Cap1 - Descripción de los océanos

Oceanografía Dinámica
1. Características generales de los océanos
Oceanografía física es el estudio de la física de los océanos y mares adyacentes y es
por lo tanto parte de la geofísica. Otras disciplinas oceanográficas incluyen oceanografía
biológica, química y geológica. En las últimas décadas la oceanografía física pasó de ser una
ciencia descriptiva a una ciencia explicativa y con poder de predicción y ha madurado en el
campo de la física ambiental. Dentro de la oceanografía física se encuentra la oceanografía
descriptiva y la oceanografía dinámica. Mientras que la primera describe las distribución y
características de las masas de agua en los océanos, la oceanografía dinámica estudia las
causas de los movimientos océanicos.
1.1 Descripcion física
La Tierra es un geoide, o sea una esfera con los polos achatados comparados con el
ecuador, debido a la acción de la fuerza centrípeta. La topografía terrestre y la batimetría de
los océanos se muestra en la Figura 1.1. Los grandes océanos globales consisten en tres
cuencas interconectadas: el océano Pacífico, el océano Atlántico y el océano Indico. La
conexión mas importante se da en el hemisferio sur a través del oceano Austral. El Indico y el
Pacífico a su vez se conectan a través de los estrechos de Indonesia, mientras que el Pacífico
y el Artico se conectan a traves del estrecho de Bering.
Figura 1.1 - Topografía y batimetría terrestre.
Una cuenca oceánica típica comienza en la costa con la plataforma continental extendiéndose
hasta una profundidad de 200 m. La plataforma puede variar en ancho desde unas decenas de
metros a miles de kilometros. La plataforma termina usualmente en forma abrupta dando
lugar al talud, una zona de gran pendiente (entre 5% y 10%). El talud conecta con el fondo
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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marino que tiene una pendiente tipica de 0.01 a 0.1% (Figura 1.2). El fondo marino está
caracterizado por la existencia de dorsales marinas que son montañas con una altura media de
2000 m y presentan un surco central (“rift”) por donde sale magma procedente de la
astenosfera, que se deposita a ambos lados, creando nuevo suelo oceánico.
Figura 1.2 – Esquema de fondo marino
El fondo está también surcado por grandes fosas marinas como la fosa de las Marianas cerca
de las Filipinas (Figura 1.3).
Figura 1.3 – Fosa de las Marianas
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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La mayor parte de la superficie terrestre (70.8%) se encuentra cubierta por océanos (361 x 106
km2). El volumen continental que se extiende por encima del nivel del mar es cercano a 10 8
km3, y el volumen de agua en los océanos es 14 x 10 8 km3. En el hemisferio norte alrededor
de 60% de la superficie es océano y 40% continente. En el hemisferio sur, la superficie
oceánica es mucho mas dominante abarcando el 80% del total. La profundidad promedio de
los océanos (alrededor de 3800 m) es más de 1000 veces mas pequeña que el ancho de las
cuencas oceánicas, lo cual permitira realizar aproximaciones en la descripción matemática de
los movimientos oceánicos.
Característica
Valor
Radio promedio
6.37 x 106 m
Velocidad angular
7.29 x 10-5 s-1
Volumen total oceánico
1.37 x 109 km3
Masa total
5.97 x 1024 kg
Area total de superficie
5.10 x 1014 m2
Superficie oceánica
3.61 x 1014 m2
Profundidad oceánica media
3800 m
Altura media continental
840 m
Tabla 1.1 – Algunas propiedades caracteristicas de la Tierra.
1.2 Exploración y observación de los océanos
1.2.1 Primeras exploraciones y, ¿por que el océano es frío en profundidad?
Tanto los vikingos como los polinesios hicieron uso de su experiencia con corrientes
oceánicas para explorar nuevas áreas en el Atlantico y el Pacífico, respectivamente. Los
normandos, por ejemplo, instalaron colonias cerca de New Foundland en el 1000 AD y
viajaron continuamente entre esta colonia y Europa del norte usando las corrientes en el
Atlantico Norte.
Las primeras documentaciones occidentales sobre las corrientes oceánicas fueron realizadas
durante las expediciones de Critobal Colón (1492-1494), Vasco da Gama (1497-1499) y
Fernando Magallanes (1516-1522). Colón fue el primero en medir las corrientes en el
Atlántico. Las mediciones fueron luego continuadas por James Cook (1728-1779) en el
Endeavour, el Resolution y el Adventure, y por Charles Darwin (1809-1882) en el Beagle.
El primer mapa de la corriente del Golfo fue realizada en 1769 por Benjamin Franklin y
Timothy Folger, y fue motivado por tratar de reducir el tiempo para cruzar el Atlántico en
barco. Los capitanes de la epoca fueron instruídos en seguir la corriente del Golfo al ir hacia
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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Europa y evitarla en el viaje de regreso (Figura 1.4).
Figura 1.4 -Corrientes en el Atlantico norte
Algunos sugieren que la existencia de esta corriente contribuyó al descrubrimiento de
América pues en los tiempos de Colón troncos y otros objetos aparecían frecuentemente en
las costas de Noruega, Escocia e Irlanda. Para alguien como Colón esto podría haber sugerido
la existencia de tierras al oeste de Europa.
En 1751 Henry Ellis, capitán de un barco de esclavos británico hizo un descubrimiento
sorprendente cerca de 24ºN. Usando un nuevo instrumento recientemente desarrollado por
Sptephen Hales, Ellis midio la temperatura del océano profundo y encontró que las aguas
eran muy frías, una característica que luego se verificaría en todo el océano profundo (Figura
1.5). En la época fue muy sorprendente pues se pensaba que la radiación que reciben los
océanos en superficie habría calentado las aguas profundas a través de la difusión de calor. La
solución al problema fue encontrada por el conde Rumford cerca de 1800: las aguas frías
descienden en los mares polares y se mueven hacia el ecuador por medio de corrientes
profundas.
Figura 1.5 – Temperatura en una sección sur-norte del Atlántico.
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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En general, en latitudes medias el océano está estratificado verticalmente y se pueden
diferenciar tres regiones: la capa límite superficial que tiene propiedades uniformes debido a
turbulencia por acción de los vientos y flujos de calor, una zona de rápida disminución de la
temperatura llamada termoclina y el océano profundo donde la temperatura varía
relativamente poco (Figura 1.6). Es de resaltar que cerca del 75% de las aguas en los océanos
tienen temperaturas entre 0 y 4ºC. La termoclina generalmente coincide con la haloclina
(zona de rápida variación de la salinidad con la profundidad) y con la picnoclina (zona de
gran gradiente vertical de densidad).
Figura 1.6 – Perfiles típicos de temperatura, salinidad y densidad en el océano abierto.
Una razón importante de la existencia de aguas cálidas confinadas a la superficie es que el
océano absorbe la radiación del sol. Mas del 50% de la radiación que llega a la superficie es
absorbida en el primer metro de la columna de agua y aún en las aguas mas claras menos del
1% de la radiación incidente penetra hasta 100 m. En regiones costeras donde donde hay
sedimentos en suspensión y alta productividad biológica el 99% de la radiación es absorbida
en los primeros 10 m.
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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1.2.2 Exploraciones modernas y observación del océano
En el siglo XIX el norteamericano Maury (1806-1873) realizó los primeros mapas detallados
de vientos y corrientes en superficie y escribió el primer libro de Oceanografia Física llamado
“The Physical Geography of the Sea”. Se convirtió asi en el primer oceanógrafo físico.
Entre 1872 y 1876 se realizó la famosa expedición en el Challenger, motivada
fundamentalmente por questiones de biología marina. Una de las hipótesis de la época era
que no existía vida en el océano profundo (en este caso por debajo de los 540 m) debido a la
inexistencia de luz y la gran presión, la llamada “hipótesis azoica” propuesta por E. Forbes.
Bajo el liderazgo de W. Thomson se realizaron gran cantidad de medidas incluyendo 492
perfiles de temperatura a lo largo de la ruta. Se descubrieron 4717 especies nuevas y la
“hipotesis azoica” fue demostrada incorrecta. Los resultados de la expedicion fueron
descritos en un reporte de 50 volúmenes conteniendo una increíble cantidad de información
sobre los océanos.
Recién en 1925 se realizó la primer expedición dedicada a la oceanografia física. Entre 1925
y 1927 la expedición alemana en el Meteor realizó mediciones de temperatura y salinidad
sobre una gran región del Atlantico. El CTD (Conductivity, Temperature, Depth), el
instrumento que permite medir en forma simultánea y precisa la conductividad del agua de
mar (y por lo tanto la salinidad) y la temperatura fue inventada recién en 1955 por Bruce
Hamon y Neil Brown.
Durante el Año Internacional de la Geofísica en 1957-1958 la cooperación entre varios países
permitió realizar medidas sobre grandes dominios oceánicos y no restringirse únicamente a
una de las cuencas. Durante este año, por ejemplo, se encontró que las anomalías de
temperatura de superficie del mar asociadas al fenómeno de El Niño (justo ocurrió un evento
en 1957!) cubrían una región mucho mayor del océano Pacífico que lo que se pensaba. Este
descubrimiento permitió a Jacob Bjerknes conectar cambios en los vientos alisios con
cambios en la temperatura de superficie del mar en el Pacífico este, convirtiendose mas tarde
en el primer ejemplo claro de la importancia de la circulación oceánica en el sistema
climático.
El World Ocean Circulation Experiment (WOCE), operacional desde 1985 a 1995, tuvo como
finalidad medir, describir, modelar y comprender la circulación oceánica global. Se realizaron
muchísimos transectos midiendo temperatura y salinidad en todos los océanos, muchos de los
cuales fueron repetidos para determinar variaciones de largo plazo en estas variables. Los
datos están disponibles en el sitio web http://whpo.uscd.edu/ y pueden ser analizados usando
el Ocean Data View software o el Java Ocean Atlas. La componente de modelación del
programa dió lugar a una serie de modelos de circulación general oceánica que están
disponibles para la comunidad. Otros programas internacionales donde el estudio de los
océanos forma parte integral fueron el TOGA (Tropical Ocean Atmosphere Program),
PIRATA, RAMA y el CLIVAR (Climate Variability) que aún estan funcionando.
El primer satélite para investigación oceanográfica, el SEASAT, fue lanzado en 1978 y,
aunque estuvo en funcionamiento sólo por un mes, se realizaron importantes medidas de la
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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topografía de la superficie del mar usando altimetría con radar. Hoy día se realizan medidas
de la altura de superficie del mar (TOPEX, ERS), concentración de clorofila en superficie
(SeaWifs) y temperatura de superficie del mar (AVHRR) en forma rutinaria y con cobertura
global. Estos datos estan disponibles para la comunidad, por ejemplo en http://topexwww.jpl.nasa.gov/.
En los últimos años se han venido dando los primeros pasos para un sistema de monitoreo
global de los océanos. Por ejemplo, ARGO es un programa que consiste en mas de 3000
boyas a la deriva que miden temperatura y salinidad de 0 a 2000 m de profundidad (ver
Figura 1.7). Esto permite, por primera vez, el monitoreo global y contínuo de temperatura,
salinidad y velocidad de las corrientes de los océanos gloables. Los datos son transmitidos
por cada boya y disponibles al público muy rapidamente (http://www.argo.ucsd.edu/).
Figura 1.7 – Boyas del programa ARGO el 13 de agosto de 2014.
1.3 Características del agua de mar
La molécula de agua (H2O) está compuesta por dos átomos de hidrógeno conectados
por un átomo de oxígeno, y su estructura es asimétrica pues los ejes entre los átomos de H y
de O se intersectan en un ángulo de 105°, generando un momento dipolar eléctrico. Una de
las propiedades fundamentales del agua es que puede disolver mas sustancias que cualquier
otro líquido, lo cual explica la presencia de muchos iones en el océano y la alta salinidad del
agua de mar.
Debido a su gran momento dipolar las moléculas de agua forman cadenas por medio de
enlances de hidrógeno, lo cual resulta en una gran tensión superficial comparada con otros
líquidos. Uno de los efectos de la gran tensión superficial es la ocurrencia de ondas capilares
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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en la superficie del océano, las cuales juegan un papel importante en la transferencia de
momento entre el océano y la atmósfera. Otra consecuencia de la formacion de cadenas es el
alto calor específico y el calor latente de evaporación del agua. La capacidad de absorber
calor se ve aumentada por la transparencia del agua a la luz solar provocando que sólo una
pequeña parte sea reflejada en la superficie. Por lo tanto, los océanos tienen una gran inercia
térmica y juegan un papel importante en el almacenamiento y transporte de calor en el
sistema climático.
1.3.1 Salinidad
El agua de mar consiste en una solución de iones como por ejemplo Cl - y Mg2+ (ver figura
1.8).
Figura 1.8 – Composión química del agua de mar.
En un elemento de volumen, sean n-1 tipos de iones con masas m i, i=1,...,n-1 y sea la masa
del agua mn. La masa total m y las fracciones de masa ci, i=1...n-1 están dados por
n
∑ mk =m
k=1
n
m
c k = k →∑ c k =1
m k=1
(1.1)
En el océano lejos de los continentes la composición relativa de los diferentes iones es
constante, uno de los hallazgos de la expedicion del Challenger. Esto indica que el agua de
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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mar está bien mezclada en escalas de tiempo geológicas y motiva definir la salinidad S como
S=
n−1
m
1
mk ; W = n ,
∑
m k=1
m
(1.2)
de tal forma que todas las fracciones de masa pueden ser expresadas como
ck =λk S ,k =1. .. n−1
(1.3)
con
n−1
m
λ k = n−1 k → ∑ λ k =1 ;
∑ ml k=1
(1.4)
l =1
S + W =1.
De esta forma el agua de mar puede considerarse como un líquido de dos componentes (agua
y sal) en el cual la salinidad es la única variable independiente. La definición mas sencilla de
salinidad sería entonces la cantidad total de material inorgánico disuelto medido en gramos en
un kilogramo de agua.
Inicialmente la salinidad se determinaba midiendo la concentración de Cl - en una muestra de
agua, y se usaba la relación constante entre la S y Cl-
S=1.806 Cl.
Actualmente la salinidad se determina midiendo la conductividad eléctrica de la muestra, un
método mucho mas preciso. Para el océano lejos de las fronteras un valor típico de la
salinidad es 34.5 g de sal por kg de agua, y se indica S = 34.5 ppt (partes por mil). Otra
unidad común usada para medir la salinidad es la Practical Salinity Unit (psu) definida como
la razón de la conductividad de la muestra y un estandard de solución de NaCl (S ppt =
1.004867 Spsu). Hoy día la salinidad se expresa sin unidades.
El rango de variación de la salinidad en los océanos es pequeño; el 75% de las aguas
oceánicas tienen salinidad entre 34.5 y 35. En muchos casos es posible considerar la salinidad
como uniforme. Sin embargo, nuestra comprensión de los procesos oceánicos depende
muchas veces de pequeñas variaciones en la salinidad.
1.3.2 Distribución superficial de temperatura y salinidad
La figura 1.9 muestra la distribución media global de temperatura en superficie.
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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Figura 1.9 – Temperatura de superficie del mar global media anual.
En una primera aproximación está claro que la temperatura disminuye con la latitud como
sería esperable ya que los trópicos reciben mayor radiación solar. Sin embargo existen
regiones que se desvían de este comportamiento: (1) en latitudes medias la temperatura en los
bordes oestes de cada cuenca es mayor que la temperatura a la misma latitud en el borde este;
(2) en latitudes altas del océano Atlántico, las aguas en el Mar de Noruega son relativamente
cálidas comparadas con aguas en la misma latitud en el Pacífico norte; (3) en el Pacífico
ecuatorial hay un gradiente de temperatura con una lengua fría en el este y aguas cálidas en el
oeste. ¿Cuales son las razones de estas desviaciones?
La estructura espacial de la salinidad media en superficie se muestra en la Figura 1.10. Esta
distribución está acoplada en forma fundamental con los patrones de evaporación,
precipitación y descarga de agua dulce por ríos y derretimiento de los hielos. El Atlántico
subtropical es un área donde la evaporación excede la precipitación dando lugar a una
salinidad relativamente alta. La salinidad promedio en el Atlántico es mayor que en el
Pacífico (¿por qué?). En el océano Austral la salinidad es muy uniforme longitudinalmente.
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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Oceanografía Dinámica
Figura 1.10 - Distribución de salinidad de superficie global oceánica promediada en el año.
1.3.3 Ecuación de estado
La densidad del agua aumenta con un incremento de la salinidad y disminuye con un
aumento de la temperatura. Asimismo, la compresibilidad del agua resulta en variaciones de
la densidad con la profundidad.
Por otro lado, como se mencionó anteriormente, las aguas oceánicas tienen rangos
relativamente chicos de temperatura y salinidad lo cual resulta que a primer orden el océano
se puede considerar homogéneo. Un gran número de problemas en oceanografía dinámica
puede ser resuelto asumiendo un océano homogéneo e incompresible, o sea de densidad
constante.
Una aproximación mas correcta es considerar la siguiente ecuación de estado lineal
ρ=ρ0 [1−α(T −T 0 )+β( S−S 0 )+ γ p ]
(1.5)
donde a, b y k son constantes. Usando ρ0=1027 kg /m3 , T0=10 ºC y S0=35 psu y los
siguientes valores de α=0.15/ρ0 1/°C, β=0.78/ρ0 1/psu, γ=4.5x10-3/ρ0 1/dbar es posible
calcular la densidad con un error de 0.5 kg/m3.
Existen otros procesos donde es importante conocer la estructura de densidad oceánica al
mayor detalle posible. En esas situaciones no es posible asumir un océano homogéneo ni una
ecuación de estado lineal. En esos casos es necesario usar tablas que relacionan la densidad
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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Oceanografía Dinámica
con s, T y p (UNESCO).
Diferencia de densidad y gradientes horizontales de presión juegan un papel fundamental en
la dinámica oceánica. Por ello, y puesto que los dos primeros dígitos de la densidad nunca
cambia, se define
σ=ρS ,T , p−1000
(1.6)
o sea que para ρ=1026.4 kg/m3, σ=26.4 . Cuando no hay subindices se asume que son
medidas de densidad in situ. Por otro lado, en general la densidad se calcula en un nivel de
presión dado. Por ejemplo:
σt =ρS , T , 0−1000
σ2=ρS , θ(2), 2000−1000
σ 4=ρS , θ(4 ),4000 −1000
donde los subíndices t, 2, 4 se refieren a superficie, 2000 db y 4000 db y
temperatura potencial.
(1.7)
θ
es la
La figura 1.11 muestra  t en funcion de T y S. Se observa que la sensibilidad de la
densidad con respecto a la temperatura disminuye cuando las aguas son frías, lo cual implica
que en latitudes altas la influencia de la salinidad sobre la densidad es mayor que en latitudes
tropicales.
Figura 1.11 – Variación de densidad  t con T y S.
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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Oceanografía Dinámica
La densidad a veces se expresa en términos del volumen específico, α=1/ρ , y
análogamente a la densidad se define la anomalía de volumen específico δ, que es la
diferencia entre el volumen específico in situ y aquel de agua de mar a la misma presión pero
a una temperatura de 0 C y salinidad de 35 psu (océano standard)
δ=α S ,T , p−α 35,0, p .
(1.8)
1.3.4 Temperatura potencial
Dada las grandes presiones en el fondo del océano es necesario diferenciar entre la
temperatura in situ y la temperatura potencial.
El concepto de temperatura potencial puede derivarse fácilmente de consideraciones
energéticas usando la 1a ley de la termodinámica:
cambio en energía interna = calor entregado al cuerpo + trabajo realizado sobre el cuerpo
Si asumimos que no existe intercambio de calor con el entorno (proceso adiabático) el
cambio en energía interna debe ser igual al trabajo realizado sobre el agua. Como el agua es
(poco) compresible a medida que desciende una parcela de agua se realiza trabajo sobre ella.
Por lo tanto debe haber un incremento de la energía interna de la parcela, lo cual redunda en
un aumento de la temperatura. Una parcela a una temperatura de 0.58 C en superficie tendrá
una temperatura de 1.0 C si se la lleva adiabáticamente hasta una profundidad de 5000 m. En
este ejemplo entonces la temperatura in situ a 5000 m será T=1.0 C, mientras que la
temperatura potencial será θ=0.58 C. Análogamente se define una densidad in situ y una
densidad potencial.
Las aguas en fosas profundas son isotérmicas con respecto a la temperatura potencial, lo cual
implica que la temperatura in situ aumenta con la profundidad (Figura 1.12) y, que mientras
que la densidad in situ disminuye con la profundidad la densidad potencial es constante.
Dada la alta compresibilidad del aire este efecto es mucho mayor en la atmósfera. Mientras
que en los océanos es esperable una razón de 0.1 a 0.15 ºC/1000 m, la temperatura in situ de
una parcela de aire elevada adiabáticamente disminuye entre 5 y 10 ºC/1000 m.
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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Oceanografía Dinámica
Figura 1.12 – Perfiles de temperatura in situ, temperatura potencial y densidad in situ y
densidad potencial en la fosa de Kermadec en el Pacífico norte.
1.3.5 Estabilidad de la columna de agua
Consideremos una parcela de agua en una región establemente estratificada del océano donde
∂ρ
el gradiente vertical de densidad es
(negativo para que la columna sea estable). Si la
∂z
parcela es desplazada hacia arriba un distancia ζ la parcela será mas densa que el entorno
∂ρ
en una cantidad dada por Δ ρ=−ζ ( ) y experimentará un empuje (por unidad de
∂z
volumen) dado por
E=−g Δ ρ=g ζ (
∂ρ
)
∂z
(1.9)
Bajo esta fuerza la parcela tenderá a volver a su posición de equilibrio pero que adquiere su
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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Oceanografía Dinámica
máxima velocidad en el nivel original se pasará de largo y llegará a niveles donde la densidad
del entorno es mayor que la de la parcela. Esto implica que la parcela tenderá a ir nuevamente
hacia arriba, generando así una oscilación alrededor de la posición de equilibrio. Si el empuje
es la única fuerza actuante el movimiento de la parcela estará descrito por
2
∂ρ
dw
d ζ
ρ
=ρ 2 =g ζ( )
dt
∂z
dt
2
d ζ g ∂ρ
= ρ ( )ζ=N 2 ζ
2
∂z
dt
−g ∂ρ
N= ρ ( )
∂z
O sea que la ecuación del desplazamiento de la parcela es el de un movimiento armónico
simple cuya frecuencia característica es la frecuencia de Brunt-Vaisala N.
√
Por lo tanto las oscilaciones verticales en la columna de agua estan restringidas a frecuencias
menores a N. Por lo tanto, es la mayor frecuencia de las ondas internas en el océano. En la
ausencia de fricción la parcela seguirá oscilando indefinidamente; sin embargo en realidad
esperamos que la oscilación se amortigue debido a la fricción. La frecuencia N se usa como
medida de estabilidad de la columna de agua. Valores típicos de N son algunos ciclos por
hora (ver Figura 1.13). El máximo de N se encuentra en la picnoclina (coincide con
termoclina) que es profunda en el extratrópico y somera en los trópicos. A su vez, los valores
de N son mucho mayores en el trópico donde la picnoclina muestra un gradiente vertical de
densidad mas grande.
Figura 1.13 – Frecuencia de Brunt-Vaisala en el Pacífico. a) en el extratrópico, y b) en el
trópico. Notar diferencia de escalas. Recordar que 1dbar = 104 Pa ~ 1 m.
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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Oceanografía Dinámica
Bibliografía principal
– Introduction to Physical Oceanography, J Knauss,
– Introduction to Physical Oceanography, B. Stewart
– Atmosphere, Ocean and Climate Dynamics, J. Marshall and A. Plumb.
Notas: Prof. Marcelo Barreiro
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