boletin científico c.i.o.h. armada nacional. cartagena, colombia no.22

BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22
CIOH
CONSEJO EDITORIAL
PORTADA
Capitán de Navío Mauricio Ospina Herrera
Director CIOH
Capitán de Corbeta Iván Castro Mercado
Subdirector CIOH
Capitán de Corbeta Ricardo Molares Babra
Coordinador Área de Oceanografía
Teniente de Navío Ricardo Torres
Coordinador Área de Hidrografía
Sra. Marta Arrieta
Jefe Oficina de Planeación
EDITOR JEFE
Capitán de Corbeta Ricardo Molares Babra
DISEÑO Y COMPOSICIÓN
Jaime Alberto Reyes
RETOQUE FOTOGRÁFICO
Edue de los Rios
IMPRESIÓN
Espitia Impresores
El Boletín Científico C.I.O.H. (ISSN 0120-0542) es un revista especializada en los
temas relacionados con la oceanografía. La revista publica anualmente los artículos
científicos inéditos producto de los proyectos de investigación del Centro de
Investigaciones Oceanográficas e Hidrográficas de la Armada Nacional de
Colombia. Se distribuye nacional e internacionalmente por canje o suscripción.
También se publican artículos científicos de otros institutos y/o investigadores que
constituyan una contribución original al desarrollo en el área de las ciencias del
mar.
©Copyrigth 2004 Centro de Investigaciones Oceanográficas e Hidrográficas.
ISLA TORTUGUILLA
Fotografía tomada a
1.000 metros de altura.
Posición:
472 millas naúticas de
Puerto Escondido
Costa Caribe colombiana
CONTENIDO
10
EDITORIAL
Capitán de Navío, Mauricio Hernán Ospina
11
ASPECTOS OCEANOGRÁFICOS DE LAS AGUAS SOBRE
LA DEPRESIÓN PROVIDENCIA EN MAYO DE 2004
Ricardo Molares B., Tatiana Vanegas J., Juan Bustamante V. y Carlos A. Andrade A.
26
ASIMILACIÓN DE ANOMALÍAS DEL NIVEL DEL MAR EN EL SISTEMA
DE PREDICCIÓN OCEÁNICA DE DIMAR
Serguei A. Lonin, Juan C. Anduckia
36
EFECTO RESIDUAL DE LA NUBOSIDAD EN LA ASIMILACIÓN
DE TEMPERATURA SUPERFICIAL DEL MAR
Juan C. Anduckia, Serguei A. Lonin
45
EMPLEO DE LOS DATOS DE LA NOAA-NODC-WOA EN EL MODELO
HIDRODINÁMICO DEL CARIBE
Serguei A. Lonin
56
VARIACIONES DE LA CONCENTRACIÓN DE LA CLOROFILA Y SU
RELACIÓN CON LOS PARÁMETROS FÍSICOS MEDIDOS EN LOS
BANCOS DE SALMEDINA DURANTE 2003 2004, CARIBE COLOMBIANO
Jaime A. Orejarena, Juan Gabriel Domínguez, Constanza Ricaurte, Gisela Mayo y
Carlos Alberto Andrade.
Hernán Mauricio Ospina y William Castro.
64
NOTA SOBRE ALGUNOS RASGOS GEOMORFOLÓGICOS DE
LOS BANCOS DE SALMEDINA
Constanza Ricaurte, Juan Gabriel Domínguez, Gisela Mayo y Carlos Alberto Andrade.
Hernán Mauricio Ospina y Alfredo de Jesús Gutiérrez
77
PATRONES DE LA PLUMA TURBIA DEL CANAL DEL DIQUE EN
LA BAHÍA DE CARTAGENA
Serguei Lonin, Carlos Parra, Carlos Andrade, Yves-François Thomas.
90
ASPECTOS MORFODINÁMICOS DE LA BAHÍA DE
CARTAGENA DE INDIAS
Carlos Andrade, Yves F. Thomas, Serguei Lonin, Carlos Parra, Loic Menanteau,
Marcella Cesaraccio, Stephane Kunesch, Ana Andreau, Shirley Velasco, Cristina Piñeres.
105
CLASIFICACIÓN E IDENTIFICACIÓN DE LAS COMPONENTES DE
MAREA DEL CARIBE COLOMBIANO
Ricardo Molares B.
AUTORES
Carlos A. Andrade
Ph.D. en Oceanografía de la Universidad de Gales, Reino Unido, en el 2000. Prestó sus
servicios como Oficial Naval hasta el año 2000 donde se retira como Capitán de Navío
de la Armada Nacional de Colombia. Con 20 años de experiencia en investigación en la
oceanografía, en geología costera y procesos costeros, arqueología marina y estudios
ambientales. Actualmente se desempeña como investigador principal del Grupo de
Investigación en Oceanología (GIO) de la Escuela Naval de Cadetes “Almirante
Padilla”.
Juan Carlos Anduckia
Físico (Universidad de Los Andes, 1992) y Especialista en Meteorología (Universidad
Nacional, 1999). Desde septiembre del 2002 está a cargo de la asimilación de datos
satelitales de temperatura superficial del mar y nivel del mar en el sistema de predicciòn
oceánica de Dimar (SPOD).
Juan Pablo Bustamante Visbal
Ingeniero Químico de la Universidad del Atlántico (1999) con experiencia en
tratamiento y análisis fisicoquímicos de aguas, espectrofotometría UV VIS,
cromatografía de gases y química ambiental. Participó en el crucero oceanográfico
“Caribe 2004” a bordo del ARC “Providencia” y en los proyectos “Investigación de las
Aguas Profundas de la Depresión Submarina de Providencia” y “Panorama de la
Contaminación Marina del Caribe colombiano-Fase I” desarrollados en el Centro de
Investigaciones Oceanográficas e Hidrográficas en el 2004.
Marcella Cesaraccio
Es titular de la Maestría en Ciencias de la Tierra (Universidad de Cagliari, Italia) y de la
tesis de doctorado sobre la evolución geomorfológica de las formaciones superficiales
en la región del Morvan (Universidad de París VII, Denis Diderot, Francia). ProfesorInvestigador en la Universidad de París VIII, Saint Denis, asociada al Grupo de
Investigación sobre los litorales del Laboratorio de Geografía Física del CNRS.
Juan G. Domínguez S.
Biólogo Marino egresado de la Universidad Jorge Tadeo Lozano (2001). Se
desempeñó como investigador en el Acuario Mundo Marino trabajando en el estudio
del comportamiento en cautiverio del caballito de mar Hippocampus reidi. Trabajó como
asistente de investigación en el Smithsonian Tropical Research Institute (STRI) con
sede en ciudad de Panamá (2002), dentro de un proyecto sobre el estudio de la
estructura de la comunidad de peces arrecifales del Caribe panameño. Actualmente se
desempeña como investigador del Grupo de Investigación en Oceanología (GIO) de la
Escuela Naval de Cadetes “Almirante Padilla”.
Stéphane Kunesch
Es titular de la Maestría en Ciencias de la Tierra de la Universidad de Burdeos I.
Asistente Ingeniero en Caracterización de los medios naturales al Laboratorio de Geografía
Física del Centro Nacional de la Investigación Científica (CNRS) en Meudon,
Francia, es responsable del servicio de sedimentología / mineralogía. Los ámbitos
estudiados en el servicio se refieren a los medios actuales (dinámica sedimentaria litoral
y fluvial) y antiguos (cuaternarios).
Serguei A. Lonin
Ing. Oceanólogo, Ph.D. en Ciencias Físicas y Matemáticas de la Universidad Estatal de
Hidrometeorología de Rusia, San Petersburgo. Labora en el Centro de Investigaciones
Oceanográficas e Hidrográficas desde 1995. Áreas de interés: Modelación numérica de
los procesos costeros y oceánicos; autor de varios modelos matemáticos. Proyecto
actual de investigación: "Actualización del sistema de predicción de la trayectoria de
manchas de hidrocarburos, derramadas en la bahía de Cartagena". Publicaciones: 64
artículos científicos.
Loïc Ménanteau
Investigador Titular del Centre National de la Recherche Scientifique de Francia
CNRS. Doctor en geografía por la Universidad de París IV-Sorbona. Sus principales
campos científicos son: la geomorfología costera, la teledetección espacial y aérea, la
geoarqueología de las zonas costeras y estuarinas, el ordenamiento del litoral, el
patrimonio marítimo. Desde 1996, es presidente de la asociación Estuarium que realiza
proyectos culturales, científicos y pedagógicos sobre estuarios de Europa y, en especial,
el del río Loira, Francia.
Capitán de Corbeta
Ricardo Molares Babra
Graduado como Oficial Naval en la Escuela Naval Almirante Padilla, efectuó curso de
complementación profesional como Oceanógrafo Físico en 1995 y especializado en
“Uso Sostenible de Recursos Marinos y Costeros” Carl Duisberg Gesellshaft
(Alemania). 2002. Se ha desempeñado Jefe de Crucero de oceanográfico y gerente de
diferentes proyectos de investigación científica. Actualmente es el Jefe del Area de
Oceanografía del CIOH.
Jaime A. Orejarena C.
Biólogo Marino de la Universidad Jorge Tadeo Lozano. La oceanografía es una línea de
investigación que ha venido desarrollando desde la universidad donde realizó un
trabajo de la dinámica de la Biomasa fitoplanctónica y su relación con los factores
oceanográficos de la Ensenada de Gaira en Santa Marta. Actualmente realiza su trabajo
de grado con el Grupo de Investigación en Oceanología (GIO), en el estudio de la
variación de la Clorofila por medio de imágenes satelitales y datos de campo en la zona
de los Bancos de Salmedina.
Carlos Arturo Parra Llanos
Ingeniero de Sistemas graduado de la Universidad del Norte (Barranquilla). Estudió la
Maestría en Ciencias de la Computación con el Instituto Tecnológico y de Estudios
Superiores de Monterrey - Corporación Tecnológica de Bolívar en 1997. Integra el
grupo de investigadores en modelación numérica del CIOH, desarrollando interfases
amigables para los modelos creados en el CIOH. En la actualidad se desempeña como
Jefe de la Central de Datos y es coordinador para Colombia del proyecto
ODINCARSA de la Comisión Oceanográfica Intergubernamental.
Cristina Piñeres
Química Farmacéutica, Universidad de Cartagena (1988) Especialista en Análisis
Instrumental con experiencia de 12 años en cromatografía de gases, HPLC,
espectroscopia UV-VIS, análisis hidrocarburos y pesticidas, y química ambiental.
Verificación de métodos de ensayos, Auditor Interno para ISO/IEC 17025. Se
desempeña como Jefe del Laboratorio de Química del CIOH en el proceso de
acreditación de los laboratorios y participa en el Proyecto “Panorama de la
Contaminación Marina del Caribe Colombiano”.
Constanza Ricaurte Villota
Bióloga Marina egresada de la Universidad del Valle en 1995. Recibió el Premio
Nacional de Ecología “ENRIQUE PEREZ ARBELAEZ” otorgado por el Fondo Para
la Protección del Medio Ambiente “José Celestino Mutis” - FEN Colombia - en 1995,
por el trabajo: “Bioerosión en la Costa Pacífica Colombiana” publicado con otros
autores. Actualmente se desempeña como coordinadora del área de ecología del Grupo
de Investigación en Oceanología (GIO) de la Escuela Naval de Cadetes “Almirante
Padilla”.
Yves - François Thomas
Es titular de la tesis de doctorado de tercer ciclo sobre las acciones eólicas en medio litoral de
la Universidad París VII, Denis Diderot y de la tesis de doctorado de estado sobre la
teledetección de los sólidos en suspensión en las aguas litorales (Universidad de París I, Panthéon
- Sorbonne). Director de Investigación en el Centro Nacional de la Investigación
Científica - CNRS, es actualmente Director Adjunto del Laboratorio de Geografía
Física del CNRS, en Meudon, Francia.
Tatiana Vanegas Jurado
Bióloga Marina de la Universidad Jorge Tadeo Lozano (2002). Ha participado en varios
estudios respecto al Caribe colombiano dentro del que se encuentra su tesis: “Riqueza
de órdenes y dinámica del mesozooplancton marino en ambientes costeros del Golfo
de Salamanca y Parque Tayrona, Caribe colombiano”. Actualmente se desempeña
como investigadora del CIOH en los proyectos “Presencia de organismos exógenos y
patógenos en aguas de lastre de buques de tráfico internacional” y “Depresión
submarina de Providencia”.
Shirley Velasco Visbal
Químico, experiencia y conocimientos en análisis fisicoquímico de aguas, análisis
cromatográfico de hidrocarburos y pesticidas en aguas y sedimentos, verificación de
metodologías analíticas, formación en implementación de normas 9000/2000, ISO
IEC 17025, Auditor Interno en ISO 17025, actualmente se desempeña como analista
del Laboratorio de química en los proyectos “Panorama de la contaminación marina del
Caribe colombiano” y “Acreditación de los laboratorios de química y microbiología del
CIOH”.
EDITORIAL
funcionamiento los sistemas de
ecosondas multihaz, se adquirieron
equipos de posicionamiento,
medidores de olas, equipamiento con
el cual la obtención de los datos será
mucho más rápida y con la más alta
precisión.
Capitán de Navío
Mauricio Hernán Ospina.
Director CIOH
Se avecina el Trigésimo Aniversario del
CIOH, prueba del esfuerzo continuo
en la investigación científica y en el
apoyo al desarrollo marítimo del país.
Con inmensa gratitud se presenta el
Boletín Científico No. 22 como
resultado del decidido apoyo del
Comando de la Armada Nacional y la
Dirección General Marítima, y de una
estrecha cooperación y abierta
participación de entidades y personas
vinculadas a la investigación científica.
Se considera el presente año de la
mayor importancia dada la magnitud
de la inversión en tecnología, pues se
continuó con la recuperación y
modernización de las plataformas de
investigación, se pusieron en
Se publican en este Boletín, nueve
artículos científicos, producto del
esfuerzo y la investigación en los
campos de la Oceanografía, Biología,
Química, Hidrografía, Meteorología y
otras disciplinas del saber, con los
cuales se pretende entregar un aporte a
la comunidad, fortaleciendo de esta
manera la generación y transferencia
del conocimiento, lo que
consideramos como el recurso más
importante y el camino más acertado
para el logro de las aspiraciones y
anhelos nacionales para el desarrollo de
la nación.
Aspectos oceanográficos de las
aguas sobre la Depresión
Providencia en mayo de 2004
Resumen
*Ricardo Molares B.
[email protected]
*Tatiana Vanegas J.
[email protected]
*Juan Bustamante V.
[email protected]
*Carlos A. Andrade A.
[email protected].
*CIOH
Se investigaron las características oceanográficas de las aguas
sobre la Depresión Providencia (Lat. 12.8º N, Long. 81.7º W)
mediante un estudio físico, químico y biológico hecho a bordo
del BO ARC Providencia del 25 de mayo al 17 de junio de 2004.
Análisis de los parámetros físicos mostraron que la llegada de
una onda atmosférica proveniente del Este modificó la capa de
mezcla profundizándola de 35 a 55 m en ocho días.
Estimaciones geostróficas indicaron un flujo principalmente
hacia el sur de ~0.12 m/s. Las capas superficiales no se
encontraron ocupadas por agua superficial del Caribe indicando
la poca influencia de los grandes ríos suramericanos en la región
en esta época. El núcleo de agua subsuperficial subtropical tuvo
salinidades superiores a 37.0 en 125 m de profundidad, valores
altos de acuerdo con la climatología. El agua intermedia antártica
presentó una salinidad mínima de 34.795 en 700 m de
profundidad y se encontró agua profunda del Atlántico Norte en
profundidad. Las medidas químicas y de nutrientes estuvieron
dentro de los rangos conocidos para el área estudiada y se
reportan especies de macrofauna de superficie y béntica viva en
el momento del muestreo. Los parámetros estudiados indicaron
que las aguas en la Depresión estuvieron bien ventiladas en el
momento de las mediciones.
Palabras claves: Depresión submarina Providencia, Mar
Caribe
Abstract
CIOH
www.cioh.org.co
The oceanographic characteristics of the oceanic waters over the
Providencia Depression (Lat. 12.8 N, Long. 81.7 W) were
investigated by means of a physical, chemical and biological
study made on board the oceanographic vessel ARC
“Providencia” from May 25 to June 17, 2004. Analysis of the
11
physical parameters showed the modification
of the mixed layer that deepen from 35 to 55m
in 8 days due to the arrival of an atmospheric
easterly wave. Geostrophic estimations
indicated a mainly southward flux of
~0.12m/s. Surface layers were not occupied
by Surface Caribbean Water indicating the
little influence of the larger south American
rivers in the area during this epoch. The core
of Subtropical Underwater had salinities
above 37.0 in 125m depth, these are high
values according to the climatology.
Intermediate Antarctic Water showed a
minimum salinity of 34.795 in 700m depth
and Deep Atlantic Water was found deeper.
Chemical and nutrient measurements were
within known ranks for the studied area.
Surface and bentic macrofauna alive during
the survey were reported. The studied
parameters indicated that the waters in the
Depression were well ventilated at the
moment of the measurements.
Key words: Providencia depression,
Caribbean Sea
Introducción
La investigación oceanográfica del área del
Archipiélago de San Andrés por parte de la
Armada colombiana se remonta a los años
1960’s con los cruceros del buque
oceanográfico precisamente llamado ARC
“San Andrés”. Posteriormente se verificó la
presencia de las masas de agua más
superficiales, su contenido químico y
presencia de organismos planctónicos,
pelágicos y bentónicos sobre la plataforma
carbonatada, basados en un reconocimiento
estacional que efectuaron las unidades
oceanográficas colombianas ARC
“Providencia” y ARC “Malpelo” durante 1985
y 1986 cada tres meses (González, 1987; Garay
et al., 1988). Estudios más localizados
12
empezaron a hacerse en el área de Bajo Alicia
durante 1995 y 1996 (Andrade et al., 1996) y en
el año 1997 se efectuaron cruceros
oceanográficos con el fin de estimar el
transporte oceánico que pasa por el
Archipiélago hacia el Mar Caimán y del que
recircula en el Caribe suroccidental (Andrade,
2000). Así mismo, utilizando sensores
remotos en órbita (en particular los
altímetros) se conoció el papel de la presencia
del Archipiélago en la actividad de media
escala oceánica (remolinos) (Andrade y
Barton, 2001), y utilizando boyas de deriva se
observó la dominancia del Archipiélago como
límite natural de la circulación de las células
ciclónicas del Caribe Suroccidental (Andrade,
2001) .
Desde otro punto de vista, en el desarrollo del
plan de Cartografía Náutica Nacional y en
particular durante el desarrollo de las cartas
batimétricas para la obtención de la Carta
Batimétrica Internacional del Caribe
(IBCCA), se encontraron geoformas muy
profundas entre la plataforma continental y el
Archipiélago que llamaron la atención por ser
tan abruptos, especialmente la Depresión
Providencia (Tabares et al., 1996).
La Depresión Providencia centrada (Lat. 12.8º
N, Long. 81.7º W) es un rasgo geomorfológico
consistente en una profundización abrupta del
fondo marino, con forma alargada en
dirección N-S, de aproximadamente 120 km
de largo por 26 km de ancho, con “paredes”
que en la parte occidental vienen de 30m de
profundidad y en la parte occidental desde los
600m y que alcanza profundidades de más de
2500m. Esta Depresión marca una separación
entre la actual plataforma continental
centroamericana y la plataforma insular del
Archipiélago de San Andrés (Figura 1).
La plataforma insular (cuyas partes conspicuas
más emergidas son las Islas de Providencia,
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
San Andrés, Santa Catalina, el Banco
Quitasueño y las islas de Serrana, Roncador,
Serranilla, Alburquerque y Bolívar) fue la
continuación geológica y geomorfológica de la
grandísima plataforma continental llamada
Centro-americana pero no hace parte de ella.
Se trata mas bien, de un fragmento destacado
por movimientos recientes del suelo
submarino en relación genética probable con
los movimientos de la "dorsal" del Pacífico, es
decir en la prolongación de la zona de fractura
de Panamá. Se trata de una cicatriz activa
(intraplaca) abierta y aprofundizada por megadeslizamiento rotativo y cizallamento (shearmovement) (comm. pers. Jean-René
Vanney*).
* Jean-René Vanney es el Director del Instituto de
Hidrografía del Principado de Mónaco. Reconocido
geólogo a nivel mundial.
Por esas razones, se efectuó una investigación
multi-disciplinaria en la cual se observaron
parámetros físicos, químicos, biológicos y
geológicos como se describe a continuación.
Metodología
El crucero oceanográfico CARIBE 2004 se
desarrolló a bordo del ARC “Providencia” en
el área del Archipiélago de San Andrés y
Providencia y el Golfo de Morrosquillo entre
el 25 de mayo y el 17 de junio de 2004 (Ver
figura 2). El crucero no sólo atendió este
requerimiento científico sino que también
tuvo tareas de reconocimiento batimétrico de
otras áreas distintas a la Depresión y durante
todo este lapso de tiempo se hicieron
observaciones meteorológicas y
oceanográficas en superficie de manera
contínua.
Figura 1. Area de estudio.
Esta situación geomorfológica generó un
“abismo” oceánico donde existen aguas
profundas (<2500m) encerradas por
profundidades menores a 1000m, haciendo de
éste, un sitio particular para la investigación
científica. En particular de la circulación
oceánica, la ventilación de las aguas profundas,
su contenido de oxígeno, la cantidad de
nutrientes y sobre los organismos vivos y
fósiles tanto en sus paredes como en el fondo.
Figura 2. Derrota del ARC Providencia durante el
crucero oceanográfico CARIBE 2004.
Debido a la naturaleza de la cuenca, se
establecieron estaciones que resultaran
representativas tanto para las muestras de agua
como para la sedimentología, de tal forma que
se tuviese un conocimiento del área de estudio
tanto en su parte central como de su entorno.
Se trató entonces de buscar que la información
recolectada permitiera identificar las
13
diferentes características del agua y el
sedimento optimizando la forma de muestreo
en la depresión submarina. Por esas razones,
las estaciones fueron repartidas en tres
transeptos zonales, uno al Norte (estaciones 8,
9 y 10), en el centro (estaciones 11, 12 y 13) y al
Sur (estaciones 5, 6 y 7) de la Depresión, de tal
manera que se pudiera calcular la componente
meridional de la circulación y que al mismo
tiempo se observaran las condiciones de las
“paredes” de ésta. También se lanzó CTD más
al Norte (estación 3) y al Este de San Andrés
(estación 1) para efectos de comparación y
control. Tres de las estaciones se realizaron
directamente en la Depresión en
profundidades entre 2000 y 2517 m. Las
estaciones alrededor de la Depresión oscilaron
entre los 800 y 1000 m de profundidad (Figura
3).
ISLA
PROVIDENCIA
ISLA
SAN ANDRÉS
Figura 3. Estaciones oceanográficas. Rojo: Perfiles
CTD. Azul: Sedimentos superficiales. Amarillo:
Muestras de agua. Verde: Núcleos de sedimento.
14
Los 13 perfiles verticales de temperatura y
salinidad se tomaron con un sonda CTD SB19 Sea Bird hasta 2200m o hasta cerca de 10m
sobre el fondo del mar donde fue menos
profundo. Las medidas del CTD también
fueron comparadas en dos estaciones hechas
con botellas Nansen en profundidades
estándar tomando muestras de la columna de
agua.
Para cada sección se hicieron cálculos
geostróficos referenciados a 750 dbar. La
superficie de 750 dbar se utilizó como nivel de
referencia para los cálculos geostróficos
porque fue la máxima profundidad alcanzada
por la mayoría de las estaciones y porque ha
sido utilizada previamente en esta área del mar
Caribe (Gordon, 1967; Roemmich, 1981).
Donde la profundidad fue menor que la del
nivel de referencia, como en las estaciones
cerca de las paredes de la Depresión, se utilizó
el método propuesto por Reid y Mantyla
(1976) para determinar la velocidad
geostrófica. El espaciamiento entre estaciones
fue suficientemente grande para estimar una
señal baroclínica significativa para los cálculos.
De las botellas lanzadas se utilizaron 300 ml
para análisis del oxígeno disuelto, 20 ml para
pH y 500 ml para análisis de amonio, nitritos y
fosfatos. Se prepararon 400 ml de solución
yoduro-alcalina y 400 ml de solución de
sulfato de manganeso, necesarias para la
fijación del oxígeno. Se utilizaron 450ml de
H2SO4 concentrado para la fijación de
nutrientes y determinación de oxígeno
disuelto por método Winkler. Así mismo se
preparó una solución estandarizada de
trisulfato de sodio para titulación volumétrica
para el análisis de oxígeno disuelto. Además, se
realizó la calibración de medidor de pHIonómetro con soluciones buffer de pH 4.0 y
7.0. Los análisis fueron hechos mediante el
uso de los métodos estándar APHA-AWWAWPCF.
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
También se tomaron 9 muestras de sedimento
superficial con una draga Shipeck de 0,041m2
de área efectiva. Las muestras recogidas se
dividieron en dos partes iguales, una para
efectuar análisis sedimentológicos y las
utilizadas para realizar la identificación
biológica. Estas últimas fueron teñidas con
rosa de bengala diluida en formalina al 4% que
ayuda a lograr su preservación.
Posteriormente fueron observadas con la
ayuda de un estereoscopio y un microscopio
que permitió visualizar los organismos
encontrados.
La temperatura superficial del mar (TSM) fue
medida cada hora durante el crucero. La
interpolación de la TSM tomada durante el
crucero muestra que el área estuvo ocupada
por aguas de hasta 28.4º C y bajo a 27.2º C en
la medida que arreció el viento (Figura 4).
Finalmente, resulta importante señalar que
además de las muestras de sedimento
superficial se obtuvieron 7 núcleos de
sedimento utilizando un “piston corer” de casi
dos metros de longitud, dos de ellas en el
fondo de la Depresión a más de 2500m de
profundidad, cuyo análisis está siendo llevado
a cabo y será presentado posteriormente.
Resultados y Discusión
Meteorología
El tiempo atmosférico durante la
investigación estuvo influenciado por una
débil baja presión generalizada en el área que
se intensificó en la medida que dos ondas del
Este llegaron al área de estudio. En general el
tiempo predominante fue de cielo cubierto
con lluvias y vientos que oscilaron entre los 10
y 15m/s con dirección del E-NE. El oleaje
osciló entre 1 y 5 m de altura con dirección al
Oeste. El difícil estado de mar obligó al
replanteamiento de las líneas de
levantamiento y a ajustar la maniobra del
buque y el uso de los equipos para llevar a cabo
la investigación.
Figura 4. Temperatura superficial del mar medida en
el área de estudio. Los puntos azules representan la
toma de datos. Las variaciones de alrededor de un
grado se deben principalmente a la degradación de la
estructura térmica debido al aumento del viento en la
medida que transcurrió el crucero oceanográfico.
Aspectos oceanográficos
Los perfiles oceanográficos también
permitieron ver la evolución de la capa de
mezcla en la medida que el viento se
intensificó en el área de estudio. Durante los
primeros días se observaron capas de mezcla
con un espesor de alrededor de 35 m,
15
encontrándose con la picnoclina a partir de los
40m de profundidad. Una semana más tarde la
picnoclina se había profundizado alrededor de
20m debido a la intensidad del viento (figura
5).
aguas estancadas o de características
diferentes.
Figura 6. Perfiles de salinidad y temperatura medidas
en todas las estaciones.
Figura 5. Perfiles de densidad (anomalía de volumen
específico) muestran la estructura y variación de la
capa de mezcla. Tres familias diferentes pueden
observarse, las estaciones del Sur, 5 y 6 con escalones
en 40m; la estación 10 donde la corriente fue notable
por su aparente intensidad en superficie y la estación
13 cuando el viento ya ha profundizado la capa de
mezcla hasta unos 55m alrededor de 20m en ocho
días.
También mostraron que la picnoclina llega
alrededor de los 400m donde cambia el
gradiente. Todos los perfiles de temperatura
fueron muy similares por debajo de los
1000m. La máxima salinidad (alrededor de
37.07 en la estación 1) fue encontrada
alrededor de los 125m en todas las estaciones,
la mínima de 34.795 alrededor de los 700m.
(Figura 6). Los perfiles oceanográficos
medidos en las estaciones más profundas
hechas al Norte y Sur en el centro de la
Depresión tuvieron un comportamiento
similar muy homogéneo y sin cambios que
insinuaran alguna discontinuidad propia de
16
Circulación oceánica
La circulación oceánica del área del
Archipiélago depende principalmente de la
limitación geográfica que ofrece el Paso
Chibcha a las aguas que se dirigen hacia el Mar
Caimán (Andrade et al., 1996; Andrade, 2000)
y a la configuración de la geografía de la región
que obliga a la recirculación de las aguas que
vienen del Este, la corriente del Caribe, que
toma en el área una dirección cada vez mas
hacia el Sur, hasta llegar al Golfo de Mosquitos
donde reside un ciclón casi permanente
(Andrade; 2001). Por esta razón fue
importante hacer una estimación de la
componente meridional de la corriente
geostrófica en el área.
Los cálculos geostróficos realizados desde los
750 dbar hasta los 100 dbar, entre los tres
diferentes pares de estaciones a lo largo de la
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Depresión mostraron el mismo
comportamiento (Figura 7). Esta situación al
ser recurrente de manera independiente apoya
la certeza de la estimación. Menos profundo
que 100m la corriente es significativamente
ageostrófica debido a la intensidad del viento
presente. Una curva media del cálculo
geostrófico en las tres secciones indica que
principalmente la corriente fluyó hacia el Sur
entre 150 y 350m a velocidades hasta cerca de
0.12 ms-1 y presentó flujos pequeños hacia el
Norte centrados en 100m y otro en 400m
(figura 7b). El resto del flujo en la columna de
agua fue hacia el Sur.
Figura 7b. Curva media de la velocidad geostrófica
meridional relativa a 750 m que resume los cálculos
mostrados de los tres pares de estaciones.
Así mismo, el área de SAI es rica en
movimientos de media escala (eddies) que
llegan a la zona con la corriente del Caribe y
que interactúan de manera destructiva con las
paredes del Archipiélago que se presenta como
barrera natural. En ese sentido, durante la
época de lluvias (mayo-noviembre), el área del
Archipiélago es rica (in-crecendo) en vórtices
de ambas direcciones, ciclónicos y
anticlónicos, con energía cinética > 0.6 m2 s2
(Andrade y Barton, 2000). Más al Sur, la
corriente toma dirección cada vez más al
Oeste hasta convertirse en la Contracorriente
del Darién, (Andrade et al., 2003).
Figura 7a. Velocidad geostrófica meridional relativa a
750m. Los tres pares de estaciones muestran el mismo
comportamiento por debajo de los 100m con
tendencia hacia el Norte (valores positivos) en una
capa a los 100m y un flujo más importante hacia el Sur
en toda la columna desde 150m hasta los 350m en la
superficie y es hacia el Sur en profundidad. La parte
superficial del par central de estaciones (13 y 11)
difiere de las otras debido posiblemente al gran
cambio en el viento sufrido entre la toma de estas dos
estaciones.
Masas de agua
Resultó evidente al observar todas las
estaciones (figura 5) que las condiciones
hidrodinámicas fueron alteradas en la capa
superficial debido a las condiciones
meteorológicas (fuertes vientos y lluvia) que
se fueron intensificando durante el crucero.
17
La capa de mezcla estuvo alrededor de los 60 m
de profundidad con temperaturas mayores a
28° C y salinidades cercanas a 36 psu cerca de la
superficie, sólo en los primeros metros se
encontraron bajos valores de salinidad,
atribuible a la precipitación reinante en el área.
De esa manera, no se evidenció la presencia de
la llamada Masa de Agua de Caribe (Wust,
1964) que se cree resulta de la mezcla de las
aguas de los ríos Amazónicos, Orinoco y el
Agua Superficial del Atlántico Norte, sino más
bien, más parecida a esta última por la cantidad
de sal encontrada. (Figura 8).
El máximo de salinidad se encontró entre 100
y 150 m, ligeramente mayor a 37.0 psu que es
la característica del Agua Sub-tropical, subsuperficial (Sub-tropical Underwater).
Valores tan altos en el máximo de salinidad de
las columnas de agua en el extremo Oeste al
interior del mar Caribe son notables ya que la
climatología regional muestra valores que no
llegaban a los 37.0 psu. Se cree que esta masa
de agua se forma en el Atlántico Central,
donde la evaporación excede a la precipitación
y se hunde a lo largo de la isopícnea de 25.4
Kg.m-3 (Hernández-Guerra y Joyce, 2000).
Más profundo en la columna de agua se
encontró un mínimo de salinidad
característico del Agua Intermedia Antártica
localizada alrededor de los 700 m, de acuerdo
con lo reportado por Wust, (1963), que
correspondió también a un mínimo de
oxígeno disuelto (Figura 9) ligeramente
menor a 4 mg/l. Por debajo de los 1000m de
profundidad las columnas fueron muy
homogéneas, mostrando la presencia de Agua
Profunda del Atlántico Norte (4°C, 35 psu) de
acuerdo con lo encontrado por (Morrison and
18
Nowlin Jr., 1982) en el Caribe oriental.
Figura 8. Curva TS. Masas de agua identificadas en el
área de estudio. La curva TS (Temperatura vs.
Salinidad) construida con los perfiles de CTD
obtenidos, permitieron identificar el Agua Superficial
del Caribe (ASC), Agua Subsuperficial Subtropical
(ASS) y el Agua Intermedia Antártica (AIA) y Agua
Profunda del Atlántico Norte (APAN)
Aspectos químicos
Oxígeno disuelto
El oxígeno disuelto en superficie estuvo
alrededor de los 6.4 mg/l y descendió hasta la
base de la capa de mezcla (Figura 9). Entre los
200 y 700 m de profundidad se encontraron
los valores más bajos en la concentración del
oxígeno, alcanzando un mínimo de 3.55 mg/l,
en correspondencia a lo reportado por
Morrison y Nowlin (1982) en aguas del
Atlántico Central a profundidades entre 200400 m. A partir de los 700 m de profundidad,
se presentó un aumento en la concentración
del oxígeno alcanzando el máximo de 6.84
mg/l correspondientes a la presencia del Agua
Intermedia Antártica. En la zona profunda,
desde los 1500 m hasta los 2400 m, la
concentración se mantuvo sin mayores
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
variaciones, salvo al llegar a los 2000 m donde
alcanzó un mínimo de 5.80 mg/l. Los valores
de oxígeno disuelto se encontraron en un
rango dentro de los límites típicos para las
aguas oceánicas y el perfil vertical siguió una
distribución similar a otros estudios realizados
en aguas de regiones cercanas del Caribe (e.g.
RASTA, 2002 , OCÉANO, 1975-1984).
Además se hizo una comparación de los
valores medidos con lo reportado por otras
investigaciones en el área y sus cercanías (e.g.
Garay et al., 1988; GEOMAR, 2004 Cruise
Report) encontrando que la distribución del
oxígeno disuelto medido en esta investigación
estuvo de acuerdo con los anteriores (Figura
10) Es bien conocido que el área es rica en
remolinos (e.g. Garay et al., 1988; Andrade y
Barton, 2000) que pueden ser mecanismos de
mezcla para esta agua, por lo que no hay
muestras de estancamiento hidrodinámico en
el fondo de la Depresión en el registro
químico medido.
Figura 10. Comparación de los valores de oxígeno
disuelto reportado diferentes estudios en el área.
Garay et al, (1988) en rojo; Estación SO164-01-2
(RASTA, 2002) en azul y las tomadas en el crucero
Caribe 2004 en negro.
Análisis de las mediciones de pH
Figura 9. a) Perfiles verticales de oxígeno disuelto
(azul) y b) mediciones de pH (verde) en la estación 7
(arriba) y estación 9 (abajo).
Los resultados de las mediciones de pH se
muestran en la Figura 9b. A los 30 m de
profundidad se presentó el máximo valor de
8.13 para toda la columna de agua estudiada; a
partir de esta capa el pH disminuyó a medida
que se desciende hasta el final de la zona
eufótica llegando a los 205 m hasta un valor
19
mínimo de 7.72. En la región afótica,
alrededor de los 300 m se presenta un máximo
de 7.87, el cual va disminuyendo hasta
alcanzar un mínimo de 7.67 a los 700 m y a
partir de ahí aumentó paulatinamente hasta
alcanzar un valor de 7.8 a los 2300 m. Los
valores de pH se encontraron dentro de los
límites normales para el agua de mar 7.6-8.3
(Riley, 1965) y presentaron un promedio de
7.8.
Nutrientes
Ortofosfatos
Este ion se detectó a través de toda la columna
de agua con una concentración media de
0.0685 mg PO4-P/L. En la zona eufótica,
desde los 30 m de profundidad hasta los 205
m, el valor mínimo de concentración (0.03 mg
PO4-P/L) se presentó a los 38 m y el máximo
(0.09 mg PO4-P/L) a los 205 m. Desde los 205
m hasta una profundidad máxima de 2400 m,
la distribución de la concentración no fue
uniforme. Se obtuvieron valores de 0.107 mg
PO4-P/L a los 700 m, que corresponden al
máximo de concentración y de 0.039 mg PO4P/L que fue el mínimo para esta capa
profunda. En general, los ortofosfatos
tuvieron una ligera tendencia a aumentar su
concentración en las capas más profundas.
Amonio
Las mínimas concentraciones se detectaron a
los 88 y 700 m que fueron correspondientes
con la zona de mínimo oxígeno disuelto, esto
se explica debido a que la mayor parte del
amonio reacciona con el oxígeno presente en
la columna de agua para formar nitrato (Garay
et al, 1988). La mínima cantidad detectada del
ion fue de 0.007 mg NH4-N/L a los 88 m y la
máxima fue 0.3 mg NH4-N/L a 500 m de
profundidad. El promedio fue de 0.0719 µg
NH4-N/L.
20
Nitritos
Este ion se encontró en menor cantidad que el
resto de los componentes nitrogenados en la
columna de agua. A la profundidad de 88 m se
midió una concentración de 1.6 µg NO2-N/L,
y alcanzó un valor de 1.0 µg NO2-N/L a los
205 m, correspondiente a los límites entre la
zona eufótica y la afótica.
En la zona afótica, se presentó la mínima
concentración para toda la columna de agua
(0.5 µg NO2-N/L) a los 300 m, aumentando
hasta 2.3 µg NO2-N/L en los 700 m,
correspondiendo también a la profundidad
donde se registró el mínimo de amonio para
esta zona. A los 1000 m hubo una disminución
en la concentración llegando a 1.4 µg NO2N/L la cual fue aumentando a medida que se
descendió hasta alcanzar el valor de 3.7 µg
NO2-N/L, que representó el máximo de
concentración para toda la columna de agua.
Nitratos
El mínimo valor de concentración en toda la
columna de agua (0.024 mg NO3-N/L) se
presentó a la profundidad de 30 m. En la
siguiente capa, entre los 146 y los 700 m de
profundidad, se evidenciaron los máximos
valores de concentración, de 0.75 mg NO3N/L a los 292 m, siendo este hecho
correspondiente a la región en donde también
se encuentran las mínimas concentraciones de
oxígeno en la columna de agua, esto debido en
gran parte a la oxidación sufrida por los iones
amonio para convertirse en nitratos. (Garay et
al, 1988).
A los 300 m se encuentra el mínimo valor de
concentración para la zona afótica y a partir de
esta profundidad la presencia del ion nitrato
aumentó hasta un valor de 0.47 mg NO3-N/L
a los 700m. En la capa por debajo de los 700 m
hasta los 2400 m, la concentración estuvo en
un rango de valores entre 0.30 y 0.39 mg
NO3-N/L. La concentración media en la
columna de agua fue 0.38 mg NO3-N/L
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Figura 11 Perfiles verticales de Ortofosfatos, Amonio, Nitrato, Nitrito en las estaciones 7 (izquierda) y
estación 9 (derecha).
Aspectos biológicos
Dentro del componente macrozoobentónico,
se realizó la identificación de las muestras
recolectadas con draga Shipeck y de los
organismos pertenecientes a esta comunidad
en la superficie que se tomaron con un balde
desde cubierta. Los organismos vivos y los
restos de estructuras de individuos muertos
encontradas en cada muestra se presentan
consignados en la Tabla 1.
Tabla 1. Organismos macrozoobentónicos encontrados en las muestras recolectadas en el Crucero
CARIBE 2004.
Posición
Prof (m)
13º34'12'' N
80º05'54'' W
23
14°17 ’45” N
80°23’03” W
21.5
Imágenes
Identificación
Parte de coral vivo Agaricia agaricites (fig).
8 individuos Nematodos, organismos Clase
Polychaeta, 4 Orbinidae (fig.), 1 Sabellidae y
2 Spionidae.
21
12º39'24'' N
81º54'16'' W
0
Tres organismos de la Clase Polychaeta,
Familia Nereidae (fig .), donde se observa
diferenciación en el metastomio la cual se
observa durante la etapa reproductiva.
13°12’38” N
81°39’35” W
2400
No presencia de organismos vivos.Restos de
moluscos del Orden Tecosomata, Género
Dicaria sp (fig. ).
1200
No presencia de organismos vivos. Restos
de foraminíferos en estados orbulinos,
Globigerinas (fig .) y Elphidium sp.
12º42'40'' N
81º37'51'' W
1261
No presencia de organismos vivos. Restos de
ostracodos y foraminíferos.
12º43'13'' N
81º43'18'' W
1000
2 organismos poliquetos de las familias
Orbinidae y Maldanidae ( fig.).
12°49’25” N
81°50’07” W
874
No presencia de organismos vivos. Restos de
foraminíferos y tecosomados.
12º46'08'' N
81º44'38'' W
2417
No presencia de organismos vivos. Restos de
moluscos tecosomados Cavolini a gibosa
(Fig.), Dicaria tripinosa, Dicaria major y de
foraminíferos.
13°23’17” N
81°25’44” W
861
Organismos poliquetos, 2 Maldanidae, 1
Sabellidae ( fig.) y 1 Onuphidae.
Restos de foraminíferos y moluscos bivalvos.
12°43’08” N
81°37’37” W
22
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
13º23'04'' N
81º24'15'' W
10.6
13°25’01” N
81°41’42” W
627
Las muestras de macrobentos indicaron
ausencia de organismos vivos a partir de la
profundidad de 627 m a excepción de dos
muestras tomadas a 861 y 1000 m lo cual no
permite generalizar respecto de la
dependencia de las condiciones biológicas
presentes en el área de estudio y la
profundidad. Por ser una investigación
pionera referente a la Depresión submarina de
Providencia y zonas aledañas, la posibilidad de
inferir comportamientos ecosistémicos no es
viable en este momento, aunque se observa
que los organismos vivos encontrados hacen
parte de la biota incluida dentro de los grupo
de anélidos, moluscos, cnidarios, fanerógamas
y algas generalmente encontrados en el bentos
marino del Caribe colombiano como se
reporta en diferentes estudios (e.g. Castaño,
2000; Díaz y Puyana, 1994; Angel, 1998; Bravo
y Prieto, 1983; Laverde y Rojas 1983; Cano, et
al., s.a.; De la Pava y Arévalo ,sa),
Conclusiones
La condiciones oceanográficas observadas en
mayo-junio de 2004 mostraron que el área de
la Depresión de Providencia es muy
energética, con intensa interacción océanoatmósfera que modificó las características de la
capa de mezcla de manera importante en
pocos días a la llegada de una Onda
proveniente del Este que profundizó la capa de
mezcla de 35m a 55m en 8 días. La
Pasto marino Syringodium sp, macroalgas
Udotea sp (fig. ) y Halimeda incrassata , los
bivalvos Macoma sp y Lima sp y los
poliquetos 3 Glyceridae y 2 Spionidae.
No presencia de organismos vivos.
componente meridional de la corriente
geostrófica mostró variedad en la circulación
pero una mayor tendencia hacia el Sur con
velocidades de hasta 0.12 m/s a 200m de
profundidad. Así mismo las mediciones
químicas y de nutrientes no mostraron
anormalidades y estuvieron dentro de los
rangos esperados para las aguas del Caribe
Suroccidental en las capas más superficiales.
La mezcla de masas de agua mostró que para la
fecha de la observación el área no estaba
ocupada por Agua Superficial del Caribe
como otros autores han encontrado en el
Caribe. Esto significaría que el Archipiélago
de San Andrés al menos durante la época de
vientos y de transición, se encuentra
suficientemente apartado de la influencia de
los grandes ríos (Magdalena, Orinoco y
Amazonas) cuyas aguas afectan las capas
superficiales del Caribe central y oriental. Las
salinidades mayores de 37.0 encontradas en el
núcleo de la Masa Subsuperficial Subtropical,
reportados en años recientes (e.g. Andrade,
2000) son valores altos de acuerdo con la
climatología de principios del siglo pasado
cuando no se detectaron valores cercanos a
37.0. Así mismo, el núcleo de Agua Intermedia
Antártica se encontró alrededor de los 700 m
con mínimos valores de 34.795 y hay Agua
Profunda del Atlántico Norte en profundidad
hasta donde las sondas alcanzaron a muestrear.
23
Como no se conocía con exactitud la
geoforma de la Depresión, resultó de
particular interés estudiar si los fondos de ésta
eran bien ventilados o si la abrupta geografía
inhibía el fácil reemplazo de las aguas
profundas. Las 3 columnas de agua
examinadas en el centro de la Depresión
fueron muy parecidas en temperatura y
salinidad por debajo de los 1000m, lo que
sugiere poca circulación dentro de ella, pero
aun hace falta por medir las aguas inmediatas
al fondo más profundo de la Depresión. Sin
embargo, las muestras de oxígeno disuelto
tomadas cerca del fondo, indicaron valores
importantes aunque en 2000m fue menor de 6
mg/l, estos valores sugieren que a pesar de la
poca dinámica en la parte profunda de la
región, la Depresión parecía encontrarse bien
ventilada para el momento de la investigación.
Futuros trabajos
Con el objeto de continuar con la
caracterización de la independencia
geomorfológica del Archipiélago de San
Andrés de la plataforma continental
centroamericana producida por la presencia
de la Depresión entre las dos, el análisis de los
núcleos de perforación obtenidos tanto en la
zona profunda de la Depresión como en sus
bordes, resultan de la mayor importancia y
será motivo del análisis posterior. Para
establecer esta independencia geomorfológica
actual hay que hacer muchos perfiles de
reflexión sísmica para probar la actividad
sismo-tectónica de la falla de Providencia,
actividad que va apartando los bloques
insulares siempre más a lo largo de las aguas
frente a Nicaragua. También, hay que hacer
núcleos de perforación de roca para ver la
diferencia de edad entre el substrato del área
frente a Nicaragua y el de las islas
colombianas.
24
Reconocimientos
Los autores agradecen al Sr. Comandante,
oficiales y tripulación del ARC “Providencia”
por su colaboración y esfuerzo durante el
crucero. En particular al S1 William Castro y el
personal técnico que participó en la operación
y el que nos apoyó del CIOH en especial a su
director el Sr. CN Mauricio Ospina. Así
mismo, a Javier Reyes y Adriana Gracia del
INVEMAR, por su interés en compartir
durante las labores del crucero. Este trabajo
fue realizado con financiación de la Dirección
General Marítima a través de la División de
Oceanografía del CIOH.
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25
Asimilación de anomalías del
nivel del mar en el sistema de
predicción oceánica de DIMAR
Resumen
*Serguei A. Lonin
[email protected]
*Juan C. Anduckia
[email protected]
*CIOH
Se presentan algunos ensayos de asimilación de anomalías del
nivel del mar con base en datos de altimetría del satélite
TOPEX/POSEIDON en el modelo hidrodinámico de
pronóstico de las condiciones oceanográficas del mar Caribe
que conforma el Sistema de Predicción Oceánica de DIMAR
(SPOD). Se describen los datos utilizados, los filtros empleados
y los resultados de las simulaciones llevadas a cabo mediante el
procedimiento de “asimilación estática”. Este último algoritmo
se aplica en el procedimiento de amarre de los campos
climatológicos, tanto dentro del dominio como en los contornos
líquidos, solucionando el problema de las condiciones de
frontera en el modelo.
Palabras claves: Asimilación de datos, nivel del mar
Abstract
CIOH
www.cioh.org.co
We present some trials in sea - height anomaly assimilation in
the hydrodynamic forecast model for the Caribbean Sea in
operation at CIOH, namely the Oceanic Prediction System of
DIMAR (SPOD), using TOPEX/POSEIDON altimetry.
Altimeter data and filters applied to these data are described,
together with the results of numerical simulations performed
with the aid of the “static approach”. This last approach is
applied in the nudging procedure at the climate patterns of the
domain as well as the liquid boundaries, solving the problem of
boundary conditions in the model.
Key words: Data assimilation, sea-level
26
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Introducción
En el año 2003 se diseñó en el CIOH un
bloque de asimilación de datos de temperatura
superficial del mar procedentes de
radiómetros de alta resolución a bordo de
satélites polares de la NOAA. En la
asimilación se emplearon dos métodos de
interpolación diferentes: correcciones
sucesivas basadas en el método de Cressman e
interpolación óptima, con fines de pronóstico
oceanográfico (Anduckia et al., 2003). El
sistema dentro de cual se maneja actualmente
el modelo de pronóstico de manera
operacional se llama Sistema de Predicción
Oceánica de DIMAR-SPOD (Lonin et al.,
2003). Deseando ampliar el esquema de
asimilación en el SPOD se ha acometido ahora
la asimilación de otra variable disponible a
partir de sensores remotos, la anomalía del
nivel del mar.
Los datos de anomalías del nivel promedio del
mar proceden de altímetros instalados en
satélites de las misiones JASON-1, TOPEX,
ERS-2 y GFO. Con estos datos se pueden
visualizar mapas que se generan interpolando
los valores de las anomalías de nivel medio del
mar de 2 a 15 días previos a la fecha
seleccionada. La información está disponible
en la dirección: www.aoml.noaa.gov/
phod/dataphod/work/trinanes/INTERFACE/
index.html.
Tres modelos se utilizan para producir el nivel
promedio del mar y las corrientes:
•OCCAM_MODEL. En él, el campo de
nivel promedio del mar se deriva de una
corrida de 3 años del modelo OCCAM con
vientos reales del ECMWF. Los errores en el
nivel promedio del mar en las regiones de
contorno de separación de corrientes se
corrigen usando alturas dinámicas
procedentes de las climatologías de Levitus y
Dossier. Resolución espacial: 0.25°.
•OCCAM_XBT. Este campo se deriva de
una corrida de 4 años (1992-1996) del
modelo OCCAM con vientos del ECMWF
y con asimilación de temperaturas subsuperficiales de XBT. Esta asimilación de
datos hidrográficos ayuda a controlar los
sesgos en los niveles promedio del mar del
modelo OCCAM. Resolución espacial:
0.25°.
•LEVITUS-1000m. Topografía dinámica
promedio relativa a 1000 m de profundidad.
Resolución espacial: 1°.
Con base en estos modelos, se ofrecen en el
sitio mencionado anomalías del nivel del mar
en tiempo cuasi-real. Se trata de campos
asincrónicos que resultan de la composición
de los 12 o 15 días previos, teniendo en cuenta
que los satélites, para completar el
cubrimiento de toda la región, deben realizar
uno o dos pasos diarios durante varios días.
Los datos se descargan directamente en
formato ASCII, de manera que no se
requieren procedimientos de conversión,
como sí era el caso con los datos de
temperatura superficial (Hollemans, 1999). El
número de datos que se descargan depende de
la trayectoria de los satélites, y por lo tanto no
es siempre el mismo. En este caso quiere decir
que el problema de la asimilación será siempre
un problema sub-determinado, debido a que
el número de observaciones disponibles es
menor que el número de nodos de cálculo del
modelo oceanográfico (20.000 en total),
aunque a lo largo de una sola órbita la cantidad
de datos sobre-determina el problema de
asimilación.
27
Es materia de discusión si la asimilación en el
sistema de pronóstico oceanográfico se debe
realizar por órbitas independientes, o si debe
emplearse directamente en el modelo la
información descrita arriba en forma de
campos asincrónicos. En ambos casos, el
problema se divide en dos: a) la asimilación de
la anomalía propiamente dicha, y b) la
concordancia de este procedimiento con los
modos baroclínicos del modelo. El primer
aspecto sirve para asimilar el modo externo,
pero no garantiza una respuesta adecuada de
los campos termohalinos.
El presente artículo discute la asimilación de
las anomalías del nivel del mar mediante
alteraciones de los campos baroclínicos del
modelo, aplicando el procedimiento de
“asimilación estática” descrito en Cooper et al.
(1996). Este procedimiento ha sido
modificado en el presente caso para ser
aplicado no directamente a los campos de la
temperatura y salinidad, sino a los patrones
climatológicos, como mecanismo de amarre
de aquellos. Dicho procedimiento de
asimilación también resulta ventajoso para
solucionar el problema de las condiciones de
contorno en las fronteras laterales abiertas.
El siguiente apartado describe los filtros
aplicados en el proceso de preparación de los
datos antes de su asimilación. El método de
“asimilación estática” se describe en la
metodología, ilustrando primero el método
original de Cooper et al. (Op. Cit.), y luego las
modificaciones realizadas. El apartado de
resultados muestra un ejemplo de asimilación
de datos de las anomalías del nivel durante la
fase de validación del modelo oceanográfico
con miras a su inclusión en el sistema de
pronóstico.
28
Metodología
Filtros empleados
La Figura 1 muestra un mapa compuesto de
los datos de altimetría para un período que
corresponde a la fase preparatoria de las
simulaciones y experimentos numéricos del
modelo oceanográfico con base en los datos
del crucero “Caribe-2003” (marzo-abril del
2003). Es una composición de datos del nivel
del mar a lo largo de varias órbitas, cuyos pasos
se aprecian en la figura. En ésta se muestra
también cómo las órbitas del satélite cruzan
los bordes líquidos del dominio de cálculo del
modelo, razón de más para involucrar los
datos del nivel del mar, interpolados en los
bordes del dominio, en el proceso de cálculo
en calidad de condiciones de frontera.
Figura 1. Altimetría de la NOAA para el período del 6
al 15 de marzo de 2003.
Como se aprecia en la Figura 1, los datos
contienen ruido y las estructuras sinópticas se
ven distorsionadas debido a que las órbitas son
asincrónicas; todo el globo es cubierto en 10
días (caso de TOPEX/POSEIDON), o en 35
días (caso de ERS-1/2). Los mapas son campos
promedios de 10 días, y por lo tanto son
asinópticos. Se suavizan con un filtro
gaussiano de alta frecuencia determinado por
el análisis espectral de las frecuencias
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
involucradas con el fin de remover picos en la
señal.
De manera semejante al trabajo citado de
Anduckia et al. (2003), se investigaron
mediante análisis de Fourier las frecuencias
dominantes en la señal satelital de los
altímetros. El periodograma asociado se puede
apreciar en la Figura 2. Si se convierten los
números de onda de esta figura a longitudes de
onda, resulta que en la zona de interés hay
oscilaciones dominantes que corresponden a
longitudes de onda larga (del orden de 200
Km.), junto con algunas oscilaciones de
menores longitudes de onda. Esta
información permite ajustar el proceso de
filtrado de los datos para resolver, además de
los “remolinos” o efectos de pequeña escala,
también las ondas de mayor escala.
Como en el caso de la temperatura superficial,
es bueno escoger una frecuencia de corte que
represente aquellos procesos de energía Ege
que se pueden representar en la escala del
modelo. Considerando que la precisión del
modelo de pronóstico no es inferior al 10%,
longitudes mayores a 200 Km. arrojarían una
precisión en la energía espectral inferior a
Ege/100 (norma cuadrática del error esperado
del modelo), límite por encima de la
tolerancia. El análisis de la precisión en la
energía de las oscilaciones junto con el análisis
de Fourier implica valores en el rango de 150 a
200 Km., que equivalen a un gran número de
vecinos en cualquier filtro de suavización. Un
filtro de alta frecuencia (lowpass) para el campo
mostrado en la Figura 1 se presenta en la
Figura 3. Cabe anotar, sin embargo, que
ningún filtro espacial, de acuerdo con la
discusión anterior, puede corregir las
diferencias en la fase del proceso.
Figura 3. Campo de anomalías del nivel restituidas
con un filtro de alta frecuencia aplicado 10 veces.
Asimilación “estática” del nivel
Figura 2. Periodograma para los datos de anomalías
del nivel del mar (escala en número de onda)
Debido al carácter asinóptico de las
mediciones remotas del nivel del mar, el
muestreo del satélite que determina el nivel
del mar (o su anomalía) no arroja información
sobre todo el campo, sino sólo sobre una o
29
varias órbitas a su paso por la región. Este es
uno de los motivos por los cuales la
asimilación en este caso es diferente al caso de
la temperatura, y se ve la necesidad de emplear
un método diferente a la asimilación directa
por interpolación de las observaciones.
Una posibilidad es considerar una vecindad
alrededor de los puntos de observación con
mayor densidad en la “perpendicular” a la
trayectoria para asimilar una o unas pocas
órbitas (Fukumori et al., 1999). Sin embargo,
por el análisis espectral de los pasos de satélite,
comparados con la variación de nivel del mar
en las trayectorias perpendiculares a la órbita,
se sabe que las oscilaciones de baja frecuencia
son dominantes. Por este motivo la segunda
alternativa, la asimilación de un campo
promedio de anomalías de nivel del mar,
parece por ahora preferible a la asimilación de
una sola órbita.
La disponibilidad de los datos de nivel del mar
(entre 2 y 15 días antes del momento presente)
obliga a realizar la asimilación de los datos a
partir de las 72 horas anteriores al momento
real, lo que equivale a considerar el paso del
satélite a lo largo de una o más trayectorias
pasadas. Estas trayectorias no contienen
información completa sobre el campo, pero
pueden servir para forzar la respuesta
barotrópica del modelo. Una posibilidad para
la asimilación consiste en asimilar un
promedio de estos datos a lo largo de varios
días, tal como se realiza en algunos
experimentos a nivel mundial (Fox et al.,
2000a,b).
De acuerdo con el esquema de Cooper y
Haines ya mencionado, es posible realizar una
“asimilación estática” del nivel del mar,
30
entendida como una proyección vertical del
nivel del mar hacia valores positivos o
negativos según la anomalía, previa a la
asimilación dinámica (que consiste en el ajuste
de los perfiles T-S a las nuevas proyecciones
verticales producidas por la asimilación
estática) y que conserva las propiedades de la
columna de agua. Así, si el nivel promedio del
mar es:
η o = η o + η o'
(1)
(el subíndice “0” indica las observaciones; la
barra indica el nivel promedio; el apóstrofe, su
respectiva anomalía) y se establece la
diferencia
∆η = η o − η b ,
(2)
donde es el nivel instantáneo del background
interpolado en los puntos de observación,
entonces con
se puede considerar el
siguiente balance barotrópico y baroclínico
para los cambios de presión P inducidos por la
asimilación:
∆p ( z ) = ρ o g∆η + ∫ ∆ρ ( z ) gdz ,
0
−H
(3)
donde
son densidad en la vertical z y
su valor de referencia, respectivamente; g es
gravedad; H indica la profundidad.
Esta ecuación captura las diferencias
producidas en el momento de la asimilación y,
suponiendo que la diferencia de presión en el
, se puede determinar
fondo es cero
la variación en altura del nivel del mar
necesaria para conservar las propiedades de la
columna de agua. La variación de la presión en
la superficie del mar se refiere a las anomalías
entre las observaciones y el modelo, es decir,
entre la presión observada por la anomalía del
nivel del mar y un background:
(4)
∆ps = pobs − pmodelo .
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Cuando no hay diferencias entre las
observaciones y el modelo, las perturbaciones
de la presión son iguales a cero. En caso
contrario, se tiene una variación del campo de
densidad en la vertical acorde con la variación
.
Si se asume que las variaciones de la densidad
se efectúan solamente en la vertical, siguiendo
al principio de la conservación del vórtice
potencial (componente vertical), la
asimilación de la anomalía del nivel del mar
será equivalente a un desplazamiento de los
perfiles de la densidad del agua en la vertical.
El desplazamiento
será:
∆h =
∆p
g [ρ (0) − ρ (− H )]
(5)
y se realiza tanto para los perfiles de
temperatura como de la salinidad. Para una
mayor precisión, en el proceso de
interpolación de los perfiles en cada punto del
espacio en los nuevos nodos determinados por
aaaaaaaaa , se aplica un algoritmo de
interpolación con un spline cúbico.
Puesto que los satélites están produciendo
anomalías, para la asimilación del nivel del
mar, de acuerdo con (1), se debe construir
primero un “nivel total observacional”. Por lo
general esto tiene como efecto que el
background del modelo y el campo de
anomalías del nivel no tengan ninguna
correlación, lo que resulta en estructuras no
reales en el campo analizado, como vórtices de
baja energía.
En oceanografía es usual tomar H = -1000 m o
H = -2000 m como nivel de movimiento cero,
nivel adecuado de inicio para los cálculos
geostróficos. Según (5), una mayor
profundidad para la “superficie cero” implica
una mayor diferencia entre la densidad
superficial del mar y la densidad a esta
profundidad, lo que disminuye el valor de la
corrección. Cuando la densidad superficial en
(5) es fijada en el valor de la densidad
promedio en la superficie de todo el dominio,
y la densidad del nivel H es tomada en la
profundidad máxima (más de 5000 m), las
correcciones por asimilación estática son del
orden de 10 a 20 m.
Amarre de los perfiles T-S y condiciones
de frontera
Se sabe que las anomalías del nivel del mar (o
simplemente el nivel del mar) se forman tanto
por ondas barotrópicas como por procesos
termohalínos controlados por los modos
baroclínicos. La asimilación directa del nivel
del mar de los satélites no logra forzar o alterar
los modos internos, debido a que la
propagación de las ondas largas es mucho más
rápida que el desarrollo de las estructuras
baroclínicas, mientras que la energía de estas
ondas es menor que la de los vórtices
baroclínicos. Si además los campos de la
temperatura y salinidad se encuentran
“amarrados” (procedimiento conocido como
nudging en la literatura), la energía del modo
externo no podrá superar la energía potencial
disponible que se encuentra en los campos
termohalinos (la cual se regenera
artificialmente con ayuda del procedimiento
de “amarre”). Por lo tanto, la asimilación del
nivel tendrá sentido cuando los campos
barotrópicos y baroclínicos concuerden entre
sí.
Teniendo en cuenta que para cualquier
método de interpolación, el error de
interpolación va a crecer en el tiempo, los
perfiles de temperatura y salinidad no se
pueden utilizar de manera indefinida. Por este
motivo es necesaria una modificación del
algoritmo de asimilación estática con
31
proyección vertical, tal como se describe
enseguida.
La fórmula (5) para
se aplica a los campos
climatológicos mensuales y luego los perfiles
modificados de temperatura potencial
aaaaaaaaaaaaaaay salinidad S* = S(z+Äh) se
utilizan en el procedimiento de “amarre”, es
decir,
(6)
donde LT y LS son operadores diferenciales
espaciales en las ecuaciones termodinámicas
para y S; t es el tiempo; R es la radiación solar
en la vertical z;
es igual a cero en el modelo
original (POM) y actúa aquí en calidad de
parámetro de “amarre”.
puede variar entre
= (3 día)-1= 4 x10-6 [s para un amarre
“lento” o = (6 horas)-1 = 5 x10-4 [s-1] para
un amarre “rápido” de los perfiles.
Si el nivel en el modelo, aplicando (5) y (6), se
acerca al nivel observado mediante una
respuesta en los campos y S, las diferencias
entre y *, S y S*
en (6) y los valores ÄPs
en (4) disminuyen y los movimientos en los
modos internos y externos se ajustan entre sí.
La especificación de las condiciones de
contorno en las fronteras abiertas es un
problema importante. Las fronteras líquidas
del modelo fueron ubicadas relativamente
lejos de las zonas de interés directo en el
pronóstico con el fin de evitar al máximo
posible la influencia de las mismas, cuyas
condiciones son desconocidas, como regla
general, para un cálculo sinóptico. Además, el
sistema de coordenadas curvilíneas empleado
en el modelo tiene orientados sus bordes
líquidos (donde es posible) normalmente a la
dirección del flujo (entrante), aspecto
debidamente detallado en Lonin (2002).
32
Los remolinos que se forman en el mar Caribe
tienen su origen en las perturbaciones del flujo
y en la pérdida de estabilidad después de que el
agua entra a través de los pasos de las Antillas
Menores. El flujo, en promedio, es zonal, pero
en escala sinóptica es perturbado por
estructuras coherentes. La asimilación de
datos permite esperar que el “tiempo marino”
se pueda superponer al patrón climatológico y
forme los remolinos antes de que ellos lleguen
a la zona de interés. Sin embargo, es necesario
hacer un esfuerzo para involucrar en el cálculo
datos reales de la frontera.
Actualmente está especificado en el modelo
un flujo en las entradas, distribuido
uniformemente entre todos los pasos. La
frontera oriental recibe 20 Sv de agua y la
frontera norte 5 Sv (Roemmich, 1981). De
esta forma, las condiciones del flujo son
primarias en el modelo y el nivel del mar en las
fronteras es un parámetro secundario.
La resolución del problema de las condiciones
de frontera contempla entonces: a) la opción
de especificar otras condiciones en las
fronteras abiertas, incluso cuando el nivel del
mar es una variable primaria, y b) la opción de
establecer un procedimiento de asimilación de
datos de altimetría en la frontera directamente
para el modo barotrópico del modelo (nivel
del mar asimilado) e indirectamente para los
campos termohalinos, de acuerdo con la
metodología descrita anteriormente.
Suponiendo que en los mapas como el de la
Figura 2 se conoce la distribución a lo largo de
las fronteras del modelo, se ensayó especificar
las condiciones del nivel del mar en las
mismas. En forma rígida esto quiere decir
poner el nivel medido (*) a lo largo de las
fronteras
(7)
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
con la condición de concordancia
= (x, y).
(x, y, t=0)
La sola aplicación de la condición (7) resulta
poco factible debido a la aparición de ondas
cortas parásitas dentro del dominio de cálculo.
Estas ondas fueron atrapadas por la plataforma
continental, sobre todo donde la
configuración de la costa es caprichosa (como
la entrada al Golfo de Maracaibo). Debido a
que el modo barotrópico es rápido (para una
profundidad de 5 km, la velocidad de fase es
mayor que 200 m s-1), pero poco energético
(para 20 Sv de entrada, la velocidad del flujo es
-1
de 2-3 cm s ), el cálculo no se destruye, pero es
poco físico. (Este fenómeno no depende del
paso de tiempo, es decir, el criterio de
Courant-Friedrichs-Levy (CFL) se cumple).
Debido a que el objetivo del presente apartado
es la evaluación de alternativas para las
condiciones de frontera, el procedimiento (6)
se aplicó también en los bordes oceánicos del
modelo, es decir,
(8)
para los nodos de la frontera líquida con el fin
C
C
de obtener los nuevos patrones de T y S en el
contorno, modificados de acuerdo con las
observaciones satelitales.
arranque “frío” de 30 días para el mes de
marzo. Se observa que para un rango de
variación espacial del nivel, que en la Figura 2
está entre -18 y +26 cm., el valor de Äh varía
entre -20 y +8 m.
Figura 4. Desplazamiento vertical (en m) calculado
de los campos termohalinos para una densidad
promedio en la superficie y la profundidad máxima de
5000 metros.
La Figura 6 muestra la evolución del nivel del
mar durante 450 horas de cálculo con el
procedimiento de “amarre” de los campos
termohalinos, procesados de acuerdo con la
altimetría indicada en la Figura 3. Se observa
un cambio en el nivel a pesar de que éste no fue
asimilado explícitamente en el modelo. La
Figura 5 muestra un detalle del área para
demostrar la circulación generada por los
remolinos asimilados.
Resultados
Ilustrando el proceso de asimilación de las
anomalías del nivel del mar, la Figura 4
representa el campo de Äh(x,y) obtenido con
base en (5) que se utilizó en el procedimiento
de amarre (6) y (8). El campo de background,
tomado del cálculo anterior del modelo sin
asimilación de datos previa, se muestra en la
Figura 5 (arriba); corresponde a la salida
climatológica del modelo después de un
Figura 5. Circulación generada en la parte
noroccidental del dominio de acuerdo con los datos
asimilados de nivel del mar.
33
Discusión y conclusiones
La asimilación del nivel del mar en el modelo
de pronóstico oceanográfico del mar Caribe
aún debe perfeccionarse y monitorearse en el
tiempo, para que pueda ser un procedimiento
validado y que produce resultados confiables y
acordes con el estado real del océano. A pesar
de las dificultades que representa la
asimilación de la altimetría, razón que justifica
que a nivel mundial aún no exista consenso
sobre la mejor manera de asimilarla, se han
dado los primeros pasos en el sentido de hacer
de ella un procedimiento permanente, con la
posibilidad de realizarla en tiempo real una vez
que se cuente con una estadística suficiente de
salidas del modelo.
Figura 6. Campo del nivel de mar (en m) inicial
(background, arriba), después de 210 horas (centro) y
de 450 horas (abajo) de asimilación de altimetría
satelital (condiciones del contorno incluidas) para el
mes de marzo de 2003.
Debido a que el parámetro es el mismo en
(6) y (8), no se observa ningún gradiente de la
solución en la vecindad de la frontera, es decir,
el patrón termohalino en la frontera se
modifica a la misma tasa temporal que dentro
del dominio.
34
En relación con el procedimiento de la
“asimilación estática”, vale la pena señalar
ciertas suposiciones que se asumen por
defecto: a) no se considera la extensión vertical
(desconocida con esta información) de los
remolinos oceánicos, o más bien se toma la
misma profundidad de referencia (H) para la
modificación de los perfiles de temperatura y
salinidad; b) se supone que los remolinos son
estructuras estrictamente verticales (lo que
satisface la conservación de la componente
vertical del vórtice potencial); c) el algoritmo
yS
se aplica forzadamente a los perfiles de
aunque estos sufren también una evolución
dinámica, según el comportamiento del
modelo. Quiere decir que una aplicación
múltiple del procedimiento va a destruir
dichos perfiles.
Para evitar estas dificultades, se propuso
aplicar la metodología de asimilación estática a
los patrones climatológicos de * y S*,
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
amarrados con las respectivas variables del
modelo. Cada nueva asimilación en este caso
se aplica una sola vez a los perfiles de * y S *,
y el procedimiento del amarre corrige los
campos de background de acuerdo con los datos
de altimetría.
Para remediar el problema que representan las
condiciones de frontera, bien sea tomadas de
observaciones remotas o de salidas de un
modelo global, debe tenerse en cuenta que el
mar Caribe se encuentra dentro del dominio
de modelos que cubren todo el océano
Atlántico, entre los que se cuentan HYCOM
(Universidad de Miami) y OCCAM (U.
Edinburgo/CoastWatch). El último sirve en el
presente esquema de asimilación para
producir un nivel promedio del mar, y sus
productos están disponibles en la página de
CoastWatch. En ambos casos se trata de
modelos operativos que producen un nivel
promedio del mar, y la cuestión que se planteó
fue tratar de involucrar las salidas de estos
modelos en los bordes oceánicos y en la
inicialización de los campos hidrológicos del
sistema de pronóstico oceanográfico local.
Hay que notar que el sistema de pronóstico
oceanográfico SPOD puede recibir la
información sobre el nivel del mar no
solamente a lo largo de los bordes oceánicos,
sino también dentro del dominio. Esta
flexibilidad, basada en datos
TOPEX/POSEIDON y ERS, abre la
posibilidad de emplear el modelo para
producir las corrientes en lugar del modelo
OCCAM. Asimismo, una buena estadística
basada en el modelo permitiría poner a prueba
otros esquemas de asimilación del nivel del
mar, como el de Ezer y Mellor (1994),
esquemas que permiten la asimilación de una
sola órbita, haciendo el problema semejante al
de la asimilación de temperatura.
Referencias bibliográficas
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de datos de temperatura superficial del mar en el modelo
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Research 101 (C1), enero 1996.
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equation Gulf Stream model”, Journal of Physical
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pp. 303-322 (2000).
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Fukumori I., Raghunath R., Fu L., Chao Yi (1999)
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global ocean circulation model: How good are the
results?”, Journal of Geophysical Research 104 (C11), nov.
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Hollemans P. (1999), “CoastWatch format software
library and utilities: User's guide” (version 2), disponible
en http://cwcaribbean.aoml.noaa.gov/software.html.
Lonin S. (2002), “Informe final DIMAR, año 2002”.
CIOH, Cartagena, 220 p.
Lonin S., Anduckia J., Parra C.. Molares R. (2003),
“Sistema de pronóstico de las condiciones
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Roemmich, D. (1981), “Circulation of the Caribbean
Sea: A well-resolved inverse problem”, Journal of
Geophysical Research 86, pp. 7993-8005.
35
Efecto residual de la nubosidad
en la asimilación de temperatura
superficial del mar
Resumen
*Juan C. Anduckia
[email protected]
*Serguei A. Lonin
[email protected]
*CIOH
La temperatura superficial del mar, determinada mediante
satélites de la NOAA, es tratada mediante la aplicación de un
modelo auto-regresivo con el fin de mejorar el proceso de
asimilación y utilizarlo cuando el campo satelital de
temperaturas, por efecto del vapor de agua y las nubes, presenta
una variabilidad temporal con componente aleatoria cuyo ruido
no está filtrado completamente en la señal.
Palabras claves: Tratamiento de datos satelitales, temperatura
superficial del mar, modelos auto-regresivos
Abstract
Sea-surface temperature determined with NOAA satellites is
treated by means of the application of an auto-regressive model.
The auto-regressive model should be employed for improving
assimilation performance whenever the satellite sea-surface
field, because of water vapour and cloudiness effects, presents a
temporal variability with a random component whose noise has
not been filtered in the signal.
Key words: Satellite data treatment, sea-surface temperature,
auto-regressive models
CIOH
www.cioh.org.co
36
Introducción
Uno de los mayores obstáculos que presenta la asimilación de
datos satelitales de temperatura superficial del mar es la
presencia de nubes en las imágenes AVHRR, dado que aquellas
afectan la medición de los radiómetros, como se muestra en la
Figura 1. Aunque la NOAA ha diseñado “tests” para el filtraje de
los datos, distinguiendo los píxeles de las imágenes en aceptables
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
y no, por lo general la calidad de la
información de la serie de tiempo para un píxel
dado no es satisfactoria debido a los efectos
residuales de la atmósfera, los cuales no se
remueven plenamente. Estos efectos se deben
a los aerosoles, sobre todo las nubes y el vapor
de agua. Una solución posible para obtener
campos coherentes consiste en producir cada
semana mapas compuestos de la temperatura
satelital usando cualquier técnica de “valor
máximo” en la composición, asumiendo que
la máxima temperatura es la más limpia (sin
contaminación atmosférica o de las nubes).
Las zonas calientes en donde las capas
superiores de la columna de agua pueden
alcanzar hasta 2 o más grados se originan en el
fuerte calentamiento solar en condiciones de
calma (no turbulencia); asimismo, las zonas
en donde hay una nubosidad marcada pueden
resultar en temperaturas hasta de 2 grados por
debajo, como se mostró en una contribución
anterior (Anduckia et al., 2003). En la
producción de campos mensuales basados en
estas imágenes promediadas debe
nuevamente promediarse para evitar los
errores.
no se cumple. Además, el esquema de
pronóstico de las condiciones oceanográficas
en operación actualmente en el CIOH (Lonin
et al., 2003) es un esquema de tiempo real (lo
mismo que la asimilación de datos), por lo
tanto la noción de imágenes promediadas debe
descartarse para buscar un procedimiento
alternativo que permita la asimilación en
tiempo real.
El presente trabajo investiga la estructura
temporal de las series de temperatura en las
imágenes satelitales con el fin de establecer
modelos estadísticos que permitan cuantificar
el efecto de la nubosidad y el vapor de agua en
las mismas. Para ello analiza la dispersión de la
señal satelital junto con su patrón de
autocorrelación, confirmando la hipótesis
(Anduckia et al., 2003) de que la dispersión es
mayor, y por lo tanto menor la correlación de
los datos en momentos de tiempo cercanos, en
las zonas donde se presenta mayor nubosidad.
El dato de temperatura cercano al valor real a
ser usado en la asimilación se puede restituir
con base en un promedio corrido, y con la
ayuda de un modelo auto-regresivo se puede
obtener la serie completa dentro de la ventana
del promedio.
Datos utilizados
Figura 1. Efecto de las nubes sobre los radiómetros:
temperaturas de brillo para un paso típico de satélite
en la zona de interés (fuente: Coast Watch)
Procedimientos correctivos de este tipo son
ampliamente usados a nivel mundial (NOAA,
KNMI). Sin embargo, las imágenes
compuestas y promediadas a lo largo de varios
días suponen uniformidad en las condiciones
del tiempo en la escala de días, condición que
Los datos satelitales de temperatura superficial
del mar son determinados por radiómetros de
alta resolución y fueron descritos en la
primera contribución mencionada en la
introducción. Varios “tests” se emplean para
remover el efecto de las nubes en la señal
(Stowe et al., 1991; Jin et al., 2000), pero a pesar
de esto, como se aprecia en la Figura 1, la
nubosidad tiene un efecto residual importante
en la determinación de la temperatura. El
“Crucero-2004” efectuado con el fin de
revisar la validación de temperaturas realizada
en el año 2003 y descrita en la contribución
citada (Anduckia et al., 2003), en la que se logró
37
cuantificar un efecto de sesgo constante
independiente de la nubosidad en la
temperatura satelital este efecto es conocido
como de skin layer (capa delgada), y ha sido
confirmado por una numerosa literatura, por
ejemplo Donlon (2002 ) y Kurzeja (2002)
entre otros, fue realizado entre el 25 de mayo
y el 11 de junio en condiciones de gran
nubosidad, como se muestra en la Figura 2.
Aunque la estadística para comparación entre
imágenes satelitales y mediciones puntuales
no es grande (50 imágenes disponibles y 20
coincidencias imagen-estación), confirma el
efecto de “capa delgada”. La diferencia ÄT =
Tsat - Tctd entre la temperatura determinada
por el satélite y la medición puntual presenta
ahora un promedio de -0.70 ± 0.94 ºC, que
concuerda bastante bien con lo obtenido en el
2003 (-0.66 ± 0.65 ºC). Se piensa que la
diferencia es mayor, así como la dispersión,
debido a la persistente nubosidad imperante
durante el desarrollo del crucero.
La pertinaz condición de cielos cubiertos (8
octas en el 90% de las estaciones) creemos es
responsable de la mayor diferencia obtenida
para ÄT en el día que en la noche:
Día
Noche
Este resultado es contrario al obtenido en el
Crucero 2003, donde la diferencia era mayor
en la noche que en el día (-0.92 ± 0.54 ºC, y 0.43 ± 0.67 ºC respectivamente). La
nubosidad es el único factor que podría
explicar la diferencia y el aumento en la
dispersión de las mediciones, teniendo en
cuenta que bajo un cielo totalmente cubierto
cabe esperar en general que la superficie se
enfríe menos en las noches (debido al débil
calentamiento solar), cuando las nubes
constituyen un techo que reemite la radiación
hacia la superficie, radiación que en caso de no
existir nubes escaparía hacia el espacio.
Si bien los datos de radiación obtenidos en este
crucero son insuficientes para realizar un
análisis para mirar la influencia del flujo de
calor y el viento en la diferencia de
temperaturas y en el efecto de “capa delgada”,
salta a la vista que las nubes siguen siendo un
desafío para una buena asimilación.
Figura 2. Temperatura y nubosidad durante el
Crucero 2004 del CIOH
38
Figura 3. Comportamiento de la temperatura con
(línea negra) y sin (azul) asimilación de datos
AVHRR, en el punto de control (150,50) de la malla
del modelo oceanográfico.
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
En la Figura 3 se muestra el efecto de la
asimilación de la temperatura en un punto
representativo de control de la malla del
modelo oceanográfico (200 x 100 nodos),
ubicado en el Caribe oriental (150,50). Los
saltos originados por la asimilación, y cuyo
origen ha de atribuirse al efecto residual de la
nubosidad, obligan a buscar una ventana de
predicción en la que la asimilación tenga un
comportamiento “suave”. No hay que olvidar,
sin embargo, que en la contribución
mencionada (Anduckia et al., 2003) se mostró
que la señal satelital, vista a lo largo del tiempo,
en promedio reproduce el campo correcto,
compensando las deficiencias que presenta en
las imágenes instantáneas (Figura 4). Esta
hipótesis será puesta a prueba en lo sucesivo.
satelitales de temperatura, aprovechando el
experimento de calibración general del
modelo oceánico llevado descrito en Lonin et
al. (2003), se han construido series de tiempo
de la temperatura superficial del mar para seis
meses (marzo-septiembre del 2003),
interpoladas en los nodos de la malla del
modelo.
De acuerdo con la hipótesis, basada en la
Figura 4, la temperatura promedio temporal
en un punto dado
puede determinarse
con una buena aproximación a través de la
observada
si esta última se integra en
el tiempo t como:
(1)
Al mismo tiempo, si la autocorrelación de los
datos
(2)
debido a la calidad de la señal instantánea (los
signos “prima” aquí indican los momentos
centrales), se puede suponer que el valor
esperado en (1) corresponde al
comportamiento verdadero de la temperatura,
aa aaaaaa , junto con una señal aleatoria de
promedio nulo pero con varianza superior a la
de
(ver Figura 3). A partir de esta
consideración resulta que debe existir un valor
de finito para el cual:
Figura 4. Señal satelital para el mes de marzo de 2003.
Arriba: temperatura promedio. Abajo: dispersión
(Tomado de: Anduckia et al., 2003)
Metodología
Como una manera de investigar el efecto
residual de la nubosidad en las imágenes
Supóngase que el momento t = 0 es el
momento de la asimilación. Entonces, en el
0 la función Tobs(t)
intervalo de tiempo t ,
es conocida para cada punto del espacio a partir
de las observaciones o por interpolación con
splines de las mismas, mientras que en la
segunda mitad del intervalo t [ 0, la función
Tobs(t) tiene que ser reemplazada por otra:
TARIMA(t), aún desconocida.
39
En este caso, el valor de temperatura
aaaaaaaaaa que reemplaza el valor instantáneo
observado
en el momento de asimilación t=0, estará compuesto de dos partes en
el procedimiento de promedio en la ventana:
.
.
(3)
La primera parte corresponde al promedio de
los datos a lo largo del semi-intervalo de
longitud , la segunda tiene que ser
pronosticada con un modelo auto-regresivo.
Las dos siguientes tareas a resolver son
entonces: 1) encontrar el intervalo aa
satisfactorio para que
se acerque al
valor
con un error tolerable y 2)
buscar apropiadamente la función TARIMA(t)
para la fórmula (3).
En cuanto al primer punto, por inspección del
comportamiento de promedios móviles de
distintas series se ha escogido una ventana
como la que se muestra en la Figura 5,
correspondiente a un promedio móvil de
periodo 11 en la serie del punto de control
(150,80).
Figura 5. Promedio móvil de orden 11 (línea azul) en
la serie de temperatura (línea negra) del punto
(150,80)
En cuanto al segundo punto, la investigación
del comportamiento de las series de tiempo
40
consiste en los tres pasos siguientes:
• Identificación del modelo ARIMA(p, d, q),
donde p corresponde al orden del modelo
auto-regresivo (AR); d a la diferenciación y
q a la parte estocástica (MA).
• Estimación de los parámetros p, d y q.
• Verificaciones diagnósticas sobre la
adecuación del modelo.
La búsqueda de los parámetros del modelo
primero requiere establecer su orden, es decir,
los valores respectivos de p, d y q en el modelo
auto-regresivo. El primer paso en la
identificación del modelo auto-regresivo
adecuado es el examen de las funciones de
autocorrelación de las series de temperatura.
Puesto que las series de temperatura presentan
a simple vista una tendencia (Figura 6a), para
removerla fue suficiente con construir las
series de diferencias de orden 1 para volverlas
estacionarias. Previamente dichas series
fueron restituidas con un procedimiento de
spline para llenar los vacíos (por ausencia de
valores en el punto correspondiente en las
imágenes) y para producir una serie
distribuida uniformemente en el tiempo
(Figura 6b). Un ejemplo de estas series de
diferencias restituidas que se forman tomando
zt = yt+1 = yt se muestra en la Figura 6c; la
función de autocorrelación de esta serie de
diferencias estacionarias (Figura 7) revela que
en el rezago 1 ya hay un corte abrupto. No
presenta estacionalidad, es decir es “ruido
blanco”, sin estructura ni relaciones con el
ciclo diurno. No hay correlación apreciable en
ningún valor de rezago excepto el primero
(mayor que 0.2), indicando que el modelo
auto-regresivo que se puede adaptar es de los
más simples, un modelo auto-regresivo de
promedios móviles de orden 1,
ARIMA(1,1,1), de acuerdo con la
metodología de Box-Jenkins. Estos resultados
son para el punto de control (150,50) ubicado
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
en el Caribe oriental, y corresponden a 911
imágenes satelitales, aproximadamente 210
días entre el mes de marzo y septiembre del
2003.
a)
a)
b)
b)
Figura 7. (a) Función de autocorrelación parcial de la
serie original con spline; (b) función de
autocorrelación parcial de la serie de diferencias con
spline
Para un modelo ARIMA(1, d, 1) con término
constante , si z representa los valores de la
serie de diferencias de orden 1 (d = 1), se tiene:
(4)
donde at es la señal aleatoria en el momento de
tiempo t; y 1 y 1 son los coeficientes del
modelo mixto, por definir. Para un modelo de
promedios móviles MA(1) se tiene:
c)
Figura 6. (a) Serie de temperaturas en un punto de
control (150,50); (b) serie uniforme de temperaturas
con spline cúbico aplicado; (c) serie de diferencias
con d = 1.
(5)
En el caso de un modelo puramente autoregresivo, las ecuaciones de Yule-Walker (Box
y Jenkins, 1970)
41
(6)
se utilizan para encontrar los coeficientes de
un modelo auto-regresivo de orden p. k en
(6) es la función de auto-correlación del
proceso generador de la serie. En el caso de
modelos ARIMA(1,d,1) y MA(1) estos
coeficientes están dados respectivamente por
(Bowerman, 1993):
(7)
y
(8)
Es de notar que los parámetros del modelo
serán en cada caso función de las coordenadas
espaciales (x,y), y que por ahora el modelo
correspondiente no dependerá del tiempo.
Figura 8. Rezagos de orden 1 (arriba) y 2 (abajo) para
el campo satelital de temperatura
La estimación de parámetros del modelo fue
realizada con la ayuda de rutinas programadas
por los autores. Así, por ejemplo, el modelo
auto-regresivo obtenido para el punto de
control (150,80) fue un AR(2) con orden 1 de
diferencias:
,
es decir:
,
Resultados y discusión
La Figura 8 muestra la estructura de los
rezagos de orden 1 y 2 para todo el campo
satelital, confirmando la dependencia espacial
del modelo auto-regresivo a emplear y de sus
respectivos coeficientes.
42
siendo que ä, el término constante en el
modelo auto-regresivo, no resultó
significativamente diferente de cero. Para este
modelo en particular, la Figura 9 ilustra los
resultados obtenidos en la ventana de periodo
11, con ô = 5. En la figura se observa que la
diferencia entre la temperatura promedio
observada y la restituida para la asimilación es
mínima, no supera un valor de 0.15ºC, es
decir, el error es comparable con la precisión
de las mediciones de contacto (termómetros
de cazoleta) y es unas diez veces menor que el
error de los sensores remotos.
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Figura 9. Temperatura satelital restituida (líneas
azules) y pronosticada (líneas negras) por un modelo
AR(2) en el punto de control (150,80). (Los trazos
delgados indican la temperatura instantánea, los
gruesos promedios móviles)
y 1, en consecuencia,
Los parámetros ä, 1
son funciones del espacio (x, y) y del tiempo t,
y tienen que definirse desde un modelo
ARIMA generalizado, atendiendo a la
estadística temporal del campo de la
temperatura satelital.
Se sabe que la variabilidad del campo de
temperatura superficial producido por el
modelo oceánico del CIOH, con asimilación
de datos, logra resolver bien fenómenos como
la surgencia en aguas de la Guajira o el
calentamiento de las aguas en la cuenca de
Panamá y El Darién. La mayor variabilidad de
la temperatura, de acuerdo con la estación
correspondiente, se presenta en zonas donde
la nubosidad es abundante, como la cuenca de
Panamá (debido a la interacción de la Zona de
Convergencia Intertropical con otros sistemas
sinópticos), y es mucho menor en zonas
donde la nubosidad tiende a ser menos
persistente, como en la Guajira y en el centro y
este del Caribe, como se mostró en Anduckia
et al. (2003) para el final de la época seca (marzo
de 2003).
Para los seis meses considerados ahora la
dispersión de la señal de los satélites se
muestra en la Figura 10. A pesar de que la
variabilidad en este periodo, que podemos
llamar época húmeda, sigue siendo elevada en
la cuenca de Panamá, donde las autocorrelaciones son menores y justificarían un
modelo de promedios móviles, resulta ahora
mayor en las zonas de surgencia de la época
seca y en general en el sector central del
Caribe, donde la autocorrelación en la época
seca era mayor, como para justificar un
modelo auto-regresivo. Lo que esto quiere
decir es que los parámetros del modelo autoregresivo en cada punto deben depender del
tiempo, como se aprecia comparando las
Figuras 4 y 10, pero la variabilidad temporal de
estos parámetros tiene que ocurrir en una
escala lenta de tiempo, así que para períodos
relativamente cortos el modelo estadístico
puede considerarse cuasi-estacionario.
Figura 10. Campo promedio satelital de la
temperatura superficial del mar (arriba, en ºC) y
variabilidad temporal (abajo, en ºC) para seis meses,
marzo-septiembre de 2003.
43
Conclusión
La motivación principal para el desarrollo de
un modelo auto-regresivo de la temperatura
s u p e r f i c i a l d e l m a r, d e t e r m i n a d a
satelitalmente, es su empleo de manera
continua en el modelo de pronóstico
oceanográfico del CIOH. Los datos de la
temperatura de la superficie del mar se
asimilan en el modelo con el propósito de
actualizar los campos simulados para el
diagnóstico y pronóstico operativo. Si los
errores en los datos de entrada son
pronunciados, la asimilación de estos datos
producirá, como regla general, errores
mayores. El procedimiento desarrollado
permite suavizar en el tiempo el proceso de
asimilación de la temperatura en cada punto y
constituye un modelo de predicción de la
temperatura. Gracias a la metodología
propuesta, el error satelital en los datos
asimilados se reduce en un orden de
magnitud.
Habiendo mostrado aquí resultados para
algunos puntos de control, el siguiente paso
será establecer un modelo independiente en
cada punto del espacio, que además dependa
del tiempo y tenga en cuenta la respectiva
época del año.
Con la inclusión de un radiómetro en futuros
cruceros oceanográficos se tendrían
elementos para poder diferenciar el efecto de
las nubes y los distintos tipos de nubes, vapor
de agua y polvo atmosférico en las mediciones
satelitales, complementando el análisis
estadístico aquí desarrollado.
Agradecimientos
proyecto de investigación “Seguimiento de las
condiciones meteorológicas en el Caribe
colombiano”. Los autores agradecen a la
tripulación del ARC “Malpelo” que participó
en el crucero “Caribe-2004”, así como al Dr.
Joaquín Triñanes del nodo Caribe de
CoastWatch/NOAA.
Referencias bibliográficas
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superficial del mar mediante observaciones in situ”,
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NOAA/AVHRR operational satellite data”, Advances in
Space Research 11 (3), p. 351-354.
Este trabajo fue realizado bajo el aporte de la
Dirección General Marítima dentro del
44
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Empleo de los datos de la
NOAA-NODC-WOA en el
modelo hidrodinámico del
Caribe
Resumen
*Serguei A. Lonin
[email protected]
(Presentado en el 1er Taller
de Trabajo sobre El Centro
Colombiano de Datos e
Información Oceanográfica;
Cartagena, 21-23 de Julio de
2004)
*CIOH
Los datos promedios mensuales del NODC (National
Oceanographic Data Center) de la NOAA sobre los parámetros
hidrológicos (temperatura y salinidad) y los flujos de impulso y
balance superficial de calor, con una resolución de 1º y 0.5º
respectivamente, se utilizan en calidad de condiciones iniciales y
de contorno, respectivamente, en el Sistema de Predicción
Oceánico de DIMAR (SPOD), basado en el uso del modelo
oceánico POM (Princeton Ocean Model; Mellor, 1993).
Los campos resultantes son los patrones mensuales de
hidrología (T - S) y los campos de corrientes,
hidrodinámicamente y mutuamente ajustados entre sí, con la
batimetría (archivos de ETOPO-5) y las condiciones de la
interacción entre el océano y la atmósfera. Los resultados del
modelo se utilizan para: 1) el diagnóstico del comportamiento
estacional de los campos hidrodinámicos, 2) el arranque
“caliente” para las corridas del sistema SPOD en el modo
operacional, 3) establecer un “background” de la salinidad (no
detectable directamente con los sensores remotos) y 4)
especificar las condiciones de contorno para los modelos
operados en las áreas locales (zonas costeras).
Se propone una estrategia de acumulación y uso de esta
información y la forma de involucrar los datos nacionales de
Colombia en el proceso; se hace una referencia a los estudios
interdisciplinarios basados en el empleo de estos datos.
CIOH
www.cioh.org.co
Palabras claves: Modelo oceánico; bases de datos
oceanográficos .
Abstract
Monthly treated data from the NODC (National
45
Oceanographic Data Center), NOAA, about
the hydrological fields (temperature and
salinity) and the momentum and heat fluxes
with 1º and 0.5º resolution, respectively, are
utilized as the initial and boundary conditions,
respectively, in the Ocean Prediction System
of DIMAR (SPOD); the last one is based on
the POM (Princeton Ocean Model; Mellor,
1993).
The resultant model fields are monthly
averaged hydrological patterns (T - S) and
current fields, hydrodynamically and
mutually adjusted, with batimetry (ETOPO5 data) and atmosphere-sea interaction
conditions. The model results are used for the
aims of: 1) the hydrodynamic diagnostics of
the annual cycle; 2) the “hot-starts” of the
SPOD in the operational mode; 3) a salinity
“background” establishment, not detected
directly from remote sensors, and 4) the
boundary condition specifications for local
area model operations (coastal zones).
A strategy of the accumulation and utilization
of this information, as well as the involving of
the national Colombian data is proposed; a
reference to possible interdisciplinary studies,
base on those data, is done.
Key words: Ocean models; oceanographic
databases
Introducción
Desde que los Centros Mundiales de Datos
Oceanográficos empezaron a funcionar, la
recolección de la información disponible para
los estudios del mar se ha facilitado. Junto a
esta circunstancia, surgió la posibilidad de
operar no solamente los datos crudos, sino
también varios tipos de productos con base en
estos datos: propiedades secundarias y
parámetros calculados de acuerdo con ciertas
46
metodologías, estandarizadas y aceptadas a
nivel de estos Centros.
Mediante índices (“flags”) asignados a la
información de distinto nivel de calidad, es
posible clasificar la información y usarla
adecuadamente, dependiendo de las
necesidades y restricciones del estudio. A
partir de las observaciones puntuales de
aceptable calidad se forman los campos en los
niveles oceanográficos estándares en una
malla de cobertura global a través del análisis
objetivo de la información. La cobertura de las
observaciones históricas no es homogénea en
el espacio; por lo tanto, los Centros Mundiales
ofrecen los productos del análisis objetivo en
mallas gruesas (5°x5°, 1°x1° y 0.5ºx0.5º
recientemente, Levitus, 1982, 1998).
A primera vista, la aplicación de esta
información se limita a estudios
climatológicos y/o en las escalas
correspondientes (regional o global).
Usualmente, las necesidades prácticas están
limitadas por la extensión geográfica. Para el
caso particular del CIOH, múltiples tareas
prácticas están relacionadas con el desarrollo
de la zona costera y el servicio operativo que
presta la Central de Pronósticos
Meteorológicos y Oceanográficos (CPMO) a
los usuarios del país.
En este sentido, se da mayor énfasis a la
captura de los datos y a los productos de los
modelos globales a escala diaria de tiempo.
Durante los últimos años en el CIOH se creó
el Sistema de Predicción Oceánica de DIMAR
(SPOD, Lonin et al., 2003), cuya operación es
una tarea permanente de la CPMO. El modelo
puede realizar un pronóstico de las
condiciones oceánicas hasta de 2-3 días, pero
su principal tarea es el monitoreo de los
campos hidrofísicos en el mar Caribe. El
término “monitoreo” se entiende aquí en el
sentido estricto: es un sistema de
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
observaciones y análisis de los campos y
procesos en el medio marino (Kochergin &
Timchenko, 1987). Los sensores remotos son
la única fuente permanente de información
operativa. El análisis se efectúa con base en el
modelo. Obviamente, no todos los
parámetros hidrofísicos están al alcance para
ser medidos; al contrario, la lista se limita en
dicho caso a los datos de temperatura
superficial del mar (TSM) y anomalía del
nivel del mar (ANM). Los demás parámetros
(corrientes y cualquier otro en la vertical) son
procesados y monitoreados por el modelo. Los
campos observados de TSM y ANM no son de
cobertura completa (TSM por las nubes y
ANM por las orbitas), motivo por el cual
parcialmente son también productos del
modelo.
Los resultados del modelo meteorológico
global de la Oficina Meteorológica del Reino
Unido (UKMO) sirven para forzar el
pronóstico en la etapa operacional. En la fase
de inicialización del modelo se usan los datos
del Centro Mundial NODC (National
Oceanographic Data Center) y otras fuetes de la
NOAA - tema del presente trabajo - cuyos
propósitos son: a) mostrar en qué formas se
utilizan y se pueden utilizar los datos de bases
de datos para los sistemas descritos
anteriormente; b) cómo involucrar los datos
de la base nacional y c) mostrar la importancia
de la información oceanográfica producida
por los modelos desde el punto de vista de su
utilización secundaria.
El trabajo está organizado de la siguiente
manera: A continuación se presentan las
fuentes principales de los datos de la base de la
NOAA, luego, en resultados, se presentan los
detalles del proceso de utilización de los datos.
La discusión toca el tema de desarrollo de la
propia base de datos y, en general, de un centro
de información oceanográfica.
Fuentes de Información
Los datos climatológicos en la superficie del
mar provienen de los archivos de COADS
(Comprehensive Ocean-Atmosphere Data Set) y se
encuentran disponibles a una resolución
espacial de 0.5º de latitud (Da Silva & Levitus,
1994). Los parámetros primarios son:
•
•
•
•
•
•
•
Nubosidad
Ηumedad específica de aire
Τemperatura de aire
Presión atmosférica a nivel del mar
Τemperatura de la superficie del mar
Componentes zonal y meridional de viento
Μódulo de viento
Los datos derivados, obtenidos de la
información primaria después de
correcciones y los respectivos cálculos son:
• Flujos de impulso y de calor (tensiones de
viento, componentes del balance de
radiación solar y del balance superficial de
calor)
• Flujos de agua dulce (flujos de vapor,
boyancia y precipitación)
• Parámetros misceláneos (densidad de aire,
flujos zonales y meridionales de calor,
parámetro de Monin-Obukhov, etc.)
Los datos directamente utilizados son las
componentes zonal y meridional de la tensión
de impulso de viento y el flujo neto restringido
de calor.
Los datos de tensión de viento fueron
calculados de acuerdo con el tipo de
estratificación de la capa próxima de la
atmósfera cuando la información estuvo
disponible. En caso contrario, se presenta un
grado de incertidumbre en los datos.
Igualmente se menciona que no tener en
cuenta la velocidad de las corrientes en el
47
cálculo de los flujos de impulso puede
significar para la zona tropical un 17% de error
en la componente zonal de flujo (Halpern,
1988).
Los datos del flujo neto de balance superficial
de calor fueron restringidos en el sentido de
que el flujo de calor meridional global en la
frontera sur del Globo se pone igual a cero y el
flujo de agua dulce en esta frontera es de 0.06
Sv. Una comparación entre los datos
restringidos y no, muestra que esta corrección
disminuye la magnitud del flujo resultante
aproximadamente dos veces. Siendo de
importancia en el sentido global, se puede
esperar, sin embargo, que el intercambio de
calor con la atmósfera para la zona de interés
(mar Caribe) puede ser subestimado.
Las Figuras 1 y 2 muestran, con una escala de
colores diferente, la distribución de los vientos
(en términos de flujo de impulso en la
superficie del mar) para las dos épocas del año.
Se ve claro que existe un núcleo de alta tensión
de viento frente a la costa de Colombia que se
intensifica en la época de los vientos alisios
para esta región. Durante la época húmeda del
año (para la costa colombiana) en los campos
promedios mensuales se nota el avance de la
Zona de Convergencia Intertropical hacia el
norte, estableciendo las condiciones de la
masa ecuatorial en la cuenca sur-occidental
del mar. Bajo esta circunstancia y en general,
durante la época húmeda, la intensidad de los
vientos en el núcleo disminuye,
presentándose con mayor homogeneidad (en
la intensidad) para todo el mar Caribe.
Las Figuras 3 y 4 muestran los flujos
resultantes de calor en la superficie del mar
disponibles para cada mes del año, de acuerdo
con los datos de COADS. Los flujos
representan la diferencia entre la radiación
solar entrante y los gastos, formados por la
48
radiación eficiente de onda larga y los flujos
turbulentos explícito e implícito de calor.
Los datos originales tienen 0.5º de resolución
espacial con una distribución entre 0.25ºE y
0.25ºW (M=720), y entre 89.75ºS y 89.75ºW
(N=360). El área de interés está dentro de
84.75ºW-60.25ºW (24 líneas) y 8.25ºN19.75ºN (50 columnas).
Figura 1. Climatología de flujo de impulso (en
N/m2) sobre la superficie del mar para el mes de
enero. El valor máximo es de 0.175 N/m2.
Figura 2. Climatología de flujo de impulso (en
N/m2) sobre la superficie del mar para el mes de
octubre. El valor máximo es de 0.077 N/m2.
Figura 3. Flujo resultante (neto) de calor (en W/m2)
según los datos de COADS para el mes de enero.
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Resultados
Figura 4. Flujo resultante (neto) de calor (en W/m2)
según los datos de COADS para el mes de octubre.
Los datos hidrológicos, procesados por el
análisis objetivo, se encuentran en la base de
datos del NODC (National Oceanographic Data
Center) de la NOAA y están publicados en el
WOA (World Ocean Atlas, Levitus, 1998). Las
Figuras 5 y 6 muestran ejemplos de datos de
temperatura y salinidad en la superficie del
mar.
Figura 5. Distribución espacial de la temperatura del
agua en la superficie del mar, según los datos del
WOA-98. Mes de enero.
Figura 6. Distribución espacial de la salinidad del
agua en la superficie del mar, según los datos del
WOA-98. Mes de enero.
El primer y el principal objetivo del uso de la
información climatológica en el SPOD es la
inicialización del modelo. El procedimiento
fue descrito en el trabajo de Lonin et al. (2003)
y consiste en el arranque “frío” (cold-start) del
modelo, partiendo de los datos iniciales. Para
la temperatura y la salinidad del mar, los datos
son los mencionados arriba de la base NODC
de la NOAA. Los datos se interpolan en los
nodos de la malla curvilínea del modelo, las
condiciones iniciales se especifican con base
en esta información y un amarre (nudging) se
efectúa durante todo el proceso de
inicialización para garantizar la ausencia de la
“deriva” de los resultados de su estado
climatológico.
Como regla, las corrientes no se conocen en el
momento inicial, así que el proceso de
inicialización se tiene que continuar,
controlando el comportamiento de un
invariante energético del sistema, por
ejemplo, la energía cinética en el tiempo.
Cuando la última alcanza un régimen cuasiestacionario, el proceso de inicialización del
modelo puede ser terminado. Usualmente,
este tiempo supera un mes de simulación para
el caso del mar Caribe. La tendencia al
calentamiento de la capa inferior del océano,
debido a una alineación de los perfiles por la
difusión, tiene que ser evitada por el
procedimiento de amarre.
El proceso de re-inicialización del modelo
puede ser una fase necesaria también cuando
el SPOD se halla suspendido durante un lapso
de tiempo por las razones técnicas (fallas de la
energía, de comunicación por Internet, etc.).
En este caso se aplica un arranque “caliente”
(hot-start), utilizando la base de resultados del
modelo en la fase de inicialización, para llegar
al estado actual más rápido. Los datos del
49
pronóstico meteorológico y las imágenes del
satélite en el tiempo cuasi-real se utilizan con
este fin.
La Figura 7 muestra una secuencia del proceso
de inicialización. El sistema partió de los
campos climatológicos (con la Figura 5 como
el punto de partida), realizando un ajuste entre
los campos inicialmente separados
físicamente: se hizo una adecuación entre los
datos de batimetría en el dominio
subjetivamente seleccionado, los datos
hidrológicos, los flujos de calor e impulso en la
frontera con la atmósfera, el nivel del mar y las
corrientes, inicialmente encontradas en el
estado de reposo, y otros parámetros internos
del sistema.
Prácticamente, el modelo se emplea en calidad
de interpolador físico de los parámetros dados.
Este aspecto de la modelación se discute en el
próximo capítulo.
Figura 7. Proceso de inicialización del modelo para la
TSM: después de 24 horas (arriba), 6 días (centro) y 9
días (abajo). El momento inicial se presenta en la
Figura 5.
Principalmente, el modelo arranca con una
fuerza mecánica en la superficie del mar (datos
de viento) y gracias a los modos internos
oceánicos (baroclinicidad). A priori, la
importancia de intercambio de calor con la
atmósfera es secundaria en el caso de un
amarre con los campos climatológicos de la
temperatura y salinidad durante todo el
proceso de inicialización. Intuitivamente está
claro que para el caso de la temperatura del
agua este amarre debe ser menos estricto para
permitir un ajuste entre la hidrología del
WOA y el intercambio del calor con la
atmósfera, disponible en la otra fuente
(COADS). En otras palabras, la física del
modelo tiene que desarrollarse dentro de
límites estadísticos, establecidos, por un lado,
especulativamente en el procedimiento de
amarre y, por el otro, con un mayor
razonamiento físico a través de los flujos
atmosféricos.
La Figura 8 muestra las diferencias ocurridas
en los campos de la TSM utilizando o no la
información sobre el intercambio de calor con
la atmósfera.
50
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Figura 8. La distribución de la TSM sin (arriba) y con
(abajo) tener en cuenta los flujos de calor (datos de
COADS, Figuras 3 y 4).
El uso de los datos no se limita al proceso de
inicialización del sistema. Los estudios del
clima del mar Caribe pueden ser efectuados
con base en la información producida por el
modelo. La Figura 9 muestra la estacionalidad
de los campos de la TSM, como resultado de
una “interpolación física” de los datos.
Figura 9. Estacionalidad de los campos de TSM
según el modelo.
El mismo proceso se efectúa para los campos
de salinidad. La Figura 10 muestra los datos y
el ajuste del modelo.
51
por el NODC, en el sentido de la
minimización del error medio cuadrático. Por
lo tanto, el proceso inverso (regresar de los
resultados mostrados en la Figura 7 a los de la
Figura 5, es decir, al estado inicial) no es válido
en términos generales.
Figura 10. Ejemplo de la distribución de la salinidad
según los datos de NODC (WOA-98, arriba) y el
campo calculado después de la inicialización (abajo).
En la fase operacional el sistema SPOD
asimila la temperatura superficial del mar, los
sensores remotos no proporcionan la
información sobre la salinidad, así que este
parámetro queda amarrado a la climatología
durante todo el proceso.
Discusión
Un sistema de ecuaciones diferenciales
“interpola” las condiciones de contorno
dentro del dominio de cálculo de acuerdo con
las leyes físicas expresadas en estas ecuaciones.
Por lo tanto, los modelos basados en
ecuaciones diferenciales pueden considerarse
como interpoladores físicos en contraste con
los métodos clásicos de interpolación, los
cuales usualmente no tienen en
consideraciones la física y, por ello, son
procedimientos matemáticos formales.
El proceso mostrado en las Figuras 7 y 10,
entonces, se puede explicar no solamente
como uno de los resultados de la modelación,
sino también como una de las formas de
interpolar los datos en una malla de mayor
resolución. Ciertas restricciones aplicadas,
como el procedimiento de amarre hacia los
campos climatológicos, son menos fuertes en
comparación con el análisis objetivo, hecho
52
Los sistemas modernos de asimilación de
datos aplican las restricciones dinámicas,
provenientes de los modelos, buscando la
“primera adivinanza” (background) o
asegurando el balance de algunas propiedades
en el campo del análisis (Daley, 1991). En este
contexto, la aplicación de los modelos en la
producción de los campos del análisis se
considera como una “prolongación” de los
métodos estadísticos para el análisis de los
datos de mediciones. Los primeros se
encuentran en una base de datos, los segundos
tienen que formar base de información.
En general, cualquier forma del análisis de
datos primarios es un procedimiento artificial
desde el punto de vista de los mismos datos. La
interpolación de los datos en la vertical a los
niveles oceanográficos estándares, basada en
cualquier método más o menos sofisticado, es
el primer nivel en la cadena de tratamientos
posteriores, los cuales, atravesando el análisis
objetivo, en este trabajo llegan hasta la
producción de los “datos” generados por el
modelo. En otras palabras, los modelos,
asimilando los datos, producen nuevos
“datos”, incluso, una cantidad de parámetros
no observables. Desde este punto de vista,
dicha información tiene que ser almacenada y
evaluada como una parte de la base de
información del CIOH.
Un ejemplo de lo anterior es el uso operativo
del modelo de pronóstico de oleaje para el mar
Caribe que utiliza la CPMO del CIOH
(modelo NedWAM, Lonin et al., 1996). El uso
del modelo lleva ocho años en el CIOH. Al
mismo tiempo, los altímetros remotos de
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
TOPEX/POSEIDON y ERS podrían servir
para calibrar los resultados del modelo a lo
largo de las órbitas de los satélites. Los
r e s u l t a d o s d e l m o d e l o N e d WA M ,
almacenados durante años en una base de
información son de gran utilidad para los
estudios de la dinámica costera, produciendo
las entradas estadísticas para un modelo
costero en el contorno de aguas profundas
(Lonin, 2002).
correlación entre estas observaciones y otros
parámetros del medio ambiente; un análisis
adecuado de la calidad de datos incluso puede
ser hecho con ayuda de los modelos.
En forma similar, los campos hidrofísicos
diarios (temperatura, salinidad, corrientes),
generados por el SPOD, acumulados en una
base, sirven posteriormente para cualquier
estudio oceanográfico en el mar Caribe y
como las condiciones de contorno para los
modelos locales. Las boyas oceanográficas y
los sensores remotos permiten calibrar esta
información y remover los sesgos.
•
Regresando al asunto del uso de los datos
oceanográficos de la base del CIOH, se
considera importante involucrar los datos
nacionales (NODC-Colombia) en el
proceso. Una etapa previa debe ser la
homogenización del proceso de tratamiento
de la calidad de datos de acuerdo con normas
previamente establecidas. Para el control de
los datos primarios, éste debe ser un control
estandarizado de calidad: índices de calidad
(flags) unificados a través de la política de
IODE (International Oceanographic Data
Exchange) y de acuerdo con los existentes en el
NODC de la NOAA.
Con respecto a estos datos el modelo funciona
como un interpolador hidrodinámico,
ajustando los procesos físicos en su
interacción. Mirando más ampliamente la
función del modelo se puede concluir que el
monitoreo oceanográfico empieza en la
recolección de los datos y termina en su
análisis adecuado, aplicando los modelos. Vale
decir que precisamente estos modelos son los
que permiten entender la evolución de los
campos, mediante el monitoreo. El último
término se entiende acá en su sentido general,
como un sistema de observaciones y análisis
que satisface a los objetivos del uso de esta
información con base en ciertos criterios de su
calidad. Hay dos fuentes principales de
información: los datos y los modelos. La
información en los últimos consiste en las
leyes físicas de conservación de distintas
propiedades. Sería conveniente buscar una
conexión directa entre la base de datos y los
modelos matemáticos que pueden
“visualizar” la información.
La presencia de sesgos en algunos datos
puntuales podría tener naturaleza errónea o
estar relacionada con una perturbación
realmente observada en la escala del tiempo
(¡no del clima!) oceánico. Los índices de
calidad existentes tienen que ser completados
con otros, (nuevos), propuestos de acuerdo
con la específica de los cruceros y del uso de
los datos a nivel nacional. Se requiere una
Conclusiones
El sistema SPOD arroja datos climatológicos,
los cuales sirven para:
•
•
•
El diagnóstico del comportamiento
estacional de los campos oceanográficos
Preparación del arranque “caliente” para el
modo operacional
Ser el “background” de la salinidad si el nivel
del mar no se asimila en los campos T y S
Especificar las condiciones de contorno
(patrones) a ser usadas en áreas locales en
otros modelos
53
Según Kochergin & Timchenko (1987), la
introducción de los datos en los modelos causa
una separación de los campos reales del
océano en los tres siguientes componentes:
donde <> representa la parte del campo que
puede ser restituida con base en la
información disponible; ' son errores del
c
monitoreo y es la componente de sub-escala
(suegrilla), que principalmente no se resuelve
en la malla empleada.
El principio del monitoreo consiste en la
búsqueda de la mejor estimación de <> con
base en la teoría de la filtración óptima.
Utilizando los diagnósticos de los modelos
aaa y los datos de observaciones (o), los
campos reales se presentan como:
donde es un operador de pesos ponderados
y los errores de observaciones se descartan.
Finalmente, vale la pena mencionar que el uso
de bases de datos hace parte de varios estudios
multidisciplinarios: ecosistemas marinos,
oceanografía pesquera, estudios climáticos.
Un ejemplo de este tipo es el intercambio de
gases de efecto invernadero en la superficie
oceánica que tiene una tasa relativamente alta
en las zonas locales, relacionada con la
surgencia costera (La Guajira) y las bocas de
los ríos grandes de la región (Hernández y
Lonin, sin publicar). Los Centros Mundiales
de Datos no abarcan las áreas locales por la
cobertura de la información procesada, ni por
los métodos de procesamiento. La base
nacional NODC-Colombia tendrá que jugar
un papel importante en estos estudios
regionales.
54
Agradecimientos
El trabajo es una parte del proyecto de la
Dirección General Marítima “Validación y
Operacionalización del Modelo Numérico de
Búsqueda y Rescate, CODEGO y PROPAS
en las Unidades de la Armada Nacional”.
Fueron utilizados los siguientes datos de la
NOAA: la climatología de COADS (Atlas of
Surface Marine Data 1994, US Dep. of
Commerce); los datos de NODC (Nacional
Oceanographic Data Center), WOD-98 y los
datos de batimetría ETOPO-5 de NGDC 5Minute Gridded Elevation Data Selection. El
autor está agradecido a S. Levitus por la
información suministrada y a C. Parra por sus
valiosos consejos sobre el contenido de este
trabajo.
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55
Variaciones de la concentración de
la clorofila a y su relación con los
parámetros físicos medidos en los
bancos de Salmedina durante 2003
2004, Caribe colombiano
Resumen
*Jaime A. Orejarena
[email protected]
*Juan Gabriel Domínguez
[email protected]
*Constanza Ricaurte
[email protected]
*Gisela Mayo
[email protected]
Se estudia la variabilidad de la clorofila a (medida por el método
Strickland y Parsons, 1972) superficial y su relación con los
parámetros oceanográficos medidos en los Bancos de Salmedina
en el lapso de septiembre de 2003 a septiembre de 2004. Los
parámetros oceanográficos observados respondieron
principalmente a la estacionalidad tropical y a la ocurrencia de
surgencia durante la época de vientos. La clorofila a mostró una
oscilación con un período alrededor de 57 días, con modulación
estacional en cuanto a su cantidad, siendo mayor en la época de
lluvias. Esta periodicidad se observó en la turbidez y la
transparencia del agua.
*Carlos Alberto Andrade
[email protected]
Palabras claves: Clorofila a, bancos Saldemina, Mar Caribe
**Hernán Mauricio Ospina
Abstract
**William Castro
*GIO-ENAP
**CIOH
CIOH
The variability of the chlorophyll a at sea the surface measured
by (Strickland y Parsons, 1972) was studied and compared with
oceanographic parameters measured in Salmedina Banks
during September 2003 - September 2004. The parameters
responded mainly to the tropical seasonality,
and the
occurrence of upwelling during the windy season. The
chlorophyll showed an oscillation around 57 days, with
seasonal modulation in its amount, with larger values during the
rainy season This regularity was observed in the turbidity and
the transparency of the water.
Key words: Chlorophyll a, Saldemina banks, Caribbean Sea
www.cioh.org.co
Introducción
La Clorofila a, es un factor importante para entender los
56
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
procesos que suceden en los Bancos de
Salmedina junto con el conocimiento integral
que debe tenerse sobre ellos. A su vez el
conocimiento de las diferentes características
oceanográficas de la zona de estudio que
permiten entender no sólo este
comportamiento biológico sino la dinámica
del área en general.
Los Bancos de Salmedina son una formación
coralina localizada a 7 km al Oeste de la punta
norte de la Isla de Tierra Bomba (Bahía de
Cartagena) que se considera poco explorada.
Desde el punto de vista oceanográfico, esta
zona recibe los esfuerzos encontrados de la
corriente superficial forzada por los vientos
Alisios del norte en el sector y de la
contracorriente de Panamá-Colombia desde
el sur, a nivel sub - superficial, con variaciones
estacionales y de media escala que las modulan
(Andrade et al., 2003). Lo que se conoce hasta
el momento ha sido resultado de estudios
generales a mayor escala pero muy poco se ha
documentado sobre las condiciones
oceanográficas en los Bancos de Salmedina en
particular. La sola presencia de los Bancos
afecta significativamente las corrientes,
propiciando sitios de calma y aceleración que
pueden ser determinantes para diferentes
hábitats (Andrade, et al., 1997) y comunidades,
como la fitoplanctónica.
Teniendo en cuenta la evaluación del
comportamiento de las comunidades
autotróficas, al igual que el de los factores
abióticos que la afectan, es necesario entender
cambios locales naturales de este ecosistema.
El objetivo de este trabajo es entender el
comportamiento temporal de algunas de las
variables oceanográficas y meteorológicas más
importantes medidas durante el 2003-2004, y
determinar las relaciones de la biomasa
fitoplanctónica en la capa superficial en los
Bancos de Salmedina y los agentes físicos
medidos.
Metodología
Durante Sep. / 2003 a Sep. / 2004 se ocuparon
cinco estaciones ubicadas en los Bancos
cubriendo la zona cada quince días (Fig. 1). El
desplazamiento hacia el área se realizó en
lancha, ubicando cada estación con un
geoposicionador satelital GARMIN modelo
MAP 76.
Figura 1. Los puntos rojos señalan las cinco
estaciones que se monitorean dos veces al mes para la
toma de datos oceanográficos. Fuente: Centro de
Investigaciones Oceanográficas e Hidrográficas
(CIOH), 2000
En cada estación se midieron los parámetros
meteorológicos (nubosidad, velocidad y
dirección del viento) utilizando una estación
meteorológica digital marca CASIO y un
anemómetro. Los datos fueron comparados y
complementados con información de la
estación del Centro de Investigaciones
Oceanográficas e Hidrográficas (CIOH) y del
Instituto de Hidrología, Meteorología y
Estudios Ambientales IDEAM.
También en cada estación se lanzó un CTD
SeaBird SBE-19 hasta una profundidad de 30
metros o el fondo marino. Con este
instrumento se midieron la presión,
temperatura in situ y la conductividad
eléctrica en la columna de agua.
57
Posteriormente se extrajeron las propiedades
relacionadas a éstas: profundidad en metros,
temperatura potencial, salinidad y densidad en
forma de sigma-t. La transparencia se
determinó con disco Secchi y la turbidez se
midió usando un turbidímetro electrónico
con una muestra tomada en campo.
Para la determinación de clorofila a se
tomaron muestras de agua con ayuda de una
Botella Niskin de 5 litros a 5 m de
profundidad. La muestra se transportó en
envases de un litro de capacidad hasta
completar cuatro litros por estación, los
frascos debidamente rotulados se
almacenaron en una nevera de campo con
hielo. Adicionalmente en cada estación se
llenó una botella más de agua superficial para
obtener los datos de turbidez.
El análisis de Clorofila a se efectuó a través de
espectrofotometría de absorción, siguiendo la
metodología propuesta por Strickland y
Parsons y modificada por el Centro de
Investigaciones Oceanográficas e
Hidrográficas (CIOH), lugar donde se llevó a
cabo la fase de laboratorio de este proyecto.
La muestra se filtró en bomba de vacío
utilizando un filtro de fibra de vidrio GF/F de
1.2 µm, al concluir el filtrado de las muestras
los filtros se colocaron dentro de tubos de
centrifugación previamente forrados en papel
aluminio, con el fin de evitar la degradación de
la clorofila a por la exposición directa a la luz,
se agregaron 5 ml de acetona, la cual se utiliza
como solvente para la clorofila a contenida en
los filtros.
Las muestras se refrigeraron a 27 ºC de un día
para otro. Después de 15 horas
aproximadamente, los filtros se maceraron
dentro de los tubos de centrífuga utilizando
un homogenizador de vidrio, se les agregó 5
ml más de acetona y se llevaron a
58
centrifugación por 15 minutos.
El
sobrenadante que se obtiene de la
centrifugación se llevó al espectrofotómetro y
se leyó su absorbancia a longitudes de onda de
750, 664, 667 y 630 nm.
Los datos se registraron en una hoja
electrónica y se realizaron los cálculos para
encontrar la cantidad de clorofila a en mg/m3
aplicando las ecuaciones tricromáticas de
Jeffrey y Humphrey (Standard methods,
1995)
Resultados
Nubosidad
Las observaciones hechas de la nubosidad
tuvieron gran variabilidad a lo largo del
muestreo. Se diferencian tres épocas durante
el año de muestreo (Fig.2), dos que
correspondieron a la época de lluvias agosto a
diciembre. A partir de diciembre hasta abril de
2004 los valores de nubosidad disminuyeron
reportando en su mayoría cielos despejados,
con un evento especial el 7 de enero con un
valor de 6 octas, para ese mismo año a partir de
mayo cuando entraron de nuevo las lluvias los
valores de nubosidad aumentaron. En general
para todo el año de estudio hubo un promedio
de 5 octas.
Figura 2. Valores de nubosidad (en octas) por
estación durante el año de muestreo
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Intensidad Viento
Los vientos tomaron fuerza de acuerdo a las
diferentes épocas climáticas (Fig. 3), en el mes
de agosto del 2003 hubo un valor máximo que
alcanzó 10.8 nudos, a partir de este mes los
vientos disminuyeron notablemente hasta
reportar días de total calma en el mes de
septiembre. Ocurrió un aumento inusual
hacia finales de noviembre debido a la
formación de la tormenta tropical “Odette” al
norte de las costas colombianas. La intensidad
del viento aumentó desde principios del mes
de enero de 2004 con una velocidad de 10
nudos, nuevamente en los meses de lluvia
entre abril y julio los vientos presentaron
valores relativamente bancos y es en julio y
agosto a la llegada del veranillo incrementó
nuevamente. El promedio de esta medida fue
de 5 nudos.
mayor y las lluvias disminuyeron. El
promedio anual fue de 28.65 ºC
Figura 4. Temperatura superficial del mar por
estación durante el año de muestreo
Salinidad
La salinidad presento un comportamiento
inverso al de la temperatura, la figura 5
muestra como disminuyó gradualmente hasta
el primero de octubre de 2003 con una
concentración de 30.87 a partir de esa fecha
aumentó hasta alcanzar un valor máximo de
36.10 en enero de 2004. Para este año los
valores se mantuvieron relativamente estables
hasta los meses de mayo y junio cuando la
época de transición volvió a tomar fuerza y los
valores disminuyeron. La salinidad media fue
de 34.6.
Figura 3. Valores de Intensidad del viento por
estación durante el año de muestreo
Temperatura superficial del mar
La temperatura superficial del mar fue alta en
el mes de octubre de 2003 (30 ºC) se mantuvo
alta hasta finales del mes de noviembre y
alcanzó temperaturas de 26.6 ºC en el mes de
marzo de 2004. Para los siguientes meses la
temperatura aumentó obteniendo en
septiembre el valor más alto en ese año con
una temperatura de 29.32 ºC (Fig. 4). En el
transcurso del año la temperatura varió
también de acuerdo a las diferentes épocas
climáticas, las mínimas temperaturas se
presentaron a principios del mes de enero
cuando la influencia de los vientos se hizo
Figura 5. Valores de Salinidad por estación durante
el año de muestreo
Transparencia
La transparencia del mar mostró tres procesos
importantes (Fig. 6), La mayor transparencia
observada fue de 23 m en el mes de julio de
2003, también se observaron dos eventos
59
especiales el 10 de diciembre y el 3 de marzo
con transparencias de 2 y 3 metros
respectivamente. Un tercer proceso que se
presentó a partir de abril de 2004 cuando los
valores oscilaron en el rango de 20 y 8 m, en
razón a la presencia de aguas muy turbias que
llegaron al área de estudio durante ese
muestreo.
mas o menos cíclico y se observaron siete
eventos puntuales que mostraron altas
concentraciones en los meses de agosto,
octubre y diciembre de 2003 y en marzo,
mayo, julio y septiembre de 2004. El máximo
valor se observó el 10 de diciembre de 2003
con una concentración de 1.20 mg/m3. El
rango de variación de la concentración de
3
clorofila a estuvo entre los 1.20 mg/m y 0.06
3
mg/m con una concentración promedio de
0.39 mg/m3 (Fig. 8).
Figura 6. Transparencia por estación durante el año
de muestreo
Turbidez
Como era de esperarse en esta agua la turbidez
mostró un comportamiento inverso a la
transparencia, (Fig. 7). Se observaron dos
picos altos los días 10 de diciembre y 03 de
marzo presentándose en este último el valor
más alto con una concentración de 4.22 NTU.
Durante el muestreo los valores de turbidez se
mantuvieron entre 2 y 0.2 NTU, con un valor
promedio de 0.81 NTU.
Figura 7. Turbidez por estación durante el año de
muestreo
Clorofila a
La clorofila a presentó un comportamiento
60
Figura 8. Variabilidad de la Clorofila a por estación
durante el año de muestreo
Discusión
Las observaciones de temperatura, salinidad,
nubosidad y vientos analizados
correspondieron al esperado para las
diferentes épocas climáticas. La temperatura
superficial del mar fue más baja, acompañada
de alta salinidad, pocas nubes y vientos fuertes
durante la temporada de vientos, la salinidad
bajó cuando aumentó la temperatura
superficial del mar, aumentó la nubosidad y
disminuyó durante la época de lluvias y en la
de transición. La anomalía en respuesta al
veranillo fue detectada en julio de 2003 y
agosto de 2004 (Andrade y Barton, 2000).
En general los niveles de clorofila a en los
Bancos fueron característicos de áreas marinas
con fuertes influencias de aguas oceánicas que
son oligotróficas donde el fitoplancton es
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
escaso aunque variado (Márquez 1996). Los
Bancos presentaron en promedio durante el
año observando valores menores a 0.5 mg/m3,
concentraciones muy bajas si las comparamos
con otros estudios realizados en el Caribe (e.g.
Arias 1984, Philips, E. y Badylak 1996,
Tigreros 2002), donde los valores fueron
3
superiores a 1.5 mg/m . Estos estudios fueron
realizados en áreas costeras donde el aporte de
aguas continentales ricas en nutrientes es
constante. Se puede decir por lo tanto que los
Bancos presentan gran influencia de aguas
oceánicas apoyados en los bajos promedios
registrados de clorofila a, los altos valores de
transparencia y bajas temperaturas del agua en
la zona durante la mayor parte del año.
También resulta razonable que la producción
de la clorofila a en el área de estudio presentara
una relación directa con la turbidez e inversa
con la transparencia. Esto se debe a la llegada
de aguas superficiales continentales cargadas
de nutrientes que favorecieron el crecimiento
del fitoplancton. Estas plumas tuvieron
diferente origen dependiendo de la temporada
del año. En temporada de lluvias los aportes
del Canal del Dique se vuelven muy
importantes en la zona debido a la ausencia de
vientos y el aumento en el caudal por las
lluvias (Urbano et al, 1992), fenómeno que se
ve reflejado en la llegada de la pluma del Dique
hasta la zona de los Bancos. Este
comportamiento se corroboró con
observaciones hechas en campo, además de la
influencia que puede causar una pluma que
proviene de del Sur que transporta la Contra Corriente del Darien y que toma fuerza
cuando la influencia de los vientos se hace
menor. Esta pluma turbia en ocasiones parece
llegar desde la boca del río Sinú. Durante la
temporada de vientos el predominio de la
circulación es hacia el sur con parches de aguas
turbias provenientes del río Magdalena, desde
Bocas de Ceniza.
Durante la temporada de vientos, a lo largo de
diferentes puntos del Caribe como la Guajira
colombiana y algunos puntos en Venezuela
ocurren zonas de surgencia (e.g. Corredor,
1979 Fajardo, 1979 Andrade y Barton, 2004).
Este proceso puede llegar a extenderse a lo
largo de la costa del Caribe, tan al Oeste como
hasta los Bancos de Salmedina. Las aguas de
surgencia son fácilmente detectables por la
disminución de la temperatura superficial del
mar acompañadas de altas salinidades
superficiales en presencia de fuertes vientos
paralelos a la costa; comportamiento que se
observó en los datos registrados en este
estudio en los Bancos de Salmedina, en enero
de 2004 sugiriendo que existe un desarrollo de
surgencia determinados por esas
características en los meses de mayor
influencia de vientos, que en este caso se
presentaron desde enero extendiéndose a los
primeros días del mes de abril y que explican el
aumento en las concentraciones de clorofila a
durante éstas fechas (Fig. 9).
Figura 9. Temperatura superficial del el 04 de marzo
de 2004 vista desde el satélite MODIS (SST) tomado
de http://modis.marine.usf.edu. El color azul muestra
aguas más frías y los colores verdes y amarillos más
cálidas. La imagen muestra la presencia de aguas más
frías cerca de la costa llegando hasta los Bancos de
Salmedina.
61
Conclusiones
Así también las medidas de clorofila a tuvieron
un comportamiento repetitivo a lo largo del
año donde se observaron altas y bajas
concentraciones oscilando con un espacio
temporal de casi dos meses. Las
concentraciones elevadas acompañaron los
fenómenos descritos para la época seca y la de
lluvias. Este comportamiento se repitió en las
medidas de turbidez de forma directa y en la
transparencia en forma inversa (Fig. 10).
Las observaciones oceanográficas efectuadas
en los Bancos de Salmedina mostraron que las
variaciones en la concentración de clorofila a
superficial en la zona tienen relación directa al
aporte de aguas continentales que llegan a los
Bancos en forma de parches y plumas turbias.
Los pulsos tienen un promedio general de 57
días, oscilación de baja frecuencia de la forma
descrita por Madden y Julian, (1971) en la
presión atmosférica, y sugiere que para los
Bancos de Salmedina existe una oscilación
similar en los parámetros oceanográficos
superficiales, como fueron encontrados en
Santa Marta (Rivera y Molares, 2003). Esta
oscilación es la señal mas fuerte de baja
frecuencia encontrada en la atmósfera tropical
y es una explicación a los eventos de
variabilidad interestacional que muestran
oscilaciones periódicas similares al
comportamiento presentado por la clorofila a
en este estudio.
Ahora bien el origen de los parches de agua
turbia que producen las variaciones en la
concentración de clorofila a durante la
temporada seca es diferente al origen de las
producidas en la temporada de lluvias.
El comportamiento general de la temperatura,
salinidad nubosidad e intensidad del viento
mostraron una marcada estacionalidad
tropical; además la temperatura superficial,
acompañadas de altas salinidades y la presencia
de fuertes vientos evidenciaron que existió un
proceso de surgencia.
Las medidas de clorofila a, turbidez y
transparencia presentaron una oscilación casi
periódica alrededor de 57 días. Esta oscilación
es semejante a la evidenciada por Maden y
Julian (1971) en la atmósfera, lo que sugiere
un efecto acoplado Océano Atmósfera muy
dominante en el agua superficial en los
Bancos.
Reconocimientos
Figura 10. Comportamiento de carácter cíclico para
las variables de clorofila a, Turbidez y Transparencia
durante el año de muestreo. Las columnas
sombreadas indican los sitios donde se observaron los
“pulsos”,
62
Los autores agradecen al personal del Centro
de Investigaciones Oceanográficas e
Hidrográficas (CIOH), Señalización
Marítima, Estación de Guardacostas de
Cartagena. Al señor José Ladeut por su diestra
mano en el timón al bote. A Efraín Rodríguez
Rubio y al Capitán de Corbeta Germán
Leonardo Acevedo por sus comentarios en el
desarrollo de este artículo. Este estudio hace
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
parte del proyecto “Estudio Oceanográfico
Integral de los Bancos de Salmedina, Caribe
Colombiano” financiado por el Instituto
Colombiano para el Desarrollo de la Ciencia y
la Tecnología “Francisco José de Caldas”
COLCIENCIAS, la Escuela Naval de
Cadetes “Almirante Padilla” y la Universidad
Nacional de Medellín
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proximidades de la península colombiana de la
63
Nota sobre algunos rasgos
geomorfológicos de los Bancos
de Salmedina
Resumen
*Constanza Ricaurte
[email protected]
*Juan Gabriel Domínguez
[email protected]
*Gisela Mayo
[email protected]
*Carlos Alberto Andrade
[email protected].
Se describen rasgos geomorfológicos de los Bancos de
Salmedina mediante el análisis de la batimetría, videotransectos
georeferenciados e imágenes de ecosonda multihaz en modo de
2
sonar lateral. La zona estudiada tiene un área total de 10.5 km de
2
los cuales 4 km correspondieron a las zonas propiamente
2
arrecifales y 0.45 km a lodos finos y lodolitos de origen
diapírico. Los Bancos están compuestos por 5 elevaciones que
*
corresponden a: Salmedina, Burbujas, Ygio, Kubina y Ukura .
La geomorfología de estas formaciones se encuentra
determinada por la influencia del oleaje predominante del
noroeste, la actividad diapírica, muy reciente en el Banco
Burbujas, representada en la aparente presencia de cráteres,
grietas profundas y emanaciones de gas.
**Hernán Mauricio Ospina
Palabras claves: Bancos de Saldemina, Mar Caribe
**Alfredo de Jesús Gutiérrez
Abstract
*GIO-ENAP
**CIOH
CIOH
Geomorphologic characteristics of Salmedina Banks, are
described through analysis of the batimetry, georeferencied
videotransects and multibeam sonar images. The studied area
has a total area of 10.5 km2 of which 4 km2 corresponded to zones
of coral reef and 0.45 km2 to fine muds and mudstones of
diapiric origin. The Banks are composed of 5 elevations that
correspond to: Salmedina, Burbujas, Ygio, Kubina y Ukura.
The geomorphology of these formations is determined by the
influence of the predominant swell from the north-west, the
diapiric activity, very recent in Burbujas Bank, as represented in
the apparent presence of craters, deep cracks and gas
emanations.
www.cioh.org.co
Key words: Saldemina banks, Caribbean Sea.
*
Se proponen estos nombres de la lengua U'wa con el siguiente significado:
Ukura: cadena montañosa, Kubina: cima de montaña, Ygio: guardián.
64
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Introducción
Los Bancos de Salmedina se encuentran en un
sector de gran importancia para la navegación
al estar ubicados en medio de las rutas de
acceso a la ciudad de Cartagena de Indias, uno
de los principales puertos turísticos,
comerciales y militares del Caribe
colombiano. Su importancia se evidencia al
encontrarse referenciados en todas las cartas
de navegación de la zona desde tiempos
coloniales. La expedición Fidalgo en su carta
de 1817 los registra como un accidente costero
sin dar mayores detalles sobre la batimetría, las
cartas HO-24504 de 1995, COL261 de 1991
1997 y COL615 del 2000 (Fig.1) muestran
como se ha ido adquiriendo mayor detalle al
respecto. Sin embargo hasta ahora se realiza
un esfuerzo para desarrollar un estudio
completo de la morfología de este importante
accidente costero.
Figura 1. Fragmentos de las cartas náuticas que
referencian los Bancos de Salmedina: Expedición
Fidalgo en 1817 (a), la carta HO-24504 de 1995 (b),
COL261 de 1991 1997 (c) y COL615 del 2000 (d).
La Plataforma colombiana se extiende por más
de 900 km, bordeando la costa Caribe
colombiana (Tabares et al, 1996) haciendo
parte de la placa Caribe, la cual está limitada
por las placas de Norteamérica, Suramérica,
Nazca y Cocos conformando un sistema
tectónico complejo (Burel, 1982 en Vernette
et al, 1983) caracterizado por la presencia de
islas y bajos arrecifales establecidos desde la
costa hasta el borde de la plataforma entre los
que se encuentran el Archipiélago Islas del
Rosario, San Bernardo, Bancos Salmedina,
entre otros (Tabares et al, 1996).
Los Bancos de Salmedina se encuentran
localizados en la zona central de la plataforma
continental del Caribe colombiano que va
entre Punta Canoas y el Archipiélago de San
Bernardo, esta zona ha sido definida por
muchos autores (Geister, 1983; Vernette et al,
1983; Vernette, 1985) como una zona
altamente compleja, en la cual el diapirismo de
lodo, entre otros factores, ha jugado un papel
importante en la modelación del relieve
submarino. Los diapiros de lodo son producto
de una interacción compleja entre la
sedimentación y la tectónica compresional y
su distribución está asociada con el
fallamiento regional, esto se demuestra por la
presencia de un cordón arrecifal holocénico
(edades aproximadas entre 5.000 y 10.000 años
BP) que comienza en los Bancos de Salmedina
y se extiende en dirección SSW hasta Isla
Fuerte por unos 200 km (Geister, 1983; Díaz
et al., 1996).
Se encuentran localizados entre los 10º 21' 15''
y 10º 23´10'' de latitud Norte y los 75º 38' 05'' y
75º 41´ 45'' de longitud Oeste,
aproximadamente 7 km al Oeste de la punta
norte de la Isla de Tierra Bomba en Cartagena
(Fig. 2).
65
otros programas y las revisiones de datos en
bloque necesarias.
Fuente: Carta náutica COL 261 (CIOH), 2000.
Figura 2. El área de estudio en el círculo muestra su
posición respecto de la Bahía de Cartagena.
Materiales y métodos
Levantamiento batimétrico
El levantamiento batimétrico fue demarcado
con base en los levantamientos de años
anteriores y en la carta COL 261, así como en
el derrotero digital Costa Norte y área insular
del Caribe colombiano. Se tuvieron en cuenta
ayudas a la navegación, zonas de peligro,
puntos geodésicos de referencia, así como
también las diferentes autoridades que ejercen
control del área.
Los datos de profundidad se procesaron de
acuerdo a las normas internacionales vigentes
de la Organización Hidrográfica Internacional
(OHI). Los sistemas de posicionamiento y
sondeo se enlazaron mediante el uso de un
computador portátil y el programa
hidrográfico HYPACK (Hydrographic
Package), el cual permitió seguir líneas para el
cubrimiento, la recolección, edición y
procesamiento de los datos, efectuar
correcciones por variaciones de marea, calado
del transductor, importación y exportación de
datos en formatos de intercambio con los
66
Se efectuaron líneas de corrida
perpendiculares a las prolongaciones del
Banco y de verificación perpendiculares a las
líneas de corrida. La separación de líneas se
hizo de acuerdo a las escalas programadas para
el levantamiento, a escala 1:5000 para aguas
someras fue de 50 metros equivalentes a 1 cm
en el plano; y 500 metros de separación entre
líneas perpendiculares de verificación
equivalente a 10 cm en el plano. La precisión
del punto de conduje fue de +/- 1 metro, de
acuerdo con la publicación S-44 de la OHI. El
error en la medición de las profundidades no
excedió 0.3 metros, de 0 a 30 metros, 1 metro
de profundidad de 30 a 100 metros y del 1% a
las profundidades mayores de 100 metros.
Para el presente trabajo se utilizaron 2
plataformas. La parte Este del área de estudio
fue levantada en la lancha “Sondaleza” con
equipo de sondeo digital Echotrac DF 3200
con transducer de alta frecuencia de 200 Khz
para aguas someras y con sistema de
posicionamiento el DGPS Sercel NR103 con
estación NDS-200 instalada en el punto No.
001 CIOH (Estación Meteorológica). El
Banco Burbujas fue levantado por el buque
oceanográfico “ARC Quindío” con una
Ecosonda Multihaz FANSWEEP-20-200
frecuencia 200 Khz, con ángulos de barrido
hasta de 152º (12 veces la profundidad
vertical), 1440 haces por barrido en ángulos de
1.3º todo esto integrado en un sistema de
navegación HYPACK MAX.
Las ecosondas se calibraron al inicio y al
término de la jornada (período diurno o
nocturno que no tuvo interrupciones por más
de 2 horas o en el que las condiciones
climáticas de trabajo no cambiaron
bruscamente). El calado de la embarcación se
introdujo una vez terminado el día de trabajo,
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
directamente en el programa y no en la
ecosonda. Las hojas de bote se actualizaron en
el terreno y se verificaron en éstas el avance del
trabajo diariamente. Para verificar los datos
que se recolectaron se comparó las
profundidades en los cruces de líneas de
sondaje y verificación. Para la corrección de
mareas se utilizaron los datos de las tablas de
marea pronosticadas, publicada por el IDEAM
para la fecha en el área de Cartagena.
Utilizando la ecosonda multihaz del Buque
Oceanográfico “ARC Quindío” descrita
anteriormente, se realizaron veintitrés perfiles
en modo de sonar lateral sobre el Banco
Burbujas. Con ayuda del programa HYPACK
MAX se construyó un mosaico de las
imágenes georeferenciadas de los perfiles, con
el fin de analizar las respuestas acústicas de los
diferentes sustratos (corales, arenas o lodos)
sobre el relieve subacuático de esta zona que
en modo de imagen permitieron caracterizar
formas y sustratos en el mismo.
Videotransectos georeferenciados
Para identificar las diferentes geoformas en los
Bancos, se realizaron videotransectos
subacuáticos a favor de la corriente usando
equipos de buceo autónomos, con ayuda de
una videocámara digital marca Panasonic
3CCD modelo PV-GS70 sumergida mediante
el uso de un “Housing” EQUINOX
PROPAC 6-GS70. Las filmaciones se
realizaron manteniendo una distancia
aproximada de 2 metros del fondo. Cada
transecto se georeferenció en superficie
utilizando un GPS Garmin GPSMAP76,
unido a un boyarín que se mantuvo vertical
sobre la cámara. La toma de datos de posición
se realizó cada 1-2 minutos (Fig. 3). La hora
del GPS y de la videocámara fue sincronizada
al inicio del transecto con el fin de poder
relacionar las imágenes captadas por la cámara
con el punto geográfico.
Figura 3. Diagrama de la metodología empleada en
los video-transectos
Las filmaciones se examinaron extrayendo
una imagen cada 30 segundos hasta obtener
toda la secuencia a lo largo del video transecto
y con sus posiciones se cartografiaron con
ayuda del programa MAPINFO Professional
7.0.
Resultados
Levantamiento hidrográfico
El levantamiento hidrográfico realizado a los
Bancos de Salmedina durante el presente
proyecto permitió definir con detalle la
geomorfología de cada uno de los bancos que
conforman el complejo. Se encontró que
existen elevaciones en forma de cráteres tanto
en el Banco Salmedina como Burbujas (Fig. 4)
y cambios abruptos de profundidad en los
canales que separan las diferentes elevaciones
que conforman los Bancos.
Figura 4. Mapa batimétrico de los Bancos de
Salmedina escala 1:12500
67
Geomorfología
Banco Salmedina
Los Bancos de Salmedina tienen un área total
2
2
de 10.5 km , de los cuales 4.45 km
corresponden a las plataformas más altas.
Anteriormente se definían como 3
formaciones: Salmedina, Burbujas y un bajo
pequeño al norte (Ygio) (eg. Vernette, 1985 y
Díaz et al, 2000) en el presente estudio se
encontró que son cinco elevaciones (Fig. 5),
las 3 ya descritas y 2 más al sur del Banco
Salmedina (Kubina y Ukura) separadas de este
por un canal que alcanza hasta 39 m de
profundidad y a su vez separadas entre sí por
un canal de hasta 17 m de profundidad, los
canales entre los Bancos alcanzan
profundidades entre los 60 y 80 m haciéndose
más profundos hacia el sector occidental
conforme se alejan de la línea de costa. La
menor profundidad es de 3.7 m sobre el Banco
Salmedina. Los Bancos Kubina y Ukura son
un poco más profundos con 5.7 m en su zona
más somera, tanto el Banco Ygio como
Burbujas tienen profundidades mínimas de
9.6 m, con una irregularidad en este último
que presenta una elevación conspicua que
llega a los 7.2 m.
El Banco Salmedina es el promontorio de
mayor tamaño entre los cinco que conforman
el complejo llamado Bancos de Salmedina.
También es el Banco más somero. En su
superficie se encuentran ubicadas dos
estructuras de origen antropogénico que
emergen a la superficie, uno es el faro de
señalización que se encuentra en su zona
meridional y que alcanza unos 20 m de altura
sobre el nivel del mar y el otro es el barco
hundido que tuvo el faro anterior que se
encuentra ubicado en la zona Noreste cerca al
cantil (Fig. 6) y emerge unos pocos
centímetros en marea baja. La morfología del
fondo muestra que el Bajo tiene una forma
más o menos rectangular con su flanco más
largo hacia el norte y con un alargamiento
hacia su sector noreste a manera de una gran
cabeza que rompe con la tendencia
rectangular del resto del banco.
Figura 6.
Salmedina
Figura 5.
Modelo digital de los Bancos de
Salmedina, mostrando las 5 formaciones que lo
conforman (Salmedina, Burbujas, Ygio, Kubina y
Ukura)
68
Estructuras emergidas en el Banco
La base del Banco Salmedina tiene un
perímetro de aproximadamente 6,5 km con
2
un área de 2,2 km , que se eleva abruptamente
desde unos 50 hasta unos 8 m de profundidad
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
donde se inicia un extensa meseta, esta tiene
2
un área de 1,5 km es relativamente plana y
regular alcanzando profundidades entre los 8 y
los 4 m, en algunas zonas el sustrato calcáreo se
eleva aproximadamente 2 m por encima del
fondo formando terrazas a manera de
espolones surcados por canales de arena casi
siempre con orientación norte-sur. La
formación más importante de este tipo está
conformada por un cinturón continuo de 1
km a lo largo del borde norte de la meseta. El
cantil norte es semi-vertical formando una
pared que cae hasta unos 35 m de profundidad
(Fig. 7), considerablemente más inclinada que
la pendiente del cantil sur del Banco que es
más escalonada y cae unos 25 m.
a
b
Figura 8. Apariencia del fondo (a) y de la pared del
cráter (b) de la meseta superior del Banco Salmedina
Figura 7. La pared norte del Banco de Salmedina
La meseta superior presenta en su parte
Nororiental dos depresiones muy notorias y
puntuales con forma circular, la primera de
unos 4 m de profundidad y unos 150 m de
diámetro en su parte más ancha, las paredes
muestran una fuerte pendiente y están
colonizadas por sustrato coralino. La segunda
es más importante alcanzando 20 m de
profundidad. El fondo está cubierto por lodo
fino y grandes cantidades de octocorales
muertos y acumulados hacia el medio del
“cráter” (Fig. 8 a y b).
La zona Sur del Banco Salmedina es bastante
diferente. Hacia la zona central el sustrato es
de arena y escombros sobre la matriz calcárea,
el cantil presenta una pendiente menor a la del
cantil norte y se extiende hasta unos 30 m de
profundidad. En el sector sureste del Banco el
cantil tiene una característica especial que no
se presenta en ninguna otra parte, el sustrato
aquí esta conformado por rocas de diversos
tamaños, dando la apariencia de un
“derrumbe” de grandes proporciones.
Bancos del Sur
Al Sur del Banco Salmedina separados por un
profundo cañón que se extiende por 1,8 km de
69
longitud en dirección oeste-este con
profundidades entre los 12 m en su sector más
somero en el centro y que se profundiza hacia
los costados alcanzando profundidades de 38
m, se encuentran los Bancos del sur, son dos
elevaciones Banco Ukura y Kubina alineadas
en dirección Este-Oeste separadas entre sí por
un canal de 17 m de profundidad. El cantil
norte de estos Bancos conforma la pared sur
del cañón que los separa del Banco Salmedina;
una pared semi-vertical que cae hasta 38 m de
profundidad en algunos sectores. El cantil sur
de estos Bancos tiene una pendiente muy
pronunciada aunque menor que la pendiente
del cantil norte y alcanza profundidades
similares cercanas a los 40 m de profundidad
(Fig. 9).
Figura 9. Pared sur del canal que separa los Bancos
del Sur del Banco Salmedina.
2
El Banco Ukura ocupa un área de 0,33 km ,
tiene forma irregular alargado en dirección
Este-Oeste, es ancho en su sector Este
reduciéndose en su parte media hasta formar
un corredor de 130 m y se vuelve a ensanchar
en su sector oeste formando una delgada
meseta superior en forma de “ocho”, que varía
entre los 6 y los 8 m de profundidad. Este
banco es el más cercano al Banco Salmedina,
separado del mismo por la zona más delgada
(90 m) y menos profunda (12 m) del canal.
70
El Banco Kubina es más pequeño que el
2
anterior con un área total de 0,115 km en su
base, este Banco tiene una forma irregular y
alargada en dirección Sureste-Noroeste, su
parte superior es una meseta muy delgada que
alcanza los 6 m de profundidad siendo su parte
más somera, se encuentra a 200 m del Banco
Salmedina, separado del mismo por la parte
más ancha y profunda del canal. El cantil
Norte cae hasta 38 m de profundidad
formando una pared semi-vertical continua,
mientras el cantil sur es interrumpido por un
escalón a los 20 m de profundidad y luego
continúa hasta alcanzar unos 40 m.
Banco Ygio
Este Banco se encuentra a 0,58 km hacia el
este del Banco Salmedina, es el Banco más
pequeño de los que conforman los Bancos de
Salmedina con un área de 0,106 km2 y un
perímetro de 1 km en su base. Este domo de
forma aproximadamente circular se eleva de
una manera abrupta desde una profundidad de
51 m hasta una profundidad de 9 m, es un
promontorio delgado que termina en una
meseta superior con un área de 0,072 km2, la
meseta presenta una ligera inclinación en
dirección sur-este, mostrando las menores
profundidades hacia el sector noreste (9 m) y
se va profundizando hacia el sector suroeste
hasta una profundidad de 18 m en el borde del
cantil. Este cantil tiene una pendiente muy
inclinada totalmente vertical en algunos
sectores principalmente en la parte norte del
Banco (Fig. 10), donde se observan fallas
importantes que forman grietas anchas y
profundas. La meseta está dominada por
formaciones calcáreas que constituyen
terrazas interrumpidas por profundos y
delgados surcos de arena orientados en
dirección Norte-Sur.
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Figura 10. Pared norte del Banco Ygio
por valles de arena, mientras el sector Sur del
Banco es muy diferente. El sector de terrazas
de la parte norte termina abruptamente en una
pendiente empinada de unos 4 m donde se
origina un valle que abarca todo el sector Sur y
Suroeste de la meseta, tiene una profundidad
de 13 m en su parte más somera (al Norte) y
llega hasta los 19 m en el borde del cantil Sur.
El sustrato en los límites Norte y Este del valle
es una mezcla entre arena, escombros de coral,
lodos finos y lodolitos, hacia el centro del valle
el porcentaje de arena y escombros disminuye
hasta que el sustrato en el centro del valle (sur
del Banco) está conformado únicamente por
lodo fino de color gris (Fig. 11).
Banco Burbujas
El Banco Burbujas ubicado a 1,45 km al oeste
del Banco Salmedina, es la formación que le
sigue en tamaño a éste último, con un
perímetro en su base de 5,27 km y un área de
2
1,7 km aproximadamente. Este banco
muestra una forma rectangular con uno de sus
lados más extensos orientado hacia el
Noroeste, siguiendo la morfología típica de
los otros bancos. También presenta un cantil
norte muy empinado que se eleva desde una
profundidad de 55 a 60 m hasta unos 9 m en la
parte más somera del Banco. El cantil sur tiene
una pendiente menos abrupta y se eleva desde
una profundidad de 40 a 50 m hasta una
profundidad de 17 m.
El Banco forma una meseta irregular e
inclinada en dirección Norte-Sur con
menores profundidades en el sector norte (9
m en promedio) y mayor profundidad en el
límite sur-este (19 m), la meseta superior
presenta un área de 1 km2 aproximadamente.
El sector Norte de la meseta se encuentra
dominado por grandes terrazas coralinas que
se elevan del fondo hasta 2 m, orientadas de
Norte a Sur a manera de espolones surcados
Figura 11. Valle de lodos finos.
En el sector central del valle de lodo fino se
eleva un pico de 8 m de altura que llega hasta
una profundidad de 7 m. Este pico tiene un
perímetro en su base de 1 km
aproximadamente (Fig. 12) y un área de 0,07
2
km , termina en una cima semicircular más o
menos plana cubierta totalmente por lodolitos
pequeños (menores a 10 cm de diámetro) y
rodeada por un anillo de formaciones rocosas
de más o menos 0,016 Km2, la región sur del
pico es un cantil empinado de rocas sueltas de
diferentes tamaños que se une con el cantil sur
del Banco y cae hasta 30 m de profundidad
mientras el cantil norte de sustrato calcáreos
cae unos 8 m hasta el valle.
71
Figura 12.
Burbujas
Falda rocosa del pico en el Banco
También se ha observado el desprendimiento
de burbujas de gas, desde el fondo en diversos
sectores de este Banco por lo cual es conocido
como Bajo Burbujas (Fig. 13), en el mes de
agosto de 2004 se registró la emanación de
burbujas en el sector Noreste del Banco
saliendo del sustrato calcáreo entre los corales
y desde la arena circundante, cerca de los
límites entre la zona de corales vivos y el valle
de arena y lodo. También se observó
desprendimiento de Burbujas en el sector
noroeste del Banco Salmedina en junio del
2003 en medio de un parche de coral.
Figura 13. Emisiones de gas en el Banco Burbujas
El 12 de julio del 2004 en el valle del Banco
Burbujas, se registró un fenómeno atribuido a
una posible erupción de lodo, cuando la
visibilidad se redujo prácticamente de 20 m a
menos de 1 m en una zona restringida a los tres
primeros metros desde el fondo del valle cerca
a las faldas del pico, debido a gran cantidad de
lodo fino en suspensión, al mismo tiempo se
escucharon sonidos secos como explosiones
bajo el agua que podrían provenir de un
fenómeno de diapirismo activo.
Análisis de las imágenes de Ecosonda
Multihaz
Un mosaico realizado a partir de las imágenes
georeferenciadas obtenidas con la ecosonda
multihaz (Fig. 14) proporcionó una idea
general del sustrato sobre el relieve submarino
del Banco Burbujas y además permitió
evidenciar las geoformas ya encontradas a
partir de los videotransectos. Acercamientos
sobre varias zonas (A, B y C) muestran detalles
sobre las geoformas encontradas sobre el
Banco.
Las “líneas” negras en las cintas corresponden
a la zona de sombra del haz lateral y el ancho de
estas zonas está determinado por la
profundidad de la columna de agua debajo del
buque. De esa manera las zonas más angostas
72
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
corresponden a áreas más someras y las zonas
más anchas a las más profundas. Las bandas
marrones presentan figuras correspondientes
a la reflexión de la onda acústica y a las
“sombras” producidas detrás de los objetos de
tal forma que la presentación continua es una
“foto acústica” del terreno. Al mismo tiempo,
la “textura” del suelo permite diferenciar los
arrecifes de coral (manchado) de las arenas
(punteado) y de los lodos (liso).
La zona B (Fig. 16) que corresponde al área
Noreste del Banco muestra un área de terrazas
coralinas intercaladas con ríos de arena en
dirección sureste.
Figura 16. Detalle de la zona B en el lado Noreste del
Banco Burbujas
Figura 14. Mosaico realizado a partir de imágenes
georeferenciadas obtenidas con ecosonda multihaz,
los círculos blancos muestran las áreas que se
describen en detalle.
La zona C (Fig. 17) que corresponde al área
Sureste del Banco muestra en las terrazas de
coral y ríos de lodo, una elevación en forma de
cráter circundada por un valle de lodo de gran
extensión.
Un acercamiento sobre la zona A (Fig. 15)
muestra varias características de la zona
noroeste del Banco. Un talud de pendiente
pronunciada, evidenciado por la sombra que
se proyecta en la imagen, una zona de rocas en
forma de escalones sobre la parte profunda
donde termina el Banco y áreas de parches
coralinos.
Figura 17. Detalle de la zona C en el lado Sureste del
Banco Burbujas
Discusión
Figura 15. Detalle de la zona A en el lado Noroeste
del Banco Burbujas
Los datos obtenidos permitieron un análisis de
los elementos físicos que han modelado las
geoformas en los Bancos de Salmedina;
73
principalmente en términos de la tectónica, el
vulcanismo de lodo y el oleaje.
El fenómeno de diapirismo fue ampliamente
observado en la conformación de la
geomorfología actual de los Bancos de
Salmedina, en el sector oeste se evidencia un
diapirismo más reciente. Vernette (1985)
describe actividad diapírica en zonas en las que
se observa emisiones de gas, como las
encontradas sobre el Banco Burbujas y el oeste
del Banco Salmedina durante el desarrollo de
este estudio.
El Banco Burbujas presenta dos zonas bien
definidas por su morfología y cobertura, la
primera caracterizada por elevadas terrazas
calcáreas y la segunda conformada por un valle
cubierto por lodos finos que ocupan el 48%
del área total de la meseta. Esta distribución se
encuentra íntimamente relacionada con la
actividad diapírica presente en el Banco. El
valle se caracteriza por un sustrato cubierto
por una capa de lodos finos y la ausencia casi
total de organismos vivos en su cobertura. La
ausencia de vida posiblemente es debida al
continuo aporte de lodos proveniente de
actividad diapírica en esta zona, que impiden
el asentamiento de cualquier tipo de
organismo. Esta teoría es respaldada con las
observaciones de gran cantidad de lodos en
suspensión, en mar muy calmo, cayendo sobre
el valle acompañados del sonido de fuertes
explosiones.
El proceso de creación de fallas por
desplazamiento del material diapírico al
formarse un domo descrito por Vernette en
1985 (Fig.18), podría dar una explicación al
valle que hoy ocupa casi la mitad del área total
de Burbujas y que se encuentra contiguo a la
prominencia que se eleva en medio de dicho
valle. Esta prominencia presenta
características que podrían sugerir que se trata
de un domo diapírico.
74
Figura 18. Esquema mostrando el proceso de
creación de fallas por desplazamiento de material al
formarse un domo diapírico (Tomado de Vernette,
1985)
La zona Norte de la meseta en Burbujas es
muy similar en morfología a la zona norte de
las demás elevaciones que conforman los
Bancos de Salmedina, caracterizada por
terrazas calcáreas atravesadas por surcos de
arena, en general los surcos aparentemente
están orientados en la dirección del oleaje
predominante que en la zona tiene dirección
Nor-Noreste.
La influencia del oleaje tiene un papel
relevante sobre la geomorfología de la zona, es
evidente que los Bancos Salmedina y Burbujas
presentan un frente paralelo al tren de oleaje
de fondo predominante. Esta característica
mutua sugiere que los domos diapíricos
fueron “modelados” por el régimen de oleaje,
exponiendo su lado norte al embate continuo
de las fuertes olas lo que propicia una abrupta
pendiente en este frente y un área de menores
profundidades debido al crecimiento coralino.
El desgaste progresivo de la estructura por el
norte provoca la típica forma semi-rectangular
presente tanto en el Banco Salmedina como en
Burbujas que son los más expuestos al oleaje y
que sirven como protección a los demás
Bancos disminuyendo la energía del oleaje
que golpea más al sur y al este.
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
sector sur del Banco Salmedina originando el
canal que hoy separa estas elevaciones (Fig.
20).
Figura 19. Esquema de algunas geoformas del Banco
Burbujas a partir de la señal lateral de la ecosonda
multihaz (en modo de sonar de barrido lateral).
Las dos depresiones sobre el sector Noreste de
la meseta superior del Banco Salmedina,
tienen una forma circular muy regular y
paredes verticales que no responden a un
efecto directo del oleaje, lo que nos lleva a
pensar en que posiblemente son dos cráteres
que se originaron por actividad diapírica, hoy
en día funcionan como dos trampas de
sedimento donde se acumulan grandes
cantidades de corales muertos o arrancados y
sedimentos finos arrastrados por las fuertes
corrientes que predominan en el área.
El nivel de exactitud del levantamiento
batimétrico utilizado en este estudio permitió
identificar cinco Bancos y no tres como
aparece en otros levantamientos realizados en
la zona, debido al reconocimiento de un canal
que se extiende por 1,8 km en el flanco sur del
Banco Salmedina y que lo separa de dos
elevaciones independientes que llamamos los
Bancos del Sur (Ukura y Kubina),
anteriormente considerados parte del Banco
Salmedina.
La concordancia de geoformas y la pendiente
abrupta y semi-vertical de las paredes del canal
entre Banco Salmedina y los Bancos del Sur
sugieren que estos Bancos se desprendieron
del Banco principal por un movimiento
tectónico que causó un fracturamiento del
Figura 20. Esquema de la posición de los Bancos del
Sur (Ukura y Kubina) antes de la posible fracturación
y posición actual.
El origen de los Bancos del Sur es tema de
discusión y amerita nuevos estudios
sedimentológicos y de datación del sustrato en
la zona.
Reconocimientos
Los autores agradecen al personal del centro
de Investigaciones Oceanográficas e
Hidrográficas (CIOH), Señalización
Marítima, Estación de Guardacostas de
Cartagena, al señor José Ladeut por su diestra
mano en el timón del bote. A la geóloga Gladys
Bernal, en especial al Biólogo Jaime
Orejarena, al TN Juan Carlos Gómez y a la
tripulación del “ARC Quindío” por su valiosa
colaboración en el trabajo de campo. A Efraín
Rodríguez Rubio por sus comentarios en el
desarrollo de este artículo. Este estudio hace
parte del proyecto “Estudio Oceanográfico
Integral de los Bancos de Salmedina, Caribe
Colombiano” financiado por el Instituto
Colombiano para el Desarrollo de la Ciencia y
75
la Tecnología “Francisco José de Caldas”
COLCIENCIAS, la Escuela Naval de
Cadetes “Almirante Padilla”, el Centro de
Investigaciones Oceanográficas e
Hidrográficas
CIOH y la Universidad
Nacional de Medellín.
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Vernette, G., La Plate-forme Continentale Caraibe
de Colombie (du Débouche du Magdalena au
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Sedimentation, Thése de Doctorat Détat es
Sciences, A L´université de Bordeaux I, 1985.
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Patrones de la pluma turbia
del canal del Dique en la bahía
de Cartagena
Resumen
*Serguei Lonin
[email protected]
*Carlos Parra
[email protected]
**Carlos Andrade
[email protected]
***Yves-François Thomas
[email protected]
*CIOH
**GIO-ENAP
***CNRS, U. De París
Se describen los patrones de dispersión de la pluma turbia del
canal del Dique en la bahía de Cartagena mediante el análisis de
69 imágenes SPOT y los resultados de una simulación numérica
para determinar los principales mecanismos de formación de los
patrones de la pluma turbia en la bahía. Se detectaron seis
patrones principales de la dispersión de la pluma, mediante la
selección de casos homólogos. El modelo hidrodinámico
aplicado permitió imitar la pluma turbia e identificar las
condiciones hidro-meteorológicas para cada uno de los
patrones.
Palabras claves: Bahía de Cartagena, imágenes SPOT,
modelos numéricos, turbidez, canal del Dique.
Abstract
The dispersion patterns of the turbid plume of Canal del Dique
in Cartagena Bay are described through the analysis of 69 SPOT
images and the results of the numerical modeling designed to
detect the principal mechanisms for the formation of the turbid
plume patterns from the Dique channel at the Cartagena Bay.
Six different patterns of the plume were detected based on
homologous selection. The implemented hydrodynamic model
simulated the turbid plume and identified the hydrometeorological conditions for each pattern.
CIOH
Key words: Cartagena Bay, SPOT images, numerical models,
turbidity, Dique Channel.
www.cioh.org.co
Introducción
La hidrodinámica de la bahía de Cartagena de Indias ha sido
77
motivo de estudio desde hace más de dos
décadas, cuando se empezaron a establecer los
primeros institutos en la ciudad. De esa
manera, los primeros estudios hechos en el
CIOH para tal fin se encuentran por ejemplo
en el estudio integral de Pagliardini et al.
(1982).
Más adelante, con la ayuda de los sensores
remotos, se realizó el estudio de los
sedimentos en suspensión e hidrodinámica al
Sureste del delta del río Magdalena (Andrade y
Thomas, 1988) que observó la influencia de la
pluma turbia en la parte externa de Cartagena
y otro estudio sobre la turbidez, circulación y
erosión en la región de Cartagena (Andrade et
al, 1988); posteriormente se analizó la
dinámica de la pluma de turbidez del canal del
Dique en la bahía de Cartagena (Urbano et al,
1992).
Más recientemente una modelación
hidrodinámica fue realizada en la bahía
interna de Cartagena, cuerpo de agua semicerrado con una sola entrada entre la punta del
faro de Castillogrande y la isla de Manzanillo.
El propósito del estudio (Lonin y Giraldo,
1995) estuvo dirigido a la implementación
inicial del modelo MECCA en su versión
original (Hess, 1989), una verificación del
modelo basado en observaciones de boyas de
deriva y una inter-calibración del modelo con
otro, elaborado por Lonin (1994), cuya
versión posterior se llamó CODEGO (el
nombre indígena de la bahía de Cartagena).
Posteriormente se estudió la capacidad del
modelo CODEGO para reproducir la
dinámica en los canales y caños angostos, cuyo
ancho es inferior al paso espacial de la malla
regular del modelo. El modelo se destaca por
su aplicación a los cuerpos de agua con
presencia de canales, caños, islas y otras
irregularidades morfométricas de distintas
escalas, Lonin y Giraldo (1996a). Este estudio
78
fue efectuado dentro del sistema de los canales
del “Eje2” de Cartagena.
El desarrollo de los modelos continuó con los
estudios sobre la influencia de la
estratificación termohalina en la bahía interna
donde se encontró que la estratificación
térmica, formada por el intercambio de calor
con la atmósfera es de gran importancia para el
caso de la bahía de Cartagena, Lonin y Giraldo,
(1996b).
La primera versión del bloque de transporte
fue aplicado para el estudio de la trayectoria de
basuras flotantes en la bahía interna, (Lonin y
Giraldo, 1995). Más tarde, el modelo fue
implementado con un bloque de cálculo de la
transparencia del agua, basado en el transporte
de partículas suspendidas, generalmente
provenientes del canal del Dique. Se
compararon las situaciones correspondientes
a las épocas seca y húmeda del año (Lonin,
1997a). El modelo representó adecuadamente
las diferencias en la carga sólida, el caudal del
canal del Dique y el régimen de vientos.
A continuación, se desarrollo una versión
avanzada del bloque de transporte
específicamente para el transporte de manchas
de hidrocarburo (Lonin, 1999), la cual fue
aplicada en el modelo de derrame para la bahía,
con base en el modelo CODEGO (Lonin,
1997b). El modelo CODEGO también fue
aplicado en el estudio de impacto del canal del
Dique en las bahías de Cartagena y Barbacoas
(Tuchkovenko, et al, 2000, 2002) y
(Tuchkovenko y Lonin, 2003).
El trabajo actual utiliza toda la estructura
numérica anteriormente mencionada. Sin
embargo, para resolver detalladamente los
procesos hidrodinámicos en las cercanías a la
desembocadura del canal del Dique y simular
adecuadamente el transporte de la pluma
turbia, fue necesario adaptar el modelo en la
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
parte física consistente en: la utilización de una
malla más densa (60 m de resolución) para
toda la bahía, la aplicación de un modelo de
alto nivel de clausura de los momentos de
turbulencia (Mellor & Yamada, 1974) y el uso
del bloque de trazadores desarrollado (Lonin,
1999).
El presente estudio es una contribución
adicional a las anteriores, enfocándose en la
dinámica de la pluma del canal del Dique en la
bahía de Cartagena con el fin de establecer los
mecanismos que la gobiernan. En el siguiente
apartado se hace una descripción física de la
bahía; se describe la metodología aplicada,
basada en el uso de los sensores remotos y la
modelación numérica; los resultados
muestran los patrones de la pluma de turbidez
de la bahía y se presentan algunas conclusiones
importantes con base en la modelación.
Área de estudio
La bahía de Cartagena de Indias, Colombia,
ubicada geográficamente entre las
coordenadas 10º 16', 10º 26' N y 75º 30', 75º
35' W, tiene una extensión meridional de 16
Km y la zonal alcanza 9 Km. El área del espejo
2
de agua es de 82.6 Km , la profundidad
promedio es de 16 m y la máxima es alrededor
de 30 m.
La bahía está conectada con el Mar Caribe a
través de varios estrechos. En el norte, el paso
entre la isla de Tierrabomba y el Laguito,
Bocagrade, que tiene la Escollera con una
profundidad entre 0.6 y 2.1 m y con un ancho
de 2 km. En el sur hay tres estrechos: uno de
los cuales es Bocachica, el actual canal de
navegación, con profundidad de unos 30 m y
ancho de 500 m; otro es el canal de Varadero,
con una profundidad de 2 m y un ancho de 500
m; y un último es el conformado entre las islas
Draga y Abanico, con profundidad de 2 m y
ancho de 300 m. (Carta náutica Col268),
Figura 1.
En el sur de la bahía entra el canal del Dique
con las aguas dulces provenientes del río
Magdalena. El canal tiene un ancho
aproximado de 100 m, una profundidad
variable entre 2 y 3 m y un caudal entre 55 y
300 m3 s-1. El límite máximo fue estimado con
base en los cálculos hidráulicos y está
confirmado por las mediciones del Instituto
de Hidrología, Meteorología y Estudios
Ambientales IDEAM, como por ejemplo los
datos en Pasacaballos, del 20 de agosto de
2001.
Los sedimentos transportados por el canal son
de carácter terrígeno con un bajo contenido de
arenas. La mayoría de las partículas son limos,
con un tamaño de grano de unas micras, y
arcillas, que se encuentran en menor cantidad.
La concentración de los sólidos en suspensión
-1
puede superar 1,000 mg L en Pasacaballos. El
sedimento se transporta tanto por el arrastre
del fondo como en suspensión. La formación
de los flóculos tiene lugar en la
desembocadura del canal donde se encuentra
el frente entre las aguas dulces y salobres, con
salinidades alrededor de 10 (Krone, 1962). La
floculación favorece una intensa
sedimentación en la boca del canal.
La bahía de Cartagena se clasifica como un
estuario, por la presencia del canal del Dique.
La salinidad superficial es variable, entre 0 y
30, en distancias cortas (unos kilómetros),
entre la desembocadura del canal y las bocas de
la bahía. La estratificación salina es el principal
factor que influye en la dinámica de la bahía,
formada, por lo general, por el flujo de aguas
dulces del canal, los vientos y la marea.
79
de lluvias locales, en la mayor parte de la
cuenca del río Magdalena, están asociados con
un bajo caudal del canal del Dique, mientras
que los vientos débiles variables en la época
húmeda del año indirectamente están
acompañados de un caudal pronunciado del
canal.
Debido a las entradas limitadas (por el ancho
en el sur y la poca profundidad en el norte), las
aguas saladas del mar tienen un intercambio
débil dentro de la bahía. Sin embargo, la capa
inferior a la endulzada (por debajo de unos 2-4
m) está bien aislada de la mezcla con las aguas
salobres superficiales por una fuerte
estratificación.
Figura 1. Localización de la zona de estudio.
Composición en falso color obtenida a partir de
imagen SPOT del 29 de diciembre de 1992.
El régimen de los vientos en la bahía es
estacional. Durante la época seca del año, de
diciembre a abril, soplan los vientos Alisios del
Norte con una velocidad promedio de 8 m s-1 y
una dirección estable del Noreste. En
Cartagena los vientos Alisios tienen
intensidad variable, pero la dirección se
mantiene con pocas alteraciones. Durante la
época húmeda, entre agosto y noviembre, los
vientos son débiles variables con un promedio
en la velocidad menor a 3 m s-1 y las
direcciones predominantes del sector
Suroeste. Vendavales ocurren con frecuencia
durante este período del año; son de poca
duración (unas horas) y están relacionados
con la actividad convectiva en la atmósfera,
favorecida por el paso de las ondas del Este.
Los ciclones tropicales tienen una influencia
lejana, que se manifiesta en forma de vientos
fuertes y olas de mar de fondo que entran a la
bahía durante unos días al año.
En este sentido, es importante mencionar que
los vientos fuertes de la época seca y la ausencia
80
El modelo conceptual en lo concerniente a la
estratificación del agua de la bahía fue
elaborado con base en el análisis de
mediciones de campo. La estratificación salina
disminuye la difusión del flujo de impulso de
turbulencia, proveniente desde la superficie
por la acción de viento y el oleaje. En la época
húmeda, la capa de mezcla se forma durante
períodos cortos de tiempo cuando las olas
producidas por el viento en la bahía, son
suficientemente altas (correspondiente a un
-1
umbral de viento entre 6 y 7 m s ). Durante la
época seca, gracias a los fuertes vientos y bajo
caudal del canal del Dique, la capa de mezcla sí
se puede presentar en forma permanente y la
ventilación de la capa inferior de la bahía es
mayor.
Debido a la estratificación salina, los
sedimentos finos del canal se atrapan en la capa
superficial, donde la turbulencia es
relativamente alta, suficiente para mantener
las partículas en forma suspendida. La
absorción de la luz es mayor en la capa turbia
en la superficie, lo que aumenta la
estratificación de la densidad de agua y
fortalece la frontera entre las aguas
superficiales endulzadas y las profundas
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
oceánicas. La estratificación salina puede
alcanzar unos 10 a 15 ppm en los primeros 2 m
del agua; la temperatura también varia en esta
-1
capa drásticamente (0.2º m ); la turbidez en
esta capa es del orden de 10 a 20 NTU en
comparación con las concentraciones de 2 a 4
NTU en la capa inferior.
lo largo de Castillogrande), propagándose con
ángulos distintos en tales situaciones, lo que
hace difícil predecir su influencia en la
circulación superficial.
La dinámica del estuario, por lo tanto, se
puede describir de la siguiente manera: la capa
superficial se comporta de acuerdo con el
régimen de los vientos y el caudal del canal.
Durante la época húmeda, las aguas
superficiales endulzadas tienden a evacuarse
de la bahía a través de los dos estrechos
(Bocagrande y Bocachica), aunque la marea
del momento puede ser entrante. La capa del
fondo se comporta aisladamente, de acuerdo
con el régimen de la marea.
Hidrografía
La adquisición de nuevos puntos de sondeo
destinados al mejoramiento de la batimetría
actual de la bahía (Levantamiento batimétrico
2004), se efectuaron con una resolución de 50
m. Los equipos utilizados en este estudio
estuvieron constituidos por una lancha de 6
metros, propulsada por un motor fuera de
borda y equipada con un GPS diferencial
THALES «6502 SK/MK», ecosonda ODOM
«HYDROTRAC» con un transductor de 200
khz y un software de adquisición COASTAL
OCEANOGRAPHICS INC., «HYPACK».
Este trabajo fue conducido por el Servicio
Hidrográfico del CIOH y terminado en abril
de 2004; el archivo de sondeo y la línea de costa
fue proporcionado con el propósito de
implementarlos en el modelo.
Durante la época seca (vientos fuertes y bajo
caudal del canal), la capa superficial
experimenta un mayor efecto del viento. La
penetración del impulso hacia el fondo es más
fácil y la estratificación del agua es mucho mas
débil. La bahía se comporta muy parecida a
como si estuviera conformada por una sola
capa profunda con estrechos someros. La
corriente de la marea entra fácilmente por el
canal de Bocachica; en la Bocagrade puede
formarse una convergencia de los flujos
superficiales en el caso de la marea entrante y
los producidos por los vientos Alisios, así que
el agua salada del mar tiende a hundirse a lo
largo del talud de la Escollera.
El oleaje tiene un efecto preponderante. Por
un lado, las olas producidas por el viento, con
alturas de 10-50 cm, que se forman dentro de
la bahía pueden favorecer la mezcla
superficial. Por el otro, el oleaje oceánico que
penetra a la bahía (usualmente son olas
relativamente largas, de “Swell”) causa una
alteración de la estructura de las corrientes.
Estas olas se reflejan en las costas (observado a
Metodología
Teledetección
Se estudió un conjunto de 69 “Quick Looks”
de imágenes de la bahía de Cartagena de
Indias, obtenidas entre el 27/03/1986 y el
11/10/2003 por los satélites SPOT, para
constituir una crónica.
Simultáneamente, se trató un conjunto de 15
imágenes satelitales: del radiómetro TM de los
satélites LANDSAT 4 y 5 (4 imágenes), del
radiómetro ETM del satélite LANDSAT 7 (4
imágenes) y del radiómetro HRV de los
satélites SPOT 1 al 4 (7 imágenes) cubriendo
el período comprendido entre enero de 1986 y
enero del 2003. Cada imagen fue
georeferenciada en coordenadas UTM
(Datúm WGS 84) y corregida
radiométricamente mediante el empleo del
81
software «6S» antes de estudiar las respuestas
del penacho turbio en las bandas TM2 o
ETM2 o XS1.
En cada imagen, se realizó un análisis visual de
la dinámica de la estructura de los sólidos en
suspensión de la pluma turbia del canal del
Dique en la bahía de Cartagena para
determinar patrones de la pluma de turbidez
semejantes en su comportamiento.
Cada imagen de un patrón dado fue
caracterizada a partir de parámetros
oceanográficos: la marea observada en el
mareógrafo de Cartagena de Indias y la marea
calculada a partir de las armónicas de las tablas
de mareas de los grandes puertos del Mundo
publicadas por el Servicio Hidrográfico y
Oceanográfico de la Marina Francesa
(SHOM, 1984); hidrológicos: caudal del canal
del Dique a la altura de Pasacaballos;
climatológicos: presión atmosférica, velocidad
y dirección del viento, visibilidad horizontal.
Estos datos fueron preparados para alimentar
el modelo e identificar con su ayuda la
naturaleza física de cada patrón, evaluado con
base en las imágenes.
Modelación hidrodinámica
La versión inicial del modelo disponía de 64
por 37 nodos de cálculo en el plano horizontal
y 10 niveles en el plano vertical, el espacio de la
bahía entonces estaba cubierto por celdas
cuadradas de 250 por 250 metros.
Actualmente, el modelo se aplica con una
malla de cálculo de una resolución espacial de
60 metros. Así, el ancho del canal del Dique
está determinado explícitamente, mientras
que varios canales de la bahía, cuyo ancho es
inferior a 60 metros se integran
implícitamente. La nueva malla está
compuesta de 157 por 295 nodos de cálculo.
82
La utilización del modelo 3D es más adecuado
que el de una dimensión menor, debido a la
características físicas del área, como fueron
descritas en el ítem “Área de estudio” y
considerando que:
• La bahía de Cartagena es un cuerpo
profundo donde el agua dulce llegada del
canal del Dique produce una estratificación
en la columna de agua. La intensidad de la
turbulencia en la vertical afecta los perfiles
hidrodinámicos y por esta razón se necesita
una descripción explícita de la estructura
termohalina.
• Las partículas sólidas en suspensión
muestran por si mismas, una distribución
estratificada; se supone que esta
estratificación vertical no es homogénea en
el plano horizontal. Los efectos de
estratificación producto de las suspensiones
pueden jugar un papel importante en la
hidrodinámica de la bahía, ellos fueron
descritos en Lonin (1995).
• En la capa fótica de la bahía, las partículas en
suspensión afectan el campo térmico por la
absorción de la luz. Este fenómeno puede
crear otras cadenas de realimentación en el
sistema "agua -sedimento".
Además de lo anterior, en el modelo, los
trazadores simulan las partículas del
sedimento. La única fuente de inyección de
estas partículas está localizada en la boca del
canal del Dique en el límite del dominio de
cálculo. Las partículas se inyectan en forma
permanente en el tiempo de cálculo,
atendiendo un patrón hidrodinámico dado.
Los patrones serán caracterizados para cada
época del año (por el débito líquido del canal y
la carga sólida) y la especificación del estado
del tiempo (parámetros meteorológicos). Un
ejemplo de la inyección de los trazadores y su
comportamiento se presenta en la Figura 2.
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Figura 3. Diagrama del muestreo hidrológico
efectuado en la bahía de Cartagena de Indias durante
la campaña de abril de 2004.
Figura 2. Ejemplo de la simulación de los trazadores,
imitación de los sólidos suspendidos.
Se propone definir las partículas inyectadas
mediante un espectro de distribución del
tamaño de grano de tal manera que permita la
simulación simultánea de un sistema multicomponente. La simulación de diferentes
patrones se manejará para intervalos del
tiempo, correspondiendo a la escala
morfológica para estimar los cambios del
fondo producidos por la presencia del canal.
Mediciones hidrológicas
Se abordó el análisis en tres dimensiones de la
pluma turbia del canal del Dique en la bahía de
Cartagena. La sonda CTD marca YSI,
permitió medir la temperatura, en °C, la
-1
conductividad, en mS.cm , la presión, en psi y
la turbidez, en unidades NTU, de las aguas
entre la superficie y el fondo, empleando 125
perfiles, (ver Figura 3).
Simultáneamente, se tomó una muestra de
agua que permitió la determinación de la
concentración de sólidos en suspensión en
mg.l-1. La comparación de estos datos y
medidas de turbidez (Figura 4) permitió
proponer una relación de la concentración de
sólidos en suspensión en mg.l-1 = F (turbidez,
en NTU).
También se llevó a cabo una campaña en la
época seca que permitió realizar 150 perfiles
de CTD y de turbidez, estas medidas se
acompañaron de análisis de las
concentraciones de sólidos en suspensión, con
las que se pudo establecer un esquema global
de la circulación de las aguas marinas y
fluviales en la bahía.
El posicionamiento de las estaciones fue
asegurado mediante el uso de un sistema de
posicionamiento GPS GARMIN «12 XL» y de
un software de adquisición de datos
COASTAL OCEANOGRAPHICS, INC.
“HYPACK”.
83
500
Con el fin de ubicar la pluma en la bahía se
planteó dividirla en cuatro partes
denominadas “sectores” según su ubicación,
así: noreste, sureste, suroeste y noroeste.
Total suspended Mater Concentration (mgl-1)
Total Suspended Matter Concentration = B° Turbidity
95% Confidence Limit
B
R
N
Prob
400
= 0.93456
= 0.9876
= 44
< 0.0001
300
200
100
0
Residual
0.5
5
50
500
Los diferentes patrones de la pluma de
turbidez en la bahía de Cartagena
determinados mediante el empleo de las
imágenes de satélite fueron:
Turbidity (NTU units)
100
75
50
25
0
-25
-50
-75
-100
•
0.5
5
50
500
Figura 4. Calibración de las muestras de turbidez
(NTU), en términos de concentración de material en
suspensión total (mg.l-1); los datos analizados fueron
obtenidos en muestreo efectuado entre el 19 y el 23 de
abril de 2004.
Resultados
Teledetección de las estructuras de
turbidez
Es importante anotar que la estructura de la
pluma del canal del Dique en la bahía de
Cartagena, observada en un instante dado, es
consecuencia de la acumulación de eventos
meteorológicos e hidrológicos previos
transcurridos durante un período de tiempo.
Para determinar este tiempo hay que referirse
al caudal característico del canal del Dique y la
dimensión de la bahía. Tomando la longitud
característica de la bahía como de 10 Km y la
velocidad característica de las corrientes igual a
0.1 m s-1, se obtuvo un tiempo de advección de
la pluma de por lo menos 27 horas. Este
tiempo es comparable con el ciclo de la marea
e indica un período mínimo para la formación
de un patrón de la pluma de turbidez. En otras
palabras, se requiere como mínimo de dos días
de datos históricos para establecer cada patrón.
Se supone que la variabilidad temporal del
caudal del canal, relacionada con los eventos
de lluvia, es mayor o igual a este período.
84
•
•
•
Patrón I: (Figura 5) Pluma con tendencia
única en dirección Norte, gran magnitud
de aporte de sedimentos y cubrimiento
limitado de la parte lateral Este,
extendiéndose hasta el sector más al Norte
de la bahía, la bahía interior, es decir
sectores noroeste y sureste. Se presume
que este tipo de comportamiento es
consecuencia de un eventos previo de
lluvias y a la ausencia de vientos.
Patrón II: (Figura 6) Pluma con tendencia
única en dirección Norte, gran magnitud
de aporte de sedimentos y cubrimiento
limitado a la mitad inferior, extendiéndose
hasta la isla de Tierrabomba, sector
Sureste. Se presume que este tipo de
comportamiento es consecuencia de un
evento previo de altas lluvias y presencia
de vientos del Noreste.
Patrón III: (Figura 7) Pluma con tendencia
única en dirección Norte, poco aporte de
sedimentos y cubrimiento limitado a la
parte inferior, concentrándose en la
desembocadura del canal, es decir sector
sureste. Se presume que este tipo de
comportamiento es consecuencia de un
evento previo de escasas lluvias y ausencia
de vientos.
Patrón IV: (Figura 8)Pluma con tendencia
única en dirección Noroeste, dirigida a la
parte sureste de la isla de Tierraboma;
aportes moderados de sedimentos,
concentrado en la desembocadura del
Canal y con cubrimiento parcial,
localizado en el sector suroeste de la bahía.
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Se presume que este tipo de
comportamiento es consecuencia de un
evento previo de pocas lluvias y presencia
de vientos del Noroeste.
bahía interior, es decir los cuatro sectores.
Se presume que este tipo de
comportamiento es consecuencia de un
evento previo de lluvias y presencia de
vientos del Noroeste.
Simulaciones
• Patrón V: (Figura 9) Pluma con tendencia
única en dirección Noroeste, magnitud
moderada de aporte de sedimentos y
cubrimiento limitado a la mitad inferior de
la bahía, extendiéndose hasta la isla de
Tierrabomba, sector sureste. Se presume
que este tipo de comportamiento es
consecuencia de un evento previo de
escasas lluvias y ausencia de vientos.
• Patrón VI: (Figura 10) Pluma dividida en
dos brazos, uno al Norte, tendiendo a
Tierraboma y un segundo al Oeste, dirigido
al canal de Bocachica; gran cantidad de
aportes de sedimentos, concentrado en los
dos brazos y con cubrimiento extendido
sobre la totalidad de la bahía, incluyendo la
Las Figuras 11 y 12 muestran la distribución
espacial de la pluma turbia del canal para
distintas condiciones meteorológicas, pero
con el mismo caudal de 140 m3 s-1. La pluma
turbia aquí está asociada con la distribución de
la salinidad, debido a que las mediciones
realizadas en la bahía (Campaña EcosNORD, abril de 2004) mostraron una alta
correlación entre uno y otro parámetro. De
acuerdo con estas mediciones, la distribución
de los sólidos suspendidos en la vertical es
inversa: la mayor concentración de los sólidos,
generalmente limos, se encuentran en la capa
superior endulzada. La estratificación salina es
fuerte y la capa superficial está relativamente
aislada de la dinámica de la capa inferior, sujeta
al intercambio con las aguas del mar abierto.
La distribución de la turbidez, mostrada en la
Figura 11 corresponde a las condiciones
meteorológicas recopiladas durante la
campaña de mediciones de abril de 2004. La
Figura 12 refleja el caso de ausencia de los
vientos. Los cálculos mostraron que la
posición de la pluma en cercanías a la
85
desembocadura no cambia significativamente,
dependiendo de la fase de la marea, aunque en
la parte periférica se aprecia su influencia.
Figura 11. Patrón de salinidad/turbidez para los días
de la campaña de mediciones 19-29 de abril de 2004,
calculado por el modelo.
De los principales mecanismos que afectan la
forma de la pluma, el de mayor impacto, por
supuesto, es el flujo o aporte del canal, cuyas
oscilaciones son del carácter estacional con
perturbaciones pronunciadas, relacionadas
con los eventos de lluvias en el recorrido del
canal y el río de Magdalena. Un papel
adicional en la distribución de la pluma juega
el viento. La Figura 13 muestra el caso de los
vientos Alisios, “frenando” la pluma en la
desembocadura. En el campo de la salinidad se
observa que la pluma, “inicialmente” formada
frente a la boca del canal, fue desplazada hacia
el oeste por los vientos. Definitivamente, en
estos casos la convergencia de las corrientes
está formando unos frentes salinos más
pronunciados y dentro de la desembocadura,
por la mezcla de aguas dulces y saladas el
86
proceso de floculación de las partículas
suspendidas es más representativo. Esto
último implica una mayor sedimentación en la
boca del canal bajo estas condiciones.
Figura 12. Patrón de salinidad/turbidez para las
condiciones de calma, calculado por el modelo.
La dinámica de la desembocadura resultó
distinta bajo condiciones de calma (Figura 14).
Los procesos de mezcla hasta una salinidad en
el intervalo de 5 a 10 (favorable para la
intensificación del proceso de floculación,
Krone, 1962), se encontraron fuera de la
desembocadura del canal, así que este
resultado concluye que la mayor
sedimentación en la boca del canal debe
ocurrir durante la época seca, cuando, además,
los caudales son bajos. Esto sugiere la simple
coincidencia entre el proceso de
sedimentación en la boca del canal que debe
ser mayor para los caudales bajos (condición
climatológica) y la dirección de los vientos que
predominan en la misma época (condición
geográfica).
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Se encontraron seis patrones de
comportamiento de la dinámica de la pluma
de turbidez del canal del Dique en la bahía.
Cada uno de los patrones está relacionado con
varios factores físicos y su interrelación. El
principal factor que afecta la posición de la
pluma es el aporte del canal del Dique.
Figura 13. Campo de salinidad (isolíneas) y las
corrientes (flechas) en la desembocadura del canal
bajo los vientos alisios.
Figura 14. Campo de salinidad (isolíneas) y las
corrientes (flechas) en la desembocadura del canal
bajo las condiciones de calma.
Discusiones y conclusiones
Los sensores remotos, imágenes SPOT para
este estudio, resultan ser una herramienta
poderosa para la detección cualitativa y
cuantitativa de los parámetros directos o
indirectamente relacionados con los procesos
hidrodinámicos. Así, las imágenes de turbidez
recolectadas durante un período de 17 años
permitieron identificar distintos patrones del
comportamiento espacial de la pluma de
turbidez.
La magnitud del caudal del canal determina el
aporte de las aguas dulces, produciendo un
efecto dinámico a través de la boyancia en la
capa superior y una inclinación del nivel de
agua, que finalmente afectan las corrientes; un
efecto cinemático en la desembocadura es
también consecuencia del aporte de las aguas.
El transporte de los sedimentos, cuya
influencia acoplada con la salinidad, absorción
de luz y boyancia propia de los sólidos
suspendidos, hace necesario utilizar modelos
numéricos sofisticados con el fin de describir
su dinámica.
La aplicación de estas herramientas mostró la
capacidad de reproducir situaciones
hidrodinámicas que gobiernan la formación
de los patrones detectados en las imágenes.
Esto implica que los modelos pueden explicar
las condiciones que favorecen la formación de
cada patrón.
En particular se encontró que los vientos
Alisios favorecen una mayor sedimentación
en la desembocadura del canal del Dique en la
bahía. Debido a que los vientos Alisios son
predominantes para la época seca del año,
cuando el caudal del canal es bajo, ambas
circunstancias multiplican la tasa de
sedimentación.
La anterior es una conclusión tomada con base
en consideraciones heurísticas. Se requiere
una estimación cuantitativa del fenómeno
para poder destacar el papel del proceso de
floculación en la boca del canal dentro del
proceso sedimentario, regulado por la
estacionalidad de los procesos hidro87
meteorológicos. Con este fin sería
conveniente implementar un modelo de
floculación de las partículas sólidas, teniendo
en cuenta los principales mecanismos de
colisión e interacción de ellas.
Agradecimientos
Al CIOH por participar en el proyecto y dar el
apoyo del personal, laboratorios, equipos y
otros recursos acordados. Al CNRS por
participar en el proyecto y dar el apoyo del
personal, laboratorios, equipos y otros
recursos acordados. A la ENAP por participar
en el proyecto y dar el apoyo del personal y
otros recursos acordados. Al CN. Hernán
Mauricio Ospina, Director del CIOH por su
permanente disposición y colaboración en
todos los procesos. Al personal técnico del
CIOH que apoyó en todas las actividades de
campo y laboratorio. A los oficiales del curso
de complementación profesional en
oceanografía de la Escuela Naval por su
participación en las tomas de los datos de
campo. A COLCIENCIAS y al Comité
EcosNord por subvencionar el proyecto “Un
modelo geodinámico de bahía tropical: la
bahía de Cartagena de Indias” permitiendo el
intercambio de investigadores. A la
economista Martha Cecilia Arrieta y al físico
Juan Carlos Anduckia por sus acertados
consejos y colaboración en el proceso de
edición.
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of sediment in estuarine shoaling processes. Hydr.
Eng. Laboratory, Univ. of Berkeley, California,
USA.
89
Aspectos morfodinámicos de la
bahía de Cartagena de Indias
Resumen
*Carlos Andrade
[email protected]
**Yves F. Thomas
[email protected]
***Serguei Lonin
[email protected]
***Carlos Parra
[email protected]
**Stephane Kunesch
[email protected]
**Loic Menanteau
[email protected]
**Ana Andriau
***Cristina Piñeres
***Marcella Cesaraccio
[email protected]
***Shirley Velasco
[email protected]
*GIO-ENAP
**CNRS, U. De París
***CIOH
CIOH
www.cioh.org.co
Se analizan los cambios de la profundidad ocurridos
recientemente (un siglo) en los fondos de la bahía de Cartagena
mediante la comparación de los levantamientos batimétricos de
los años 1935, 1987 y 2004. También se caracteriza y analiza la
distribución de los sedimentos de la bahía en su parte externa e
interna. Los resultados muestran que los sedimentos de la parte
interior deben su repartición y origen a dos estructuras
antrópicas, la Escollera de Bocagrande y el canal del Dique. Los
sedimentos del Dique ya han ocupado las partes que eran
arenosas de los fondos hace pocos años y su delta ha avanzado
más de un kilómetro hacia el Norte, comprometiendo la
profundidad del canal navegable de acceso a Bocagrande y la
bahía interna de Cartagena.
Palabras claves: Geodinámica Bahía de Cartagena, Mar
Caribe.
Abstract
Changes in water depth recently (one century) occurred in the
bottom of Cartagena Bay are analyzed through the comparison
of bathymetric surveys made in 1935, 1987 and 2004. The
sediment distribution is also characterized and analyzed both in
the inner and outer Bay. Results showed the distribution of the
sediments in the inner part in repartition and origin are due to
two antrophic structures, mainly the Escollera of Bocagrande
and the Dique channel. The sediments of the channel have
already occupied parts that were sandy some years ago and its
delta has advanced more than one kilometers northward
compromising the navigational channel depth to Bocagrande
and the Inner Bay of Cartagena.
Key words: Cartagena Bay geodynamics, Caribbean Sea.
90
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
, Introducción
La bahía de Cartagena ha sido tema de
múltiples estudios a través de más de veinte
años, sus geoformas y aspectos
sedimentológicos fueron estudiados en
Vernette et al. (1977) y Vernette et al. (1979 y
1984) respectivamente. La primera carta
sedimentológica del país fue uno de los
primeros frutos.
Estudios sobre la circulación y el alcance de la
pluma turbia del Dique (Andrade y Thomas,
1988; Andrade, et al. 1988; Urbano, et al., 1992;
Lonin, et al., 2004) y de control ambiental
especialmente en años recientes (e.g.
Ministerio del Medio Ambiente), realizados
por la preocupación que genera la llegada de las
aguas del canal del Dique y las modificaciones
que ha tenido la bahía, hacen preguntarse por
qué se necesita otro estudio más. Esto obedece
a que la bahía de Cartagena ha cambiado
sustancialmente la batimetría. Las bocas del
Dique a la bahía de Barbacoas están
prácticamente tapadas y la dinámica del canal
en la boca de Pasacaballos ha cambiado
significativamente. Los cambios son tan
grandes que ahora existe un delta que se
extendió más de un kilómetro. Esta condición
ha tenido consecuencias dramáticas en la
batimetría y la repartición de los sedimentos
en su fondo.
El objetivo del presente estudio, enmarcado
dentro del proyecto de EcosNord
COLCIENCIAS, fue efectuar un análisis
retrospectivo de los cambios morfológicos
ocurridos en la bahía de Cartagena,
principalmente los relacionados con la
influencia del canal del Dique.
En el documento se comparan las batimetrías
disponibles, a partir de datos históricos sobre
el fondo de la bahía; luego se presenta un
análisis de los sedimentos del fondo con base
en mediciones de campo realizadas durante el
año 2003, y se hace un primer ensayo para
simular la sedimentación en la bahía aplicando
los modelos numéricos.
Metodología
Digitalización de las batimetrías
Se efectuó la digitalización y la validación de
los datos batimétricos de las misiones de los
años 1935 y 1977 y se reconstruyeron los
rasgos de la línea de costa de la bahía para cada
una de estas fechas.
Así mismo, se adquirieron nuevos datos
batimétricos destinados al mejoramiento de la
batimetría actual de la bahía (Levantamiento
batimétrico 2004), labor realizada por el
Servicio Hidrográfico del CIOH.
Los mapas de los años 1935 y 1977 fueron en
primer lugar “escaneados” en color en el
espacio colorimétrico RVB con una
resolución de 300 puntos por pulgada.
Después de una rectificación geométrica, la
línea de costa, las isóbatas y los sondeos se
extrajeron empleando el programa
informático Didger ®. Las bases de datos así
constituidas fueron interpolados con el
programa informático Surfer ®. La
información disponible en el Datum
"Observatorio de Bogotá" se convirtió al
"World Geodetic System 1984", y los datos
adquiridos en brazas se transformaron a
metros.
Elaboración de los modelos numéricos
de terreno
La interpolación espacial es un problema
clásico de estimación de una función F(x),
donde x = (x, y), en un punto xp del plano, a
partir de valores conocidos de F en un
determinado número, m, de puntos
circundantes xi (Gratton, 2002):
91
M
F(xp) =
Wi . F(xi).
i=1
El problema consiste en determinar la
ponderación, Wi, de cada uno de los puntos
circundantes. Se aplicaron y compararon dos
técnicas de interpolación: la interpolación por
triangulación de Delaunay seguida de una
interpolación lineal, y la interpolación por
Kriging.
Triangulación de Delaunay seguida de una
interpolación lineal. El interpolador implica dos
fases. Una primera fase consiste en establecer
una triangulación de Delaunay del conjunto
de los puntos de medida. La segunda fase es la
interpolación propiamente dicha.
El algoritmo crea una red optimizada de
triángulos acorde a las formas, trazando
segmentos entre los sondeos originales. Los
puntos originales se conectan de tal manera
que los bordes de los triángulos no se
entrecrucen y el resultado es una malla de
triángulos sobre el conjunto de la grilla. Los
tres puntos de señales originales que definen
cada triángulo, materializan un plano de
inclinación y altitud conocidas al cual se le
aplica una interpolación lineal, i.e. en función
del inverso de la distancia en los puntos
conocidos.
Los resultados de la interpolación siguen muy
estrechamente los datos originales en la
medida en que estos últimos se utilizan para
definir los triángulos. Es éste un método de
interpolación exacto. La triangulación de
Delaunay seguida de una interpolación lineal
da buenos resultados cuando los datos se
distribuyen también sobre el conjunto de la
grilla. Por lo tanto, se describe más
perfectamente la grilla que muestra sectores
con datos escasos.
Interpolación por Kriging. El método geoestadístico de Kriging permite considerar los
92
valores de una propiedad en todo el espacio
por interpolación exacta según el concepto de
variable regionalizada a partir del parámetro
de varianza (Matheron, 1970; Armstrong &
Carignan, 1997).
El Kriging es un estimador lineal no sesgado
que minimiza la varianza del error de
estimación. Proporciona una estimación
óptima para el variograma (gráfico que indica
la relación entre la varianza y la distancia)
dado. El variograma experimental es una
función que caracteriza el grado de coherencia
espacial de los datos. La construcción del
variograma es una etapa necesaria para realizar
estimaciones por Kriging. Numerosos
modelos de variogramas están disponibles en
la literatura (Marcotte, 1991), los más
utilizados de ellos son los modelos esféricos,
cúbicos, exponenciales y de Gauss que tienen
la particularidad de presentar saturación.
Las principales propiedades y características
asociadas al Kriging se deben a que es un
interpolador exacto: si se considera un punto
conocido, se encuentra el valor conocido;
debido a que presenta un “efecto de cortina”,
los puntos más cercanos reciben los pesos más
importantes (este efecto de cortina varía según
la configuración y según el modelo de
variograma utilizado para el Kriging); toma en
consideración el tamaño del campo a evaluar y
la posición de los puntos (por la utilización del
variograma tiene en cuenta la continuidad del
fenómeno estudiado); generalmente efectúa
una suavización, por tanto las estimaciones
son menos variables que el contenido real.
Además, el Kriging permite conocer la
incertidumbre de los resultados obtenidos y
debe encontrar el mejor estimador lineal de
esta propiedad, para conservar al mismo
tiempo la varianza de estimación mínima.
Se obtuvieron modelos numéricos de terreno,
empleando el método “Kriging”, de las
batimetrías disponibles que permitieron
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
comparar los estados de la bahía de Cartagena
en cada de las fechas (1935, 1977 y 2004).
Mofodinámica
Se colectaron 230 muestras espaciadas
aproximadamente en un kilómetro, entre el 3
y el 14 de septiembre de 2003, y se completó el
muestreo, para alcanzar un total de 270
muestras entre el 21 de febrero y el 15 de
marzo de 2004 (Figura 1). Los equipos
utilizados para esta misión consistieron en una
embarcación equipada con pescante, una
draga SHIPECK, un sistema de
posicionamiento diferencial GPS THALES
«6502 SK/MK» y de una ecosonda FURUNO
con transductor de 50 kHz.
eventual de fragmentos de moluscos, color,
olor y peso, eventuales observaciones
suplementarias como vegetación o fauna
presente y una fotografía de la muestra en la
draga).
Las muestras fueron llevadas al laboratorio de
sedimentología del CIOH, donde se pesaron
húmedas, pasaron al proceso de liofilización y
nuevamente se pesaron secas, se marcaron y
almacenaron en una bolsa plástica.
Las muestras fueron enviadas al Laboratorio
de Geografía Física del CNRS en Meudon y se
confiaron a los departamentos de
sedimentología y de química con el objeto de
realizar los siguientes análisis:
Susceptibilidad magnética. Cada muestra
después de un secado en la estufa de una noche
a la temperatura de 65 °C, es objeto de una
lectura de susceptibilidad magnética a baja
3
frecuencia en un frasco de 10 cm de volumen,
con ayuda de un contador Bartington MS2
equipado de una sonda de laboratorio MS2B.
Los resultados se presentan en unidades SI
3
-1
(10-8.m .kg ).
Figura 1. Composición, en %, de las arcillas en el
fondo de la bahía según las mediciones. Las cruces
indican los puntos del muestreo sedimentológico.
En cada estación, además de la recuperación de
la muestra del fondo se registró: ubicación,
fecha y hora, profundidad y principales
observaciones de la muestra húmeda
(granulometría, homogeneidad, presencia
Granulometría. La materia orgánica se
descompuso con H2O2, a continuación las
muestras se separaron a 1600 µm y fueron
pesadas, luego las fracciones menores a 1600
µm se prepararon para el análisis en el
granulómetro láser COULTER LS 230 y las
fracciones mayores a 1600 µm fueron
tamizadas, antes de recomponer las
distribuciones granulométricas.
Espectroscopia infrarroja. Cada muestra fue
triturada hasta un diámetro de 2 µm, luego se
-5
pesó (precisión 10 g) y mezclo al KBr con el
fin de realizar una pastilla de 300 mg a 2,5 . Los
análisis en medio infrarrojo se efectuaron
sobre el espectrómetro BRUKER (VECTOR
22).
93
Carbono total y nitrógeno. El porcentaje de
carbono total CT y de nitrógeno N fue
determinado por cromatografía en fase
gaseosa con el equipo NC Soil Analizer Flash
EA 1112 de marca Thermo-Quest.
Carbono inorgánico. El carbono inorgánico CI se
dedujo por espectroscopia infrarroja (véase
supra), asimilándose a la suma de los
carbonatos (CaCO3 = calcita + aragonita) : CI
= CaCO3 * 0.12. con 0.12 el cociente entre el
peso atómico del átomo de carbono (12.01) y
de los átomos de la molécula de CaCO3 o Ca
(40.08) + C (12.01) + O3 (16.00 * 3), es igual
a 0.12 12.01 / 100.09.
• Las arenas finas provienen de la deriva litoral
desde el norte de la costa caribeña y
predominan en los sedimentos a lo largo de
la playa de Bocagrande. Para este material el
mecanismo principal de transporte es el
oleaje y las corrientes inducidas por olas. El
canal del Dique generalmente no posee este
tipo de sedimentos y la actividad de olas
dentro de la bahía es escasa.
• Las arenas medianas y gruesas provienen de
las playas coralinas de la isla Barú y son
resultado del lavado de las islas del estrecho
Bocachica.
Carbono orgánico. El carbono orgánico CO se
dedujo después de la estimación del carbono
inorgánico CI : CO = CT - CI.
Adicionalmente, se estableció la proporción
del carbono orgánico sobre el nitrógeno
(CO/N), en forma de proporción molar. En
otros términos, los porcentajes de carbono
orgánico y nitrógeno fueron divididos por las
masas atómicas de C y N, lo que representa
respectivamente 12.01 y 14.0067 antes de
calcular la proporción.
Figura 2. Composición, en %, de los limos finos en el
fondo de la bahía según las mediciones.
Modelo numérico
Como muestran las Figuras 1-6, en la
distribución espacial de los sedimentos del
fondo de la bahía se encuentran las siguientes
particularidades:
• Las arcillas, el material más fino con tamaño
de grano de apenas unas micras, están
depositadas en la parte central de la bahía, es
decir, este material no predomina en la
desembocadura del canal, donde las
velocidades de flujo aún son altas, ni en los
estrechos y la parte marítima, donde la
deriva de las arenas es predominante.
• Los limos, material más grueso que la arcilla,
se depositan en la desembocadura del canal.
94
Figura 3. Composición, en %, de los limos gruesos
en el fondo de la bahía según las mediciones.
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
La simulación del proceso sedimentario de la
bahía, se divide en la modelación del
transporte del material fino cohesivo desde el
canal del Dique (limos y arcillas) y del
transporte del material arenoso fuera de la
bahía. Enfocándose en la primera parte de la
tarea, se realizaron experimentos numéricos
sin tener en cuenta el régimen de olas.
Figura 4. Composición, en %, de las arenas finas en el
fondo de la bahía según las mediciones.
El modelo aplicado se realizó con base en los
trabajos de Berlinsky y Lonin (1997) y
parcialmente está presentado en Lonin y
Mendoza (1997). Es un modelo de dos
dimensiones, donde los principales factores
hidrodinámicos son el caudal del canal del
Dique, el viento y la marea.
El caudal fue especificado en términos del
nivel de agua (con respecto al nivel medio del
mar) con un promedio de 0.4 m.s.n.m. en el
corte sur del canal (unos dos kilómetros de su
desembocadura). Los vientos fueron
definidos de acuerdo con la climatología del
área, la marea fue establecida con una
diferencia de la amplitud de 2 cm entre la
frontera norte y sur.
Figura 5. Composición, en %, de las arenas medianas
en el fondo de la bahía según las mediciones.
Figura 6. Composición, en %, de las arenas gruesas
en el fondo de la bahía según las mediciones.
Las concentraciones de los sólidos
suspendidos no fueron especificadas en
calidad de condiciones de contorno. Se
consideró que el aporte sólido del canal tiene
que formarse de acuerdo con la capacidad del
flujo líquido, es decir, las concentraciones
exportadas por el canal fueron calculadas
como función de la velocidad de flujo y el tipo
de sedimento.
En las fronteras abiertas del mar la
concentración de los sólidos suspendidos fue
asignada a los valores de la frontera desde el
dominio de cálculo. Sin tener en cuenta el
oleaje, en el proceso de re-suspensión no se
tuvo en cuenta el movimiento orbital de las
partículas de agua en el fondo, por lo tanto, no
se consideró la erosión del fondo por olas.
95
Fue necesario establecer los parámetros de los
sólidos a simular: los tamaños de grano,
densidad y las tensiones críticas para el inicio
de sedimentación ( cr,dep) y el inicio de movimiento ( cr,er). En este trabajo se consideró
una semejanza entre los términos de tensiones
para el inicio de movimiento y el inicio de
erosión del fondo (suspensión del material del
fondo) y se tomó siempre cr,dep < cr,er.
De acuerdo con van Rijn (1993), para arenas el
diámetro sedimentológico 1 < D* < 4 (D* =
2.5) y la tensión crítica para el inicio de
-2
movimiento cr,er = 0.16 N m . Para las demás
fracciones se supuso que:
• El material no es compacto, una suposición
débil en general, considerando el material
cohesivo, pero aceptable para este estudio,
debido a que las concentraciones de los
sólidos suspendidos no se especifican aquí
desde una medición, sino que son calculadas
por el mismo modelo; el estudio trata la tasa
de sedimentación, que en una primera
aproximación no depende del tiempo de
consolidación de material del fondo.
• Las fracciones más livianas requieren una
tensión menor para ser levantadas
(suspendidas), en otras palabras la
suspensión proviene en este modelo del
“lytocline” (el lecho líquido del fondo) y no
del fondo compacto.
• Los valores aproximados de la Tabla 1 fueron
tomados de Van Rijn (1993). Además, se
asumió que la densidad de todas las
fracciones es igual a 2650 kg m-3 (peso seco) y
que la porosidad del fondo no depende del
tamaño de grano del sedimento en distintas
partes de la bahía.
96
Tabla 1. Valores aproximados para los sedimentos
simulados en el modelo. Tomado de van Rijn (1993).
El flujo de sedimentación (Qd) para cada
fracción simulada fue definido en el modelo
de acuerdo con la siguiente fórmula:
donde es la tensión del fondo; C es la
concentración de los sólidos en suspensión,
promediada en la vertical; Wg representa la
velocidad de caída de las partículas sólidas.
La tasa de erosión (Qe) se expresa de acuerdo
con Van Rijn (1993):
donde M es la constante de erosión para los
sedimentos no compactos.
Los flujos Qe originan la suspensión en el
modelo; la sedimentación de cada una de
fracciones se calcula de acuerdo con el flujo
neto Qe - Qd < 0, promedio a lo largo de varios
ciclos de la marea.
Resultados
El canal del Dique que conecta directamente
al río Magdalena con la bahía fue construido
en 1934. Los dragados de su lecho, así como la
instauración de trampas de sedimentos
permitieron mantener contribuciones escasas
de arenas finas, sólo las materias en suspensión
podían entonces entrar en la bahía. Al inicio de
los años noventa, al colmatarse las trampas, los
sedimentos que componen la carga del fondo
entraron y se acumularon en la bahía.
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Evolución reciente
La bahía presenta un rango de profundidad
predominante entre 16 y 33 metros en la
batimetría del año 1935, con zonas angostas de
poca profundidad localizadas contiguas a la
costa y en los bajos, como se observa en la vista
2D de la batimetría obtenida a partir del
modelo numérico de terreno, Figura 7.
Figura 7. Vista 2D de la batimetría del área de la bahía
de Cartagena frente a la desembocadura del canal del
Dique en el año de 1935.
La diferencia entre las batimetrías de la
desembocadura del canal del Dique en la bahía
de Cartagena de los años 1935 y 1977 presenta
las variaciones en la topografía subacuática e
ilustra el cambio de la línea de costa de los años
en mención, Figura 9, particularmente la
disminución en el ancho del canal en el último
tramo de la desembocadura.
Figura 9. Vista en 2D de la diferencia entre las
batimetrías del área de la bahía de Cartagena frente a la
desembocadura del canal de Dique de los años 1935
(línea de costa en color negro) y 1977 (línea magenta).
Pasados 42 años, el panorama es diferente;
como lo muestra la batimetría del año 1977
(Figura 8) obtenida a partir del modelo
numérico de terreno, se incrementan las áreas
someras y se aprecia la aparición del delta del
canal del Dique extendiéndose sobre la bahía.
La Figura 10 presenta una vista en 2D del área
de la bahía de Cartagena frente a la
desembocadura del canal del Dique obtenida
del modelo numérico de terreno, aplicando
interpolación Kriging a partir de los sondajes
de los años 2003 y 2004 con una malla de
interpolación de 533 columnas por 759 líneas,
es decir píxeles de 25 por 25 metros.
Figura 8. Vista 2D de la batimetría del área de la bahía
de Cartagena frente a la desembocadura del canal del
Dique en el año de 1977.
Figura 10. Vista 2D de la batimetría del área de la
bahía de Cartagena frente a la desembocadura del
canal del Dique en el año de 2004.
97
En la Figura 11 se aprecia el abandono de un
sistema estuarino (línea de costa en color
negro) a un desarrollo de tipo deltaico (en
marrón) en la desembocadura del canal del
Dique. La acumulación toma la forma de dos
brazos laterales antrópicos (depósitos de
dragado) en desarrollo, que actualmente
alcanzan un kilómetro y medio de longitud, y
forman el delta. La sedimentación puede
alcanzar localmente hasta 22 m de espesor. Se
nota también que los sedimentos contribuyen
a fosilizar los arrecifes coralinos situados en el
eje del cono deltaico. La comparación en la
Figura 12 evidencia que el cambio en la
topografía de los fondos ha sido relativamente
rápido en los últimos 27 años, con respecto a lo
que se presentaba 42 años antes.
Figura 11. Vista en 2D de la diferencia entre las
batimetrías del área de la bahía de Cartagena frente a la
desembocadura del canal de Dique de los años 1977
(línea de costa en color negro) y 2004 (línea marrón).
Los valores positivos indican sedimentación y los
negativos, erosión.
Figura 12. Vista 3D en perspectiva del área de la bahía
de Cartagena frente a la desembocadura del canal de
Dique a partir de los levantamientos batimétricos del
2004 (izquierda) y 1977 (derecha). El eje vertical es
exagerado para resaltar las variaciones.
98
Naturaleza de la sedimentación
El reconocimiento de 270 muestras permitió
caracterizar la distribución de los sedimentos.
Los análisis de granulometría y mineralogía
(cuarzo, carbonatos), así como de la cantidad
de materia orgánica nos permitieron realizar
mapas de distribución de los sedimentos
(Figuras 1-6).
El grano medio muestra que la zona externa
está ocupada por una población de limos y la
parte interna de arcillas. En dos muestras se
encontró arena gruesa en la entrada de
Bocachica y el lado externo de la península de
Barú, donde la fracción arenosa está
compuesta de granos que se deben a la
destrucción de los corales junto a muestras de
lodos arcillosos finos frente a la isla Abanico en
la parte exterior, lo que sugiere que se trata de
una característica real del fondo. En el Norte,
los granos de arena son más gruesos afuera que
más cerca de la playa y hay una invasión de
lodos finos frente al norte de Tierrabomba.
Generalmente los bordes de la plataforma
sumergida entre la bahía tienen una pendiente
muy abrupta donde el sustrato es calcáreo, la
invasión de sedimentos más finos se detecta
donde las pendientes son más suaves como la
entrada de arenas en el sector del Laguito y
avance del prisma deltaico del Dique.
Desviación estándar. La distribución de la
variación estándar (Figura 13) está relacionada
con la energía trasportada y los sedimentos
asociados con este trasporte. Se destacan tres
rasgos en la distribución de los sedimentos por
tamaño de grano: a) baja dispersión debido a la
permanencia de baja energía de transporte de
sedimentos en las áreas protegidas, como las
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
ubicadas en el centro de la bahía, donde el
espectro del material depositado debe ser
limitado por la ausencia de la influencia
cinemática directa del canal del Dique, las olas
externas y corrientes fuertes; b) Fuerte
segregación de sedimento en las zonas de alta
energía de oleaje, que causa también baja
dispersión como en las zonas de la Escollera,
playas de Bocagrande y la costa de Bocachica;
c) alta dispersión de los sedimentos del fondo
en las zonas donde el origen del sedimento se
altera por causa de diversos mecanismos de
trasporte conjuntos, por ejemplo el área de
mayor protección al sureste de Tierraboma y la
costa interior de Barú, donde llega la
influencia del canal del Dique con los
sedimentos finos y al mismo tiempo la entrada
de sedimentos del exterior de la bahía por olas
y corrientes en los estrechos.
Se destaca también la dispersión de
sedimentos en la región cercana a la
desembocadura del canal que es mayor en
comparación con la del centro de la bahía,
debido a una variación estacional alta del flujo
del canal y de la carga sólida, causando
inevitablemente mayor varianza de los
tamaños de grano en este sector, mientras que
la influencia dinámica de la estacionalidad de
este flujo no se propaga hasta el centro de la
bahía.
En la bahía interna la alta varianza del
sedimento se debe tanto a las causas ya
mencionadas (en este caso es la deriva del
material arenoso a lo largo de la flecha de
Castillogrande y la influencia del canal del
Dique), como a los dragados frecuentes en la
zona portuaria y en los canales de acceso al
puerto.
Figura 13. Desviación estándar, en unidades “phi” de
las distribución de los sedimentos en la bahía de
Cartagena.
Susceptibilidad magnética. La susceptibilidad
magnética (Figura 14) muestra marcada
separación entre los sedimentos que vienen
del río Magdalena en el norte por la parte
externa y se suspende abruptamente en
Bocachica. En la bahía de Cartagena se nota
fuerte paralelismo entre los materiales finos
resultantes del Canal del Dique y la intensidad
de la susceptibilidad magnética de los
sedimentos.
Figura 14.Distribución de la susceptibilidad
magnética en la bahía.
99
Los carbonatos. El sector contiguo a la costa de
Punta Barú y Bocachica revela bajas tasas de
carbonatos en un análisis de sedimentos
totales, y en consecuencia una tasa elevada de
materia orgánica en las zonas de alta
proporción de residuos carbonatados. Sin
embargo, de esto resultan zonas de carácter
coralino (CaCO3>60%), rodeadas de zonas
de fragmentación arrecifal. Los sedimentos
resultantes de la plataforma (carbono orgánico
< 1%) sólo penetran débilmente en el canal de
entrada debido a una batimetría muy
encajonada y a la presencia de las islas Abanico
y Draga (Figura 15).
Figura 15.Distribución de carbonatos, en %, en la
bahía.
Se aprecian sedimentos de naturaleza más fina
y en coherencia con el conjunto de la bahía
revelan tasas de carbono orgánico
importantes, debidas a la presencia de
manglares y por ser una zona de corrientes
débiles, que se localizan hacia el sur y sureste
de la isla de Tierrabomba, así como hacia el
este de la bahía, contiguo a los cerros de
Albornoz.
100
Se revela la naturaleza autógena de la
sedimentación del fondo de la bahía:
sedimentos limo-arcillosos carbonatados. En
la actualidad éstos están cubiertos por los
sedimentos provenientes del canal del Dique,
así como por la sedimentación de material en
suspensión al encontrar aguas tranquilas y
salinas al entrar en la bahía. La naturaleza y
dirección de los vientos orientan este penacho
en varias direcciones durante un año
hidrológico, y el esparcimiento de estos
materiales no carbonatados afectan las facies
en la bahía.
Los sedimentos superficiales son, por otro
lado, susceptibles de re-movilización, como
ocurre por ejemplo al oeste de la Escollera: en
esta zona de fuertes corrientes, la puesta en
suspensión de sedimentos por la marejada
(provocan caída de las tasas de materia
orgánica y carbonatos) permite la redepositación dentro de la bahía acorde con los
vientos predominantes.
Sobre la plataforma, el frente sedimentario de
la deriva litoral de los materiales resultantes
del río Magdalena (arenas finas cuarzosas) se
localiza bajo la Escollera. En efecto, estos
materiales no carbonatados, muy pobres en
carbono orgánico, contrastan con los
sedimentos al oeste de Tierrabomba (limos
carbonatados, resultantes entre otros por la
erosión de la terraza marina neógena).
El carbono orgánico. Además de las zonas con
alto porcentaje en restos coralinos (Punta
Barú y este de Tierra Bomba), los sedimentos
del fondo de la bahía se caracterizan por
valores de carbono orgánico del orden de 1,8%
(Figura 16). Estos resultan de la decantación
de los elementos más finos de la pluma turbia
del Dique).
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
• Para el material más fino simulado (10 m),
predominantemente limos y parcialmente
arcillas en los sedimentos del fondo, según el
modelo, se encuentra en las zonas de baja
velocidad del flujo (a lo largo de las costas y
en la parte sur de la bahía), excepto la
vecindad de la desembocadura del canal del
Dique, donde de acuerdo con el concepto
del presente estudio, la sedimentación de las
partículas muy livianas no tiene que ocurrir
debido a las altas velocidades del flujo
(Figura 17).
Figura 16.Distribución del carbono orgánico, en %,
en la bahía.
Las zonas de manglar de baja profundidad, son
las zonas privilegiadas de depositación de las
arcillas y de mayor concentración en materia
orgánica (carbono orgánico entre 3% y 5%),
situadas al suroeste de la isla de Tierrabomba
(de Bocachica a Punta Arenas) y al este de la
bahía, desde Mamonal hasta isla Manzanillo.
Estas zonas no alimentan la bahía en carbono
orgánico debido a que los sedimentos
arcillosos de estos fondos no pueden volverse a
poner en suspensión.
Los sedimentos de fondo procedentes del
Dique tienen muy bajo contenido en materia
orgánica (1%) e influyen sobre el sector
meridional de la bahía. Así mismo, la zona
alrededor de Bocachica, con corrientes más
fuertes, se caracteriza por sedimentos más
gruesos, fácilmente removibles y, en
consecuencia, de más escasas proporciones en
carbono orgánico. Las arenas finas de la
plataforma litoral tienen también bajo
contenido de carbono orgánico.
Modelo numérico
Los resultados del cálculo del modelo
matemático se presentan en las Figuras 17-19,
así:
• Para las partículas de mayor tamaño de
grano (20 m; Figura 18), la probabilidad de
sedimentación en la boca del canal es mayor,
lo que puede también estar asociado con el
proceso de floculación, no tenido
explícitamente en cuenta en el presente
trabajo. Otra parte de este material se
deposita en la parte central de la bahía. La
suma algebraica de las fracciones mostradas
en las Figuras 17 y 18, presentaría semejanza
con lo observado en el campo (Figuras 1 y 2)
con respecto al contenido de las fracciones
aun más gruesas, las arenas.
• Estas últimas, como resultado de la
simulación, se presentan en la Figura 19 y no
coinciden con lo observado (Figura 4).
Según el modelo, la zona ocupada por la
Escollera y el canal de Bocachica presenta
flujo intenso (40-70 cm s-1), mucho mayor
que las velocidades características dentro de
la bahía (orden de 10-20 cm s-1). Por lo tanto,
la sedimentación de cualquier material
especificado en la Tabla 1, incluso las arenas
finas, no se describe bien dentro de dicho
contexto. La sedimentación con las arenas
finas se encuentra alrededor de las zonas
mencionadas, o, posiblemente, los
parámetros de la simulación no estaban
definidos en forma adecuada.
101
En el caso de las arenas no se presentó
coincidencia entre los datos y el modelo
debido a que no se tuvo en cuenta la acción de
la deriva litoral ni la del oleaje. Además, si el
canal del Dique transporta muy poca cantidad
de arenas (ver Figuras 4-6), en el modelo
debería existir una limitación de la tasa de
transporte, la cual actualmente se define
proporcional a la capacidad dinámica del flujo
y no tiene en cuenta el origen del material
transportado.
Figura 17. Composición, en %, de los limos de 10 m
de grano en el fondo de la bahía según el modelo.
Figura 18. Composición, en %, de los limos de 20 m
de grano en el fondo de la bahía según el modelo.
Figura 19. Composición, en %, de las arenas finas en
el fondo de la bahía según el modelo.
102
Conclusiones
Los mayores efectos en la dinámica de la
sedimentación de la bahía se deben a presencia
de dos estructuras antrópicas: la Escollera de
Bocagrande y el canal del Dique. A lo largo de
la Escollera se encuentra depositado el
material relativamente grueso proveniente de
la deriva litoral de Bocagrande y además se
comporta como una barrera que afecta la
dinámica del agua y los sedimentos en toda la
bahía. Los sedimentos finos (lodos) que
vienen del canal del Dique se encuentran en la
mayoría de los fondos en las partes profundas
de la bahía, ocupando las partes que hasta hace
veinte años el predominio era de arenas en la
parte interna de Bocachica.
El delta del Dique ha avanzado tres y medio
kilómetros dentro de la Bahía. Su influencia
interactúa con el sur de los bajos de Santacruz
y ya empezó a comprometer la profundidad
del canal de navegación. Se estimó un
volumen de 26.8 millones de m 3 de
sedimentos finos trasportados por el Canal del
Dique entre 1977 y 2004.
Los primeros ensayos con el modelo
morfodinámico de la bahía mostraron la
posibilidad de restaurar los campos de
sedimentos del fondo de acuerdo con la
influencia de los principales aportes: fuerzas
hidrodinámicas, canal del Dique y deriva
litoral. El proceso de sedimentación de las
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
partículas finas del sedimento se describe
satisfactoriamente, aunque es sensible a la
especificación del espectro de las partículas y
los parámetros mostrados en la Tabla 1.
Perspectivas y trabajos futuros
Con respecto a la simulación de las arenas, es
necesario tomar en cuenta su origen y el medio
de transporte/erosión en olas y corrientes
inducidas por olas. Esta parte del trabajo se
continuará involucrando el modelo de olas
(SWAN, 1999) para la parte oceánica del
dominio de cálculo y el modelo
morfodinámico LIZC (Lonin, 2002) con el fin
de calcular las corrientes inducidas por oleaje
en la bahía.
El estudio tiene como propósito servir como
un instrumento científico útil para la gestión
integrada de esta zona costera. Esta
investigación se traducirá en la realización de
un atlas digital geo-referenciado, susceptible
de estar integrado a un SIG, de la dinámica de
los fondos y la columna de agua en la bahía de
Cartagena y sus zonas aledañas. El atlas
proporcionará una síntesis en las
investigaciones hidrográficas; una
metodología del tratamiento de la línea de
costa; cartografía geomorfológica de los
dominios inter e infra-mareales; un análisis de
la distribución de los sedimentos tanto en las
playas de la ciudad de Cartagena, como de la
bahía, y de los cambios de la pluma turbia.
En las investigaciones siguientes, el estudio
morfodinámico de la bahía tropical de
Cartagena de Indias se realizará el análisis e
interpretación del contenido de metales
pesados que se tiene previsto realizar en el
2005 por el Instituto de Investigaciones
Marinas y Costeras (INVEMAR). Así mismo,
se efectuará el análisis e interpretación de los
perfiles de playa del litoral exterior de la bahía
de Cartagena realizados en el proyecto.
La aplicación de los modelos numéricos no
solamente a la dinámica de aguas, sino
también a los sedimentos, incluso la
descripción del proceso de acumulación de los
sólidos en el lecho de la bahía, es un aspecto
nuevo en la práctica de la modelación,
interesante desde el punto de vista de la
interpretación de los procesos naturales y
difícil en el sentido de intervención de
múltiples procesos participantes. Sería
importante acoplar dichos mecanismos y el
conocimiento recibido en el campo, para
describir su naturaleza mediante modelos
numéricos.
Reconocimientos
Este trabajo fue desarrollado con fondos de la
Escuela Naval de Cadetes “Almirante Padilla”,
la Dirección General Marítima a través del
CIOH y el Laboratorio de Geografía Física del
CNRS en Meudon. También recibió
financiación del proyecto de cooperación
entre EcosNord de Francia y
COLCIENCIAS, que permitió efectuar los
viajes del los investigadores entre Cartagena y
Paris para el intercambio científico.
Agradecemos muy especialmente a Ingrid
Rueda y Delphine Lahousse por su atención y
diligencia que facilitó la logística de los viajes.
Los autores agradecen al Sr. CN Mauricio
Ospina, Director del CIOH por su
permanente disposición y colaboración en
todos los procesos. Al personal técnico del
CIOH que apoyó todas las actividades de
campo y de laboratorio en Cartagena. A la
economista Martha Cecilia Arrieta, al geólogo
Camilo Ordoñez y al físico Juan Carlos
Anduckia (CIOH) por sus acertados consejos
y colaboración en el proceso de edición. A
Constanza Ricaurte y Gisela Mayo (GIOENAP) por su colaboración en el proceso de
manuscrito en el proyecto. A los oficiales del
curso de complementación profesional en
oceanografía y los cadetes de la Escuela Naval
por su participación en las tomas de las
103
muestras sedimentológicas y al personal del
ARC “Abadía Méndez” que probó la eficiencia
del buque a pesar de su viejo casco.
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BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Clasificación e identificación de
las componentes de marea del
Caribe colombiano
Resumen
*Ricardo Molares B.
[email protected]
*CIOH
Muy poca investigación ha sido efectuada para caracterizar las
principales componentes de marea en el mar Caribe
colombiano. Por muchos años el IDEAM (Instituto de
Hidrología, Meteorología y Estudios Ambientales (IDEAM) ha
recolectado información de niveles del mar en Cartagena, Islas
del Rosario y San Andrés Islas con propósitos estadísticos.
En el presente estudio, las series de tiempo de nivel del mar
fueron tratadas para su análisis harmónico usando las rutinas de
Matlab de R. Pawlowicz y para análisis espectral se empleó la
transformada rápida de Fourier.
Usando el criterio de Courtier, el análisis muestra que las
mareas en Cartagena y las Islas del Rosario es mixta
principalmente diurna mientras que en San Andrés Isla la marea
es mixta principalmente semidiurna.
Palabras claves: Mar Caribe, componentes de marea.
Abstract
CIOH
www.cioh.org.co
Very few research had been done in order to characterized the
tides main components in the colombian Caribbean sea. For
many years the IDEAM have gathered the sea level data in
Cartagena, Rosario Island and San Andres Island just for
statistical purposes.
In this paper the sea level time series had been treated for
harmonic analysis using R. Pawlowicz Matlab routines and
spectral analysis with the Fast Fourier Transform (FFT).
Using the Courtier criteria the analysis shows that the tides in
105
Cartagena and Rosario Island is mixed mainly
diurnal and in San Andres Island is mixed
mainly semidiurnal.
Key words: Caribbean Sea, tide components.
Introducción
La primera referencia significativa que se
conoce con relación a la marea del Caribe
colombiano, fue descrita por Wiedemann
(1973), quien determinó que las mareas del
Caribe son débiles, con un rango mareal que
varía de 20 a 30 cm y rara vez excede los 50 cm,
por lo cual, fue catalogada como micromareal
(rango <2 m). La marea fue caracterizada
como mixta, de tipo diurno y semidiurno, con
cierta irregularidad. Otra referencia conocida
se encuentra en Kjerfve,B (1983) el cual
empleando información de varias estaciones
de marea del Caribe, construyó cartas de
marea empleando las componentes M2, S2,
K1, N2, O1 y P1.
A pesar de que existe el conocimiento sobre el
tipo de marea que se presenta en el Caribe
colombiano, este se basa en el
comportamiento del nivel del mar mediante la
interpretación directa de los datos obtenidos
por las estaciones mareográficas ubicadas a lo
largo de la costa colombiana y áreas insulares.
La información recolectada por las estaciones
de marea ha sido organizada por el IDEAM
efectuando una primera aproximación del
conocimiento de los niveles del mar
efectuando análisis estadístico de la
información, identificando las medias
mensuales y multianuales del nivel medio del
mar, altas y bajas mareas.
Rosario, Cartagena y la Islas de San Andrés en
el Caribe así como las del Pacífico en Tumaco y
Buenaventura, es utilizada por el US Coast
Geodetic Survey (IDEAM, 2000) para la
elaboración del pronóstico de mareas del
continente americano, base del pronóstico
anual de mareas en los principales puertos del
país, publicado por el IDEAM.
Una primera aproximación a la determinación
del comportamiento de las mareas en la bahía
de Cartagena demostró que el factor que más
afecta las fluctuaciones de la marea es la
declinación lunar, cuya constituyente K1 lunar
declinacional aporta la mayor variación de
altura para la predicción (Lozano y Parra,
1993). Este mismo factor tiene un gran efecto
sobre las variaciones mensuales del nivel del
mar, haciéndolo elevar casi 10 cm con
declinación 0°. De igual forma se determinó
que las constituyentes que más influyen en las
fluctuaciones de la marea para el área de
Cartagena son las componentes K1, O1, M2,
Mn, y P1, las cuales agrupan el 95 % de los
valores de la marea (Tabla 1). Igualmente se
definió que las constituyentes de largo
periodo, que en su mayoría no sobrepasan los
2 mm, son prácticamente despreciables para la
predicción de la marea (Tabla 1).
Tabla 1. Constantes armónicas de las constituyentes
principales en la Bahía de Cartagena (Lozano y Parra,
1993)
La información recolectada por el IDEAM
mediante su red mareográfica compuesta por
equipos ubicados en Capurganá, Islas del
106
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Tabla 2. Estaciones de estudio
Tabla 3. Series de Datos. En la tabla se muestra la
cantidad de información de nivel del mar disponible
para cada una de las estaciones, entre 1990 y 2000
(dt= 1h)
Metodología
El proceso de identificación de las
componentes armónicas de mareas implica la
utilización de un método de análisis. Para el
presente estudio se determinó utilizar el
análisis armónico de mareas diseñado por la
Universidad de British Columbia, que
corresponde al desarrollo de los programas
originales en Fortran diseñados por M.G.G
Foreman del Institute Of Ocean Sciences
(IOS); tambien se empleó el método de
análisis espectral mediante el uso de la TRF,
con el objeto de comparar la diferencia entre
ambos.
Las series de tiempo utilizadas para el análisis
fueron las recolectadas por el IDEAM en
diferentes estaciones mareográficas (Tabla 2).
Las series debieron ser tratadas con el fin de
completar los espacios faltantes mediante una
interpolación espectral.
Series de tiempo
La organización de las series de tiempo horaria
de las estaciones de Cartagena, Islas del
Rosario y San Andrés permitió reconocer el
estado de los datos, determinando que en
muchos de los casos la información disponible
no era suficiente y que los lapsos de
información faltante, hasta de tres meses en
algunos casos, imposibilitaba la interpolación
de la serie (Tabla 3).
Teniendo en cuenta lo anterior, se escogieron
series de tiempo con la menor cantidad de
datos consecutivos faltantes que permitieran
la utilización del método de análisis de
armónicas (series de un año) y la aplicación de
la TRF, con la mayor cantidad de datos
disponibles para hallar los espectros de
frecuencia de las series de tiempo horarias
(Tabla 4).
107
Tabla 4. Series de Tiempo escogidas para la
aplicación del método de Foreman y el análisis
espectral
La aplicación del análisis espectral supone
mayor resolución en la medida que se tenga
mayor cantidad de datos, lo cual se vio
limitado por la falta de información que
interrumpía la continuidad de la serie. En
algunos casos los datos faltantes pudieron ser
interpolados mediante un método de
interpolación espectral.
Método de interpolación
Teniendo en cuenta la característica periódica
de la marea, fue escogido el método de
interpolación espectral de la TRF el cual
asume x (t) como una función periódica p,
muestreadas en puntos igualmente
espaciados, x (i) = x (t ( i ) ) donde: T ( i ) = ( i
1 ) * P/M , i =1:M, donde M = longitud (x).
Luego entonces y( t ) es otra función periódica
con el mismo periodo y Y( j ) = Y (T(j))
donde T(j) = (j-1) *P/N j=1: N, N=
longitud (Y). Si N es la integral múltiple de M,
entonces Y (1:N/M:N)=X. Básicamente lo
que se hace es aplicar la TRF a la serie original.
Una vez encontradas las frecuencias de la
serie, se aplicó la inversa de la TRF,
restaurando la serie (Figura 1).
Figura 1. Serie de tiempo horaria del nivel del mar en
Cartagena. En rojo, resultado de la interpolación
espectral de la serie original (azul).
108
Análisis armónico de mareas (M.G.G
Foreman)
La herramienta para el análisis de marea de
M.G.G. FOREMAN usa el análisis armónico
para estimar los componentes de marea y su
incertidumbre en las series de tiempo
escalares y vectoriales.
La versión en Matlab utilizada en el presente
estudio está basada en el paquete para el
análisis de marea desarrollado inicialmente en
Fortran por S.Lentz (I.O.S) y B. Beardsley
(WHOI), quienes iniciaron la traslación de los
códigos de programación de Fortran a Matlab,
mejorando la estimación del error usando los
códigos espectrales de Matlab. R.Pawlowicz
de U.B.C (UNIVERSITY OF BRITISH
COLUMBIA), luego la completó y
reescribió usando matemática compleja.
Existe un máximo de 69 posibles
componentes de marea que pueden ser
incluidas en el análisis de marea, 45 de esas
son de origen astronómico (componentes
principales) mientras que las restantes 24 son
componentes de aguas someras que derivan de
los componentes principales M2, S2, N2, K2, K1
y O2 (Tabla 5).
Los componentes de marea de aguas someras
aparecen de la distorsión de las componentes
de marea principales en aguas someras, debido
a que la velocidad de propagación de una onda
progresiva es aproximadamente proporcional
a la raíz cuadrada de la profundidad del agua en
que la onda está viajando; las aguas someras
tienen el efecto de retardar el paso de la onda
mas que la cresta. Esto distorsiona la forma
original de la onda, introduciendo señales
armónicas que no son predecidas en el
desarrollo potencial de la marea.
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Tabla 5. Componentes de aguas someras tenidas en
cuenta y componentes principales de donde se
derivan.
Para determinar los pares de comparación de
RAYLEIGH, se tienen en cuenta los
siguientes criterios:
•
Dentro de cada grupo de componentes,
éstas están en orden teniendo en cuenta la
disminución de la magnitud del potencial
de la amplitud de la marea.
•
Se compara el candidato a componente
con la más cercana en frecuencia.
•
Cuando existan dos componentes
cercanas relativamente iguales en cuanto a
potencial de amplitud, se escoge la
representación del par cuya inclusión sea
lo más temprano posible. Esto dará pronta
información sobre el rango de frecuencia.
•
El análisis de las series de mareas se hace
utilizando el método de los mínimos
cuadrados para la determinación de la
amplitud y la fase.
El desarrollo y explicación del método se
omite teniendo en cuenta que se encuentra
descrito en
MANUAL FOR TIDAL
HEIGHTS ANALISIS AND PREDICTION
(Foreman, 1996).
Análisis espectral
Para la selección de las componentes de marea
presentes en la serie de tiempo se utiliza el
criterio de comparación de RAYLEIGH. El
criterio decide si un componente específico
debe ser incluido o no en el análisis. Si FO es la
frecuencia de una componente, F1 es la
frecuencia de la componente de comparación
de RAYLEIGH y T es el tiempo de la serie de
datos para ser analizada, luego la componente
será incluida en el análisis sólo sí, FO - F1 T
RAY (RAY = 1):
La identificación de los componentes de
marea mediante el empleo de la TRF utiliza
una metodología diferente al análisis de
armónicas que emplea mínimos cuadrados,
aunque la finalidad es la misma. La
determinación de las componentes no se hace
por comparación con una base de datos sino
que soluciona las frecuencias implícitas en la
señal de marea (serie de tiempo) mediante la
suma de senos y cosenos.
109
Para facilitar la aplicación numérica (TRF) fue
empleado Matlab, con el uso de las
herramientas para el procesamiento de señales
de ese programa. Como en el caso del análisis
armónico de mareas, las series de tiempo
horarias debieron ser interpoladas para
completar los lapsos faltantes de información,
logrando series de cinco años como en el caso
de Cartagena y tres años para las Islas del
Rosario y San Andrés, lo que permitió hallar
bajas frecuencias correspondientes a
componentes de largo periodo con mayor
exactitud que con el método de Foreman.
a) Componentes de largo período
Resultados
Del análisis de las series de tiempo se
identificaron gran cantidad de componentes,
aunque las diez principales componentes
representan el 82.4% de la energía de la señal
para el caso de Cartagena, mientras que para
las Islas del Rosario y San Andrés
corresponden a un 80.9% y 77.8%
respectivamente, siendo entonces ese número
de componentes, las representativas para
caracterizar las mareas en cada una de las áreas
estudiadas.
b) Componentes diurnas
No existen mayores diferencias entre los
métodos utilizados, aunque en el caso de la
componente de largo periodo SSA
(Cartagena) existe una diferencia de 62.25
horas debido a que la serie de tiempo utilizada
para su análisis espectral comprende mayor
número de datos dando una mayor
resolución. Sin embargo la diferencia
corresponde al 1.43% siendo insignificante
(Tabla 6, anexa). En la Figura 2 se representan
las componentes de la marea mediante
espectros de frecuencias de las series de nivel
del mar para Cartagena.
Los resultados obtenidos de las metodologías
de analisis de las mareas para las Islas del
Rosario y San Andres se identifican en las
Figuras 3 y 4 y en las Tablas anexas 7 y 8.
110
c) Componentes semidiurnas
d) Componentes de alta frecuencia
Figura 2.
Cartagena
Espectros de frecuencia de la marea en
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
a) Componentes de largo período
b) Componentes diurnas
b) Componentes diurnas
c) Componentes semidiurnas
c) Componentes semidiurnas
d) Componentes de alta frecuencia.
Figura 3. Espectros de frecuencia de la marea en las
Islas del Rosario
Figura 4. Espectros de frecuencia de la marea en San
Andrés Islas.
Clasificación de mareas
Para clasificar las mareas se utiliza el
coeficiente de Coutier definido como:
F = ( K1 + O1 ) / ( M2 + S2 )
a) Componentes de largo periodo
111
donde los símbolos de las constituyentes
indican sus respectivas amplitudes, clasificando
las mareas en cuatro categorías (Tabla 9).
Tabla 9. Clasificación de las mareas acuerdo criterio Coutier
VALOR DE F
0 - 0.25
0.25 - 1.5
1.5 - 3
>3
CATEGORIA
semidiurna
mixta, principalmente semidiurna
mixta, principalmente diurna
diurna
La clasificación de la marea para las tres áreas
de estudio se resume en la
Tabla 10,
considerando la aplicación de la fórmula con los
valores de las amplitudes de las constantes
encontradas para cada área, definiendo así la
categoría de la marea en cada sector.
Tabla 10. Clasificación de la marea de las estaciones de estudio
ESTACION
Cartagena
Islas de Rosario
San Andrés
K1 O1 M2 S2 Valor F
8.68 4.86 7.19 1.65 1,53
9.13 5.46 7.67 1.65 1,56
8.27 4.15 7.29 1.35 1,43
CLASIFICACION DE LA MAREA
Mixta, principalmente
diurna
Mixta, principalmente
diurna
Mixta, principalmente semidiurna
Conclusiones
De acuerdo con los resultados obtenidos del análisis de los datos se puede concluir en relación a las
estaciones estudiadas del Caribe colombiano que, Cartagena e Islas del Rosario se encuentran dentro
de la clasificación de marea mixta, principalmente diurna mientras que San Andrés se encuentra
dentro de la clasificación de marea mixta, principalmente semidiurna.
Teniendo en cuenta que las primeras 10 componentes en cada uno de los casos estudiados abarcan un
80% de la energía de la señal de marea, en las tablas 11 12 y 13 se identifican las principales.
Tabla 11. Principales componentes de marea identificadas en Cartagena
CARTAGENA
Componente
*K1
*M2
*O1
*P1
*SSA
*N2
*S2
*MF
*Q1
*NO1
112
Frecuencia
0,04178
0,08051
0,03873
0,04155
0,00023
0,079
0,08333
0,00305
0,03722
0,04027
Periodo
23,9348971
12,4208173
25,8197779
24,0673887
4347,82609
12,6582278
12,00048
327,868852
26,8672757
24,8323814
Amplitud
8,6829
7,1923
4,8631
3,1462
2,9493
2,389
1,6539
1,1555
0,7627
0,545
Fase
146,28
154,6
354,46
153,71
64,63
226,38
240,02
128,32
82,3
260,23
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
Tabla 12. Principales componentes de marea identificadas en Islas del Rosario
I. ROSARIO
Componente Frecuencia
*K1
*M2
*O1
*SSA
*P1
*N2
*MM
*S2
*MF
*PHI1
0,04178
0,08051
0,03873
0,00023
0,04155
0,079
0,00151
0,08333
0,00305
0,04201
Periodo
23,9348971
12,4208173
25,8197779
4347,82609
24,0673887
12,6582278
662,251656
12,00048
327,868852
23,8038562
Amplitud
9,13
7,67
5,46
5,16
2,61
2,5
1,77
1,65
1,36
0,82
Fase
169,62
159,65
324,4
65,95
164,84
233,27
274,96
249,5
211,31
180,21
Tabla 13. Principales componentes de marea identificadas en San Andrés
SAN ANDRES
Componente
*K1
*M2
*O1
*SSA
*P1
*N2
*S2
*MF
*MM
*Q1
Frecuencia
0,04178
0,08051
0,03873
0,00023
0,04155
0,079
0,08333
0,00305
0,00151
0,03722
El análisis de los datos del nivel del mar
efectuado en el presente estudio, permitió la
identificación de los componentes de marea
principales y de aguas someras,
constituyéndose como la base de predicciones
futuras de las mareas para San Andrés,
Cartagena e Islas del Rosario.
Se hace necesario mejorar o completar las
bases de datos de mareas, ya que existe gran
cantidad de vacíos de información que no
permiten una caracterización completa de las
mareas.
Periodo
23,9348971
12,4208173
25,8197779
4347,82609
24,0673887
12,6582278
12,00048
327,868852
662,251656
26,8672757
Amplitud
8,27
7,29
4,15
3,49
3,4
2,56
1,35
1,23
1,12
1,03
Fase
165,08
280,35
67,28
66,97
159,55
251,51
212,53
97,26
359,15
71,25
Referencias bibliográficas
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mar IBM PC., Joint archive for the sea level of the
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Almirante Padilla. Facultad de Oceanografía
UNESCO 1985, Manual de medición e
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Guías,
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Wiedemann, H. Reconnaissance of the Cienaga
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Parameters and Geological History. En: Mitt. Inst.
Colombo-Alemán Invest. Cient. No 7. (1973). p.
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Informe final del proyecto: “Estudio de la línea de
costa entre Bocas de Ceniza y la boca del río
Toribío”, 2003.
Zetler, B. and Lennon, G., 1967. Some
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Hidrog., 44(1), 139-147. Citado por: SPERONI,
Jorge et al., Estudio de la marea en el borde de la
Barrera Larsen, Mar de Weddell Noroccidental.
Argentina: GEOACTA, 2000. Vol 25; p.4
BOLETÍN CIENTÍFICO No. 22 - CIOH
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¿Cuán es el problema?, ¿Qué trabajos indican que el
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competente necesita para repetir la investigación.
Resultados: La sección de resultados es el corazón
artículo científico. Aquí se le informa al lector los datos
obtenidos durante la investigación.
Discusión: En esta sesión se explican los resultados de la
investigación y se comparan con el conocimiento previo
del tema. La discusión contesta tres preguntas
fundamentales: ¿Por qué se obtuvieron estos
resultados?, ¿Cómo comparan con los resultados de
otros investigadores? y ¿Cuál es la contribución
principal de la investigación, que importancia tiene y que
problema importante resuelve? Algunos autores
tenninan la sección de discusión con sugerencias para
investigaciones futuras.
Agradecimientos: Esta sección reconoce la ayuda de
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documental, se colocan al pie de la tabla y no al pie de
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Las figuras deberán tener en forma clara la información
se intenta mostrar incluyendo textos y los colores deben
fácilmente diferenciables.