDIGOS PARA IMPLEMENTAR EL ALGORITMO SHDR
180
B.2.
Código en Fortran para crear el ejecutable run_SHDR
program run_SHDR
!
!
!
!
!
REALIZA UNA BUSQUEDA POR EVOLUCION DIFERENCIAL
EN LA ZONA SUPERFICIAL SE AJUSTA A UNA CONSTANTE;EN EL RESTO
SE AJUSTA UNA SUMA DE UNA RECTA CON UNA EXPONENCIAL NEGATIVA
CON UN POLINOMIO DE GRADO 2 EN EL EXPONENTE.
implicit none
! CONSTANTES
integer npunmax
parameter (npunmax = 1000)
real∗8 cero
parameter (cero = 0.0d0)
!
! VARIABLES PRINCIPALES
real∗8 z(npunmax)
real∗8 y(npunmax)
real∗8 D1m
real∗8 a1m
real∗8 a2m, b2m, c2m
real∗8 a3m, b3m
real∗8 em
real∗8 D1min, D2max, DeltaD
integer n, i
integer dege
character∗80 fil1
character∗80 fil2
character∗80 fil3
!
!
!
nombre del fichero de entrada
nombre del fichero de salida
nombre del fichero de salida
! PRIMERA INSTRUCCION EJECUTABLE
fil1 =’ profile .dat’
! ENTRADA
fil2 =’ profile . sal ’
! SALIDA
fil3 =’convergencia.sal ’
! COMPROBACION DE LA CONVERGENCIA
open(11, file = fil1 )
open(12, file = fil2 )
open(13, file = fil3 )
! LECTURA DE DATOS. LA FUNCION lee_real8 NO SE INCLUYE.
call
call
call
call
lee_real8(11, D1min)
lee_real8(11, D2max)
lee_real8(11, DeltaD)
lee_int(11, n)
! PROF MIN.
! PROF MAX.
! RES. VERTC.
B.2. CÓDIGO EN FORTRAN PARA CREAR EL EJECUTABLE RUN_SHDR
do i = 1, n
call lee_2real8(11,z( i ), y(i ))
end do
! PERFIL
close (11)
call difevol (z, y, n, D1m, a1m, a2m, b2m, c2m,
&
a3m, b3m, em, dege)
! IMPRIME LOS RESULTADOS DEL AJUSTE
5
write(12,100) D1m, a1m, a2m, b2m, c2m, a3m, b3m, em, dege
100
101
102
110
111
format(1x, 1(2x, f8 .2), 7(2x,
format(’#’, 1(2x, f8 .2), 7(2x,
format(" D1b = ", F8.2, /,
&
" a1b = ", 1pe12.4, /,
&
" b2b = ", 1pe12.4, /,
&
" a3b = ", 1pe12.4, /,
&
" ercb= ", 1pe12.4, /,
1pe12.4), i2)
1pe12.4), i2)
"
"
"
"
a2b = ", 1pe12.4, /,
c2b = ", 1pe12.4, /,
b3b = ", 1pe12.4, /,
degb= ", i2)
format(’# ’, a10, 1pe12.4)
format(’# ’, a10, 1i5)
end
!
!
!
!
!
!
!
!
!
!
!
!
!
AJUSTE DE FUNCION (T, SIGMA, ...) DE CAPA DE MEZCLA EN SUPERFICIE
ARGUMENTOS DE ENTRADA:
Z ES LA VARIABLE INDEPENDIENTE, Y LA DEPENDIENTE, N EL NUMERO DE PUNTOS
ARGUMENTOS DE SALIDA:
LOS PARAMETROS DE LAS FUNCIONES DE AJUSTE: D1, A1, A2, B2, C2, A3, B3
Y EL ERROR CUADRATICO TOTAL
ANALIZA EN EL ORDEN 1, 2
LA ZONA SEGUNDA ES EXPONENCIAL
UTILIZA UNA EVOLUCION DIFERENCIAL
subroutine difevol (z,y,n,D1m,a1m,a2m,b2m,c2m,
&
a3m,b3m,em,dege)
implicit none
!
! CONSTANTES
real∗8 cero
parameter (cero = 0.0d0)
real∗8 uno
parameter (uno = 1.0d0)
real∗8 dos
181
182
APÉNDICE B. CÓDIGOS PARA IMPLEMENTAR EL ALGORITMO SHDR
parameter (dos = 2.0d0)
integer nvar
parameter (nvar = 6)
! numero de parametros a ajustar
integer nindi
parameter (nindi = 100)
! numero de individuos de la poblacion
integer nimpri
! cada esas generaciones imprime el mejor
parameter (nimpri = 300)
integer ngene
! numero de generaciones
parameter (ngene = 30000)
real∗8 BC2m
! maximo valor de b2 y c2 admitido
parameter (BC2m = 5.0d0)
integer npunmax
parameter (npunmax = 1000)
real∗8 CR
parameter (CR = 0.5d0)
real∗8 FF
parameter (FF = 0.5d0)
!
! ARGUMENTOS
integer n
real∗8 z(n)
real∗8 y(n)
real∗8 D1m, a1m, a2m, b2m, c2m, a3m, b3m
real∗8 em
integer dege
!
! VARIABLES LOCALES
real∗8 yaux(npunmax)
real∗8 ymax, ymin
integer i , ir1 , ir2 , j , k
real∗8 indi (0:nvar)
real∗8 pobla(nindi ,0: nvar)
real∗8 mejor(0:nvar)
real∗8 Lmin(nvar), Lmax(nvar)
real∗8 signo , lambda
real∗8 auxy
integer pasada
real∗8 urand
!
! PRIMERA INSTRUCCION EJECUTABLE
!
!
!
!
un individuo
poblacion
el mejor individuo
limites de los genes
B.2. CÓDIGO EN FORTRAN PARA CREAR EL EJECUTABLE RUN_SHDR
! PARA DIFERENCIAR DENSIDAD DE TEMPERATURA
if (y(1).gt.y(n)) then
signo = 1.0d0
! temperatura
else
signo = −1.0d0
! densidad
end if
!
!
!
!
equivalencia :
D1 = x(∗,1), a1 = x(∗,6), b2 = x(∗,2)
c2 = x(∗,3), a3 = x(∗,5), b3 = x(∗,4)
a2 = a1−a3
Lmin(1) = uno
call alisado (n, y, yaux, 3)
auxy = 0.5d0∗(y(1)+y(n))
do i = 1, n
if (signo .gt.cero) then
if (yaux(i). lt .auxy) goto 55
else
if (yaux(i).gt.auxy) goto 55
end if
end do
55
Lmax(1) = z(n) !z(i)
ymax = −1.0d300
ymin = 1.0d300
do i = 1, n
if (y(i ). gt.ymax) ymax = y(i)
if (y(i ). lt .ymin) ymin = y(i)
end do
Lmin(2) = cero
Lmax(2) = BC2m
Lmin(3) = cero
Lmax(3) = BC2m
Lmin(4) = −abs((y(n)−y(1))/(z(n)−z(1)))
Lmax(4) = cero
if (signo . lt .cero) then
Lmax(4) = abs((y(n)−y(1))/(z(n)−z(1)))
Lmin(4) = cero
end if
Lmin(5) = ymin
Lmax(5) = ymax
Lmin(6) = ymin
183
APÉNDICE B. CÓDIGOS PARA IMPLEMENTAR EL ALGORITMO SHDR
184
Lmax(6) = ymax
do pasada = 1, 2
! PREPARA LA POBLACION
mejor(0) = 1.0d300
do i = 1, nindi
do j = 1, nvar−2
indi( j ) = Lmin(j)+(Lmax(j)−Lmin(j))∗urand()
end do
44
indi (5) = Lmin(5)+(Lmax(5)−Lmin(5))∗urand()
indi (6) = Lmin(6)+(Lmax(6)−Lmin(6))∗urand()
if (signo∗(indi(6)−indi(5)). lt .cero) goto 44
call calajus(y, z, n, indi , nvar)
if ( indi (0). lt .mejor(0)) then
do j = 0, nvar
mejor(j) = indi(j)
end do
end if
do j = 0, nvar
pobla(i , j ) = indi(j)
end do
end do
! REALIZA LA EVOLUCION DIFERENCIAL
do k = 1, ngene
lambda = 0.2d0+0.8d0∗(dble(k)/dble(ngene))∗∗2
i = 1+int(nindi∗urand())
ir1 = 1+int(nindi∗urand())
ir2 = 1+int(nindi∗urand())
if ( ir1 .eq. ir2 ) goto 33
33
&
do j = 1, nvar−2
if (urand(). lt .CR) then
indi( j ) = lambda∗mejor(j) + (1.0−lambda)∗pobla(i,j)
+ FF∗(pobla(ir1,j)−pobla(ir2,j))
else
indi( j ) = pobla(i,j )
end if
if (indi ( j ). lt .Lmin(j)) indi( j ) = Lmin(j)
if (indi ( j ). gt.Lmax(j)) indi(j) = Lmax(j)
end do
B.2. CÓDIGO EN FORTRAN PARA CREAR EL EJECUTABLE RUN_SHDR
22
&
continue
do j = 5, nvar
if (urand(). lt .CR) then
indi ( j ) = lambda∗mejor(j) + (1.0−lambda)∗pobla(i,j)
+ FF∗(pobla(ir1,j)−pobla(ir2,j))
else
indi ( j ) = pobla(i,j )
end if
if (indi ( j ). lt .Lmin(j)) indi( j ) = Lmin(j)
if (indi ( j ). gt.Lmax(j)) indi(j) = Lmax(j)
end do
if (signo∗(indi(6)−indi(5)). lt .cero) then
auxy = indi(5)
indi (5) = indi(6)
indi (6) = auxy
end if
call calajus(y, z, n, indi , nvar)
if (indi (0). lt .pobla(i ,0)) then
do j = 0, nvar
pobla(i , j ) = indi(j)
end do
end if
if (indi (0). lt .mejor(0)) then
do j = 0, nvar
mejor(j) = indi(j)
end do
end if
130
write(13,130) mejor(0)
format(1pe12.4)
end do
! ’DELTA CODING’
do j = 1, nvar
Lmin(j) = 0.85d0∗mejor(j)
Lmax(j) = 1.15d0∗mejor(j)
if (Lmin(j).gt.Lmax(j)) then
auxy = Lmin(j)
Lmin(j) = Lmax(j)
Lmax(j) = auxy
end if
end do
end do
185
APÉNDICE B. CÓDIGOS PARA IMPLEMENTAR EL ALGORITMO SHDR
186
! D1 = x(∗,1), a1 = x(∗,6), b2 = x(∗,2)
! c2 = x(∗,3), a3 = x(∗,5), b3 = x(∗,4)
! a2 = a1−a3
D1m = mejor(1)
a1m = mejor(6)
b2m = mejor(2)
c2m = mejor(3)
a3m = mejor(5)
b3m = mejor(4)
a2m = a1m−a3m
em = mejor(0)
dege = 0
end
!
! REALIZA ’na’ ALISADOS SIMPLES
!
subroutine alisado (n, y, ya, na)
implicit none
integer npunmax
parameter (npunmax = 1000)
integer n, na
real∗8 y(n)
real∗8 ya(n)
real∗8 yaux(npunmax)
integer i , j , k, ia
ya(1) = y(1)
ya(n) = y(n)
if (n. le .2) return
do i = 1, n
ya(i ) = y(i)
end do
if (na. lt .1) return
do ia = 1, na
do i = 1, n
yaux(i) = ya(i)
end do
do i = 2, n−1
B.2. CÓDIGO EN FORTRAN PARA CREAR EL EJECUTABLE RUN_SHDR
j = i+1
k = i−1
ya(i ) = (yaux(k)+yaux(i)+yaux(j))/3.0d0
end do
end do
end
!
! CALCULA EL AJUSTE DE CADA INDIVIDUO
!
subroutine calajus(y, z, n, indi , nvar)
implicit none
!
! ARGUMENTOS
integer n, nvar
real∗8 y(n), z(n)
real∗8 indi (0:nvar)
! VARIABLES LOCALES
real∗8 D1, a1, a2, a3, b3, b2, c2, e, za
integer k, na
! D1 = x(∗,1), a1 = x(∗,6), b2 = x(∗,2)
! c2 = x(∗,3), a3 = x(∗,5), b3 = x(∗,4)
! a2 = a1−a3
D1 = indi(1)
b2 = indi(2)
c2 = indi(3)
b3 = indi(4)
a3 = indi(5)
a1 = indi(6)
e = 0.0d0
do na = 1, n
if (z(na).gt.D1) goto 1
e = e + (y(na)−a1)∗∗2
end do
1
a2 = a1−a3
do k = na, n
za = z(k)−D1
e = e + (y(k)−a3−b3∗za−a2∗exp(−za∗(b2+za∗c2)))∗∗2
end do
indi (0) = sqrt(e/dble(n))
end
187
Apéndice C
Glosario de términos y acrónimos
El glosario que se presenta en este apéndice no cubre exhaustivamente todos los términos o
acrónimos que han aparecido a lo largo de la memoria de tesis. Solamente se han rescatado aquellos
que aparecen con mucha frecuencia, o se repiten alejados de la página donde han aparecido por
primera vez y se han descrito o definido. Tampoco se proporciona una explicación detallada puesto
que en los casos necesarios ésta aparece en el cuerpo de la tesis.
AC Azores Current. Corriente de las Azores.
Argo Programa internacional contribución de GOOS (Global Ocean Observing System) por el que
se despliegan boyas de deriva perfiladoras (boyas Argo).
bloom Término que se utiliza en inglés para referirse a un crecimiento o profileración súbita del
plancton (se traduciría por “estallido”).
cascading Término que se utiliza en inglés para referirse a un desplome brusco por el talud de
un volumen de agua originalmente en la plataforma, un tipo de flujo similar a una cascada.
CTD Conductivity-Temperature-Depth. Equipo electrónico que registra conductividad, temperatura y presión de forma automática.
CTW Coastal Trapped Wave. Ondas guiadas costeras, son un fenómeno común en los márgenes
continentales.
downwelling Término que se utiliza en inglés y que se traduciría por apilamiento o hundimiento.
DWN Deep Water Network. Red de boyas de aguas profundas del organismo Puertos del Estado.
EBC Eastern Boundary Current. Corriente de contorno oriental.
eddie Término que se utiliza en inglés para referirse a remolinos.
ENACW Eastern North Atlantic Central Water. Masa de agua central del Atlántico noreste.
188
189
APÉNDICE C. GLOSARIO DE TÉRMINOS Y ACRÓNIMOS
FBPoB Acrónimo utilizado en la sección 5.1 para referirse a los registros generados por el ferry
Pride of Bilbao.
feather (plot) Término que se utiliza en inglés y que se traduciría literalmente por “diagrama en
plumero”, se utiliza para representar módulo y dirección de una serie (espacial o temporal)
de una magnitud vectorial.
ICES International Council for the Exploration of the Sea. Organismo internacional que promueve
la investigación marina en el Atlántico norte.
IEO Instituto Español de Oceanografía.
IEOS6 Acrónimo utilizado en la sección 5.1 para referirse a la base de datos de la estación 6 del
Radial de Santander del IEO.
ILD Isothermal Layer Depth. Profundidad de la capa isoterma.
IPC Iberian Poleward Current. Corriente Ibérica con dirección al Polo.
LDW Lowered Deep Water. Masa de agua de fondo del Atlántico noreste.
LIW Levantine Intermediate Water. Masa de agua mediterránea de origen levantino.
LSW Labrador Sea Water. Masa de agua del Atlántico noreste originada en el mar del Labrador.
meddie Mediterranean-EDDIE. Término que se utiliza para referirse a eddies de agua MW.
MLD Mixed Layer Depth. Profundidad de la capa de mezcla.
MOC Meridional Overturning Circulation. Circulación Meridional de retorno.
MOW Mediterranean Outflow Water. Masa de agua vertida al Atlántico en el Estrecho de Gibraltar.
MW Mediterranean Water. Agua de origen mediterráneo en el Atlántico, formada en el golfo de
Cádiz a partir de MOW y ENACW principalmente.
NAC North Atlantic Current. Corriente noratlántica.
NADW North Atlantic Deep Water. Agua profunda del Atlántico norte.
NAO North Atlantic Oscillation. Anomalía de la diferencia de presión entre el Anticiclón de las
Azores y la Borrasca de Islandia.
NCAR National Center for Atmospheric Research. Organismo estadounidense con sede en Boulder, Colorado.
NCEP National Center for Environmental Prediction. Organismo estadounidense con sede en
Washington.
NOAA National Oceanic and Atmospheric Administration. Agencia federal estadounidense enfocada a la monitorización de atmósfera y océano.
NOC National Oceanographic Centre. Centro oceanográfico británico en Southampton.
APÉNDICE C. GLOSARIO DE TÉRMINOS Y ACRÓNIMOS
190
offshore Término que se utiliza en inglés para indicar flujos hacia el océano abierto.
OIRe02 Acrónimo utilizado en la sección para referirse a la base de datos de SST de la NOAA
descrito en Reynolds et al. (2002).
onshore Término que se utiliza en inglés para indicar flujos hacia la costa.
outflow Término que se utiliza en inglés para indicar desagüe o vertido (por ejemplo el vertido
de MOW en el Estrecho de Gibraltar).
overflow Término que se utiliza en inglés que indica vertido por rebosamiento. Es similar a
outflow aunque el matiz es diferente y se suele utilizar en el contexto de mares polares.
pycnostand Término que se utiliza en inglés para indicar una capa de mínimo gradiente de
densidad (en oposición a pycnocline —picnoclina—).
SAIW SubArtic Intermediate Water. Masa de agua originada en zonas árticas del Atlántico Noroeste.
SHDR Sharp-Homogeisation/Diffusive Retreat. Algoritmo desarrollado en el capítulo 5.2 de este
trabajo para caracterizar la estrutura superficial del océano.
SLP Sea Level Pressure. Presión atmosférica al nivel del mar.
SM4 Abreviatura de la campaña SEAMAR0400 a la que se hacen múltiples referencias en el
capítulo 4.
SM5 Abreviatura de la campaña SEAMAR0500 a la que se hacen múltiples referencias en el
capítulo 4.
SMOS Soil Moisture and Ocean Salinity. Proyecto internacional por el cual se integrarán sensores
de salinidad en satélites.
spiciness Variable de estado del agua de mar representada por π, ortogonal a la densidad, que
se traduciría literalmente por “condimento”.
SPMW SubPolar Mode Water. Masa de agua relacionada con la modificación de la ENACW al
entrar en el giro subpolar.
SSH Sea Surface Heigth. Nivel del mar.
SSS Sea Surface Salinity. Salinidad superficial del océano.
SST Sea Surface Temperature. Temperatura superficial del océano.
stock Término que se utiliza en inglés para referirse a las reservas de un recurso pesquero.
swoddie Slope Water Oceanic eDDIE. Término que se utiliza para referirse a eddies originados
en el talud y que mantienen las propiedades de aguas propias del talud.
upwelling Término que se utiliza en inglés y que se traduciría por afloramiento o surgencia.
WMDW Western Mediterranean Deep Water. Masa de agua profunda de la cuenca occidental
del mar Mediterráneo.
WOCE World Ocean Circulation Experiment. Programa internacional de observación exhaustiva
del océano.
Apéndice D
Lista de publicaciones relacionadas
con la Tesis
En este apéndice se proporciona un listado de las publicaciones que en mayor o menor medida están compuestas por material presentado en esta memoria de tesis. Las más importantes se
reproducen en el Anexo final. Además se han producido diversas presentaciones en congresos y
simposios que no se incluirán en el listado.
D.1.
Publicaciones en series evaluadas
• González-Pola, C., J. M. Fernández-Díaz & A. Lavín. Seasonal evolution of the vertical structure of the upper ocean from a timeseries of profiles fitted to physically-consistent functional
forms. Enviado a Deep-Sea Res. I en marzo de 2006.
• González-Pola, C., M. Ruiz-Villarreal, A. Lavín, J.M. Cabanas & E. Álvarez-Fanjul. A subtropical water intrusion spring-event in the shelf-slope of the southwestern Bay of Biscay
after strong wind-forcing pulses. Enviado a Journal of Atmosphere and Ocean Science en
enero de 2006, aceptado condicionado a cambios menores-moderados.
• Ruiz-Villareal, M., C. González-Pola, G. Díaz del Río, A. Lavín, P. Otero, S. Piedracoba, &
J. M. Cabanas, Oceanographic conditions in North and Northwest Iberia and their influence
on the Prestige oil spill, mar. Pollut. Bull., in press.
• López-Jurado, J. L., C. González-Pola, & P. Vélez-Belchí, Observation of an abrupt disruption
of the long-term warming trend at the Balearic Sea, western Mediterranean Sea, in summer
2005, Geophys. Res. Lett., 32, L24606, 2005.
• González-Pola, C., A. Lavín, & M. Vargas-Yáñez, Intense warming and salinity modification
of intermediate water masses in the southeastern corner of the Bay of Biscay for the period
1992-2003, J. Geophys. Res., 110, C05020, 2005.
191
APÉNDICE D. LISTA DE PUBLICACIONES RELACIONADAS CON LA TESIS
192
• Vargas-Yáñez, M., G. Parrilla, A. Lavín, P. Vélez-Belchí, & C. González-Pola, Temperature
and salinity increase in the eastern North Atlantic along the 24.5 degrees N in the last ten
years, Geophys. Res. Lett., 31, L06210, 2004.
• González-Pola, C. & A. Lavín, Seasonal cycle and interannual variability of the heat content
on an hydrographic section off Santander (Southern Bay of Biscay ) 1991-2000., ICES mar.
Sci. Symp., 219, 343-345, 2003.
• Cabanas, J. M., A. Lavín, M. J. García, C. González-Pola, & E. Tel Pérez, Oceanographic
variability in the northern shelf of the Iberian Peninsula 1990-1999., ICES mar. Sci. Symp.,
219, 71-79, 2003.
• Hydes, D. J., A. Yool, J. M. Campbell, N. A. Crisp, J. Dodgson, B. Dupee, M. Edwards, S.
E. Hartman, B. A. Kelly-Gerreyn, A. M. Lavín, C. M. González-Pola, & P. Miller, Use of
a Ferrybox system to look at shelf sea and ocean margin process in Building the European
capacity in operational oceanography: Proceedings of the Third International Conference on
EuroGOOS, pp 297–303, Elsevier, 2003.
• Vargas-Yáñez, M., T. Ramirez, D. Cortés, M. L. Fernández de Puelles, A. Lavín, J. L. LópezJurado, C. González-Pola, I. Vidal, & M. Sebastián, Variability of the Mediterranean water
around the Spanish coast: project RADIALES., in CIESM, 2002. Tracking long-term hydrological change in the Mediterranean Sea, pp. 27-30, CIESM-Monaco, 2002.
D.2.
Publicaciones en series no evaluadas
• Working Group on Oceanic Hydrography. (Lavín A., C. González-Pola & J. M. Cabanas.
por el IEO). Report of the Working Group on Oceanic Hydrography (WGOH). Hydrographic Status Report ####, Spanish standard sections (Area 4). Años 2002-2005: ICES CM
2005/C:06, ICES CM 2004/C:06, ICES CM 2003/C:07, ICES CM 2002/C:08. Disponibles
en http://www.ices.dk/reports/OCC/
• González-Pola C., J. López-Jurado & P. Vélez-Belchí, Progressive warming of the Western
Mediterranean Deep Water at the Balearic area since mid nineties. 37th CIESM Congress
Proceedings (ISSN 0373-434X) p103. 2004.
• Villamor B., C. González-Pola, A. Lavín, L. Valdés, A. Lago de Lanzós, C. Franco, J.M.
Cabanas, M. Bernal, C. Hernández, P. Carrera, C. Porteiro & E. Álvarez. Distribution and
survival of larvae of mackerel (Scomber scombrus) in the North and Northwest of the Iberian
Peninsula, in relation to environmental conditions during spring 2000. ICES CM 2004/J:07.
2004 C.M. Documents (Vigo, Spain), CD-ROM.
• González-Pola C., A. Lavín & M. Vargas-Yáñez, Intermediate Water Masses variability in the
Southern Bay of Biscay. 2003 update. ICES CM 2003/T:09. 2003 C.M. Documents (Tallinn,
Estonia), CR-ROM.