Vorticidad y mareas internas en dos zonas de intercambio en

2.1 VORTICIDAD Y MAREAS INTERNAS EN DOS ZONAS DE
INTERCAMBIO EN EL GOLFO DE ANCUD
(CONA-C10F 04-05)
Mario Cáceres1*, Arnoldo Valle-Levinson2,
Mónica Bello1, Juan P. Belmar1 & Manuel Castillo1
1
Servicio Hidrográfico y Oceanográfico de la Armada,
2
Center for Coastal Physical Oceanography, Department of Ocean,
Earth and Atmospheric Sciences, Old Dominion University, USA
mcaceres@shoa.cl*
INTRODUCCIÓN
Existe una amplia variedad de mecanismos físicos de intercambio entre cuencas
semicerradas en áreas de fiordos, que se encuentran frecuentemente clasificadas de
acuerdo al agente externo que los genera y a los rasgos topográficos que modifican el
flujo. Entre éstos se encuentran los fenómenos derivados del efecto de la marea, tales
como las mareas barotrópicas, las mareas internas, la rectificación por mareas; los
derivados del efecto del viento; los procesos de mezcla asociados a umbrales, a fenómenos ondulatorios, a vorticidad y otros (Farmer & Freeland, 1983). El presente trabajo se focaliza sobre dos procesos específicos: vorticidad asociada a batimetría y
ondas internas en profundidades medias.
En lo que se refiere a la vorticidad, ésta se define como la tendencia del flujo a
cambiar su dirección. Cuando esta tendencia es a seguir las isóbatas, puede ser explicada por una aproximación a la conservación de energía potencial para un fluido en
rotación, siguiendo el teorema de Taylor Proudman, que indica que las velocidades no
pueden variar con la profundidad, luego el flujo debe ser paralelo a las isóbatas
(Trowbridge et al., 1998). Las desviaciones en la dirección del flujo también pueden
ser explicadas bajo el concepto de conservación de la vorticidad potencial (Π) en
ausencia de fricción (Pond & Pickard, 1995). Éste es un concepto útil y consistente
para describir las tendencias a la vorticidad en el océano, que relaciona la vorticidad
relativa (ζ) con la vorticidad absoluta (ƒ) (o parámetro de Coriolis) y la profundidad
(D) en la siguiente expresión, donde Π permanece constante.
(ζ+ƒ)/D=Π
(1)
Así, a medida que el flujo se mueve sobre regiones con profundidad cambiante
y diferencias despreciables de latitud, la vorticidad relativa cambiará para mantener
Π constante.
El canal Chacao (Figs. 1 y 2a), donde se observan intensas corrientes de marea
de hasta 3,5 m/s en el sector de la roca Remolinos (Cáceres et al., 2003), es la vía de
conexión marítima entre el golfo de Ancud y el océano Pacífico. En su acceso oriental, uniendo la punta Tique en la ribera norte y punta Lilicura en la isla de Chiloé, las
— 15 —
Crucero CIMAR 10
informaciones a la navegación y la carta náutica Nº 7210 editada por el Servicio
Hidrográfico y Oceanográfico de la Armada (SHOA), muestran la presencia de una
franja de escarceos y fuertes desviaciones al flujo, conocida como la “Raya del Tique”.
Las características principales de la circulación asociada a este rasgo, reportado sólo
por observaciones visuales, no han sido informadas previamente en la literatura científica. Coincidente con la posición de esta franja, se evidencia un abrupto aumento de
la profundidad en la dirección general Este-Oeste, por lo que se presume un efecto de
la topografía submarina en la generación de este fenómeno. No se descarta que ante
el brusco cambio de profundidad las corrientes experimenten cambios en su dirección
por la tendencia del flujo a seguir las isóbatas.
En el caso de las ondas internas, un mecanismo primario de su generación en el
océano proviene de la interacción de la marea con los rasgos topográficos de fondo,
situación que clásicamente se observa cuando la onda de marea oceánica encuentra
el borde de la plataforma continental o cuando una elevación de la topografía submarina intercepta la picnoclina. Las irregularidades de la topografía de fondo también
afectan la propagación de la energía de la onda interna de marea, generando, por
ejemplo, resuspensión de sedimentos en cañones submarinos (Gardner, 1989). La
observación de este fenómeno en zonas profundas en fiordos, con inclinaciones
subcríticas del fondo, son, sin embargo, menos reportadas (Farmer & Freeland, 1983;
Pond & Pickard, 1995).
El paso Queullín (Figs. 1 y 2b), que conecta el seno Reloncaví con el golfo de
Ancud, forma parte de un canal submarino con profundidades máximas de alrededor
de 300 m, que se orienta en la dirección general norte-sur en el sector del paso. Allí se
observan abruptas paredes que recuerdan el origen glacial de la topografía submarina
del área. El conocimiento de los principales rasgos de la circulación en este paso son
poco conocidos. Dado que los rangos de marea típicos que se reportan en las cartas
náuticas números 7330 y 7210 del SHOA para localidades del sector, son del orden
de 7 m, existen presunciones de la existencia de mareas internas asociadas a la
circulación en este paso. Por otra parte, y dada su profundidad, se esperaría un sistema de circulación vertical de más de dos capas, como el observado por Cáceres et al.
(2002) en el fiordo Aysén.
El propósito del presente trabajo es describir la distribución de velocidades
residuales asociadas a una zona de escarceos en el sector oriental del canal Chacao;
y describir los rasgos de la circulación en profundidades medias en el paso Queullín.
Para lo anterior, se presentan los resultados de dos experimentos de mediciones de
corrientes efectuados en zonas de conexión del golfo de Ancud con cuencas adyacentes. En ambos casos, éstos constituyen las primeras experiencias observacionales
instrumentales de sus características.
MATERIALES Y MÉTODOS
En el acceso oriental del canal Chacao (Fig. 2a), se efectuaron mediciones de
corrientes con Acoustic Doppler Current Profiler (ADCP) para estudiar la variabilidad
del flujo con un instrumento RD Instruments WH de 307,2 kHz mirando hacia abajo,
instalado en un catamarán de 3 m de largo, remolcado a una velocidad máxima de 5
— 16 —
nudos por el AGOR “Vidal Gormaz”. Durante 24 horas se efectuaron 19 repeticiones
sobre el transecto mostrado en la Fig. 2a como CIMAR 10, a partir del día 15 de noviembre de 2004 a las 18:40 hrs. En forma simultánea se obtuvieron datos de posición geográfica con un GPS Leica. El tamaño de la celda vertical fue de 4 m. El alcance máximo del
instrumento permitió la obtención de datos confiables hasta 100-120 m de profundidad
siendo los primeros datos útiles en superficie a partir de los 6 m.
Los datos de compás del ADCP fueron corregidos siguiendo el método de Joyce
(1989) y los datos erróneos de velocidades fueron removidos siguiendo el procedimiento explicado por Valle-Levinson & Atkinson (1999). La señal semidiurna de la
marea, representada por la constituyente M2 con un período de 12,42 horas, y la
señal diurna, representada por la constituyente K1, con un período de 23,93 horas,
fueron separadas de la señal submareal de los componentes del flujo observado usando análisis de regresión sinusoidal de mínimos cuadrados (Lwiza et al., 1991). La
señal submareal representó el flujo residual o promedio de estas dos componentes
armónicas para el período de mediciones. Este ajuste de los datos con el análisis de
mínimos cuadrados explicó sobre el 88% de la variación de éstos.
Se adoptó un sistema de coordenadas en el cual los componentes de velocidad
de la corriente a lo largo y a lo ancho del canal eran u y v, respectivamente. Los datos
de velocidad fueron rotados en la dirección a favor de los punteros del reloj en un
ángulo orientado a la dirección de más alta variabilidad e intensidad de las corrientes
de marea y de los más débiles flujos de marea a lo ancho.
Con el propósito de complementar y dar más consistencia a los resultados obtenidos, se incluyó en el presente trabajo, además del transecto de ADCP remolcado ya
señalado, una segunda serie de datos obtenida en una campaña efectuada por el
SHOA en el mes de abril de 2004, cuyo circuito rectangular se muestra en la Fig. 2a
como “SHOA”. Sobre este circuito se efectuaron mediciones por 13 horas con el
AGOR “Vidal Gormaz”, siguiendo un procedimiento similar de adquisición y procesamiento de datos al indicado más arriba para el transecto CIMAR 10 Fiordos.
Datos de viento fueron obtenidos a bordo del AGOR “Vidal Gormaz” durante
todo el crucero CIMAR 10 Fiordos, y en una estación meteorológica marca Aanderaa
instalada en la isla Queullín entre el 15 de agosto y el 20 de noviembre de 2005.
En el paso Queullín (Fig. 2b), sobre una sonda de 350 m, se instaló un sistema
de anclaje con instrumentos para mediciones de corrientes en los 200 m superficiales:
un ADCP a 50 m mirando hacia arriba, y tres correntómetros ACM Fallmouth a 200,
150 y 100 m. La instalación y el retiro fueron efectuados desde el AGOR “Vidal
Gormaz”.
Este sistema tomó registros de datos entre el 20 de agosto y el 15 de noviembre de
2004. Al momento del retiro del instrumental, el correntómetro instalado a 150 m mostró
evidencias de un severo golpe de causa desconocida, que provocó su total inutilización y
pérdida de los datos.
Se efectuó un ajuste de mínimos cuadrados a los datos de U y V de los
correntómetros de 100 y 200 m utilizando 23 componentes armónicos de la marea.
— 17 —
Crucero CIMAR 10
Con esto se calcularon las amplitudes de la corriente de marea de cada armónico,
siendo descartadas aquellas componentes que presentaban amplitudes bajo 0,8 cm/s.
Lo anterior se hizo para facilitar y verificar las componentes que estaban contribuyendo efectivamente a explicar la variabilidad. Utilizando esta selección de armónicos se
efectuó un nuevo ajuste a la totalidad de los datos para obtener los valores residuales
de la corriente a estas dos profundidades.
También se efectuaron mediciones de nivel del mar con un mareógrafo marca
Aanderaa, instalado en la isla Queullín durante el mismo período de mediciones.
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
La motivación del presente estudio era conocer la variabilidad del flujo en dos
zonas de intercambio entre cuencas en el golfo de Ancud. La primera en el acceso
oriental del canal Chacao, que conecta este golfo con el océano Pacífico, con énfasis
en el sector de formación de la Raya del Tique, un rasgo asociado a la batimetría. La
segunda en el paso Queullín, que conecta el seno Reloncaví con el golfo de Ancud, y
que representa la conexión con la mayor sección transversal entre ambas cuencas.
Acceso oriental del Canal Chacao
La Fig. 2a (CIMAR 10) muestra la posición del transecto sobre el cual se efectuaron las mediciones durante 24 horas. Los flujos residuales de las componentes u
(longitudinal) y v (transversal) se muestran en la Fig. 3. En la dimensión longitudinal,
dominan en esta sección vertical los valores positivos, es decir, van en la dirección
general hacia el este, mientras que en la dimensión transversal los valores positivos
(hacia el norte) se observan, en general, sobre la región profunda, y los negativos
(hacia el sur) sobre las someras. Las magnitudes del flujo residual en ambas dimensiones muestran valores similares, lo que sugiere que el flujo secundario puede ser tan
importante como el longitudinal en esta sección.
Otra manera de representar el flujo residual se muestra en la Fig. 4, donde se
han seleccionado dos profundidades de las secciones mostradas en la Fig. 3 y se han
combinado las componentes u y v del flujo residual para producir la representación de
las corrientes residuales en vectores. Éstas muestran con mayor claridad que sobre la
región somera, en la porción oeste del transecto, las velocidades tienden a alinearse
con su orientación longitudinal. Al encontrar profundidades mayores, en la porción
central del transecto, éste tiende a orientarse hacia el norte, siguiendo la dirección
general de las isóbatas y de la depresión submarina de 200 m de profundidad. Al
regresar a la porción este del transecto, el flujo retoma la orientación original al encontrar profundidades más someras.
Las desviaciones al flujo residual observadas a lo largo del transecto, sugieren el
efecto de un cambio en la vorticidad relativa necesaria para mantener lo que podría
ser la conservación de la vorticidad potencial en ausencia de fricción. Como se indicó,
éste concepto expresa que a medida que el flujo se mueve en aguas más profundas,
con cambios despreciables en latitud, éste gana en vorticidad relativa positiva (contra
reloj) en el hemisferio sur. Así se explicaría la tendencia del flujo a rotar contra los
— 18 —
punteros del reloj al entrar en la zona profunda (porción central). Estos cambios de
dirección a lo largo de la sección son más evidentes en la región profunda.
De acuerdo a Robinson (1981), además de este mecanismo existen otros tipos de
flujos residuales circulatorios, generados por la interacción no lineal de la corriente oscilatoria
de la marea y la topografía, que se originan a partir del efecto de las puntas terrestres y de
efectos friccionales del fondo, pero en este caso, un primer análisis sugiere dominancia
del concepto de conservación de la vorticidad potencial por cambio de profundidad.
La incorporación de las mediciones efectuadas por el SHOA en el circuito rectangular más al sur, que también cruzaba la región del abrupto cambio en profundidad, mostró concordancia con la tendencia del flujo residual observado en el transecto
de CIMAR 10 Fiordos.
De la Fig. 4 se desprende una conclusión preliminar con importantes efectos
para la distribución de largo plazo de material particulado: el flujo residual sigue la
orientación de la depresión profunda (mayor de 150 m) hacia el norte en casi la
totalidad de la columna de agua, sugiriendo que hacia el norte de esta región profunda
podrían observarse altas concentraciones de material en suspensión.
Paso Queullín
La Fig. 5 muestra las observaciones de nivel del mar en las profundidades de 100
y 200 m durante los cuatro meses de mediciones en este paso. Una primera observación
de estos datos sugiere las señales típicas de las componentes de la marea semidiurna y
quincenal. Se observan velocidades máximas de 50 cm/s en las direcciones de entrada
(positivas) y de salida (negativas) de la componente V en sicigias en ambas profundidades. Se analizará con mayor detalle esta componente, ya que representa en mayor medida la variabilidad a lo largo del paso en la dirección norte-sur.
Las amplitudes de la corriente de marea para cada uno de los armónicos de la
marea luego del ajuste por mínimos cuadrados se muestran en las Tablas I y II. Hay
una clara dominancia de las componentes semidiurnas, evidencia consistente de la
presencia de mareas internas a estas profundidades.
Por otra parte, en las mismas tablas se muestran los valores del flujo residual de
–4,8 cm/s y –3,1 cm/s a 100 y 200 m, respectivamente, lo que sugiere la presencia
de una tercera capa profunda de flujo de salida. Esta tercera capa residual en la
dimensión vertical, ya informada por Cáceres et al. (2002) para el fiordo Aysén bajo
los 50 m, ha pasado a constituirse en un rasgo frecuente en algunos fiordos profundos de la zona. Su origen, sin embargo, permanece aun poco estudiado. En el caso del
fiordo Aysén, estos autores atribuyeron su generación al efecto del viento soplando
hacia el interior del fiordo, donde el flujo de salida profundo sería un mecanismo
compensatorio que permitiría la continuidad de volumen del sistema. Faltan, sin embargo, más observaciones instrumentales de largo plazo de la zona profunda en éste
y otros fiordos, que permitan confirmar este mecanismo o sugerir la presencia de
otros agentes físicos. En el caso del paso Queullín, éste constituye el primer trabajo
donde se muestra evidencia instrumental consistente de la presencia de una tercera
capa inducida por mareas internas.
— 19 —
Crucero CIMAR 10
Aunque aun no está totalmente cuantificado el rol de esta tercera capa de flujo
de salida en la ventilación y transporte de la zona profunda en fiordos, el hallazgo de
mareas internas como generadoras de un flujo residual profundo constituye un significativo avance en la comprensión del fenómeno de renovación del agua profunda.
Falta aun estimar el posible el rol de las mareas internas en los fenómenos de mezcla
vertical y entender los mecanismos de disipación de su energía al interior del seno
Reloncaví. También no deja de ser una materia de interés el hallazgo de mareas internas no asociadas a un rasgo topográfico de fondo, como clásicamente se observa en
la literatura para otros fiordos.
AGRADECIMIENTOS
Agradezco a Jorge Araya y Eduardo López, y a los oficiales y tripulación del
AGOR “Vidal Gormaz” por la colaboración y apoyo en la adquisición de datos con
ADCP y en la instalación y retiro del anclaje; y a Brian Sánchez por el apoyo en la
instalación y retiro de mareógrafos y estación meteorológica en tierra. Los fondos
para la realización de esta campaña fueron proporcionados por el Comité Oceanográfico
Nacional en el marco de un proyecto CIMAR 10 Fiordos.
REFERENCIAS
FARMER, D. & H. 1983. Freeland. The physical oceanography of fjords. Progress in
oceanography. 12, 147-220.
TROWBRIDGE, J., D. CHAPMAN & J.CANDELA. 1998. Topographic effects, straits
and the bottom boundary layer. In: The Sea, Volume 10, K. Brink and A. Robinson
ed., John Wiley and Sons, Inc. pp. 63-88.
CACERES, M., A. VALLE-LEVINSON, H. SEPULVEDA & K. HOLDERIED. 2002.
Transverse variability of flow and density in a Chilean fjord. Continental Shelf
Research, 22, 1.683-1.698.
JOYCE, T. 1989. On in situ calibration of shipboard ADCPs. Journal of Atmospheric
and Oceanic Technology 6, 169-172.
LWIZA, K. M. M., D. G. BOWERS, & J. H. SIMPSON. 1991. Residual and tidal flow at
a tidal mixing front in the North Sea. Continental Shelf Research, 11(11), 1.3791.395.
POND, S. & G. PICKARD. 1995. Introductory Dynamic Oceanography. Pergamon
Press. 2nd Ed. Pp. 329.
ROBINSON, I. S. 1981. Tidal vorticity and residual circulation. Deep Sea Research,
28A (3), pp.195-212.
VALLE-LEVINSON, A. & L. P. ATKINSON. 1999. Spatial gradients in the flow over an
estuarine channel. Estuaries, 22 (2A), 179-193.
— 20 —
Tabla I
Tabla II
100 m
Componente V
Componentes consideradas= 13
100 m
Componente V
Componentes consideradas= 15
Amplitud (cm/s)
26,3608
16,0801
13,8576
7,29443
3,05634
3,05165
1,81654
1,68029
1,55466
1,45469
1,12108
1,10542
0,900725
Residual V=
Ajuste explicado=
Período (h)
12,4206
12,0000
11,9672
12,6583
354,3670
327,8590
763,4860
12,6260
11,6070
661,3100
23,9345
4,0924
25,8193
—4,83772 cm/s
89,0783%
— 21 —
Amplitud (cm/s)
21,35590
13,27570
11,51020
5,72667
2,49075
2,33519
1,56287
1,45563
1,36350
1,19098
1,11623
1,10414
0,974450
0,913161
0,893135
Residual V=
Ajuste explicado=
Período (h)
12,4206
12,0000
11,9672
12,6583
354,3670
327,8590
763,4860
6,1033
12,6260
11,6070
6,2103
661,3100
4,0924
23,9345
6,0000
—3,09975 cm/s
91,8581%
Crucero CIMAR 10
Puerto Montt
42º
S
A
G. Ancud
B
G. Corcovado
43º
Boca del Guafo
Ba. Tic Toc
44º
75,0º W
A
B
74,0º
73,0º
Acceso oriental canal Chacao
Paso Queullín
Figura 1: Áreas de estudio.
— 22 —
(a)
41,75
S
20
50
CA
NA
LC
HA
CA
O
Pargua
502
0
41,80
20
50
B
10
SH
Pta.
Tique
0
Cim
ar
1
OA
0
50
150
A
20
41,85
50
0
15
0
10
10
250
200
Pta. Lilicura
0
41,90
50
20
150
50
73,55 W
0
20
41,6
S
73,50
73,40
0
(b)
20
50 10
20 0
0
10
50
30
0
0
100
20
Isla
Guar
20
40
0
30
0
50
41,7
73,45
20
50
20
30
0
200
200
0
41,8
300
30
0
10
10200
0
100
50
200
200
100
50
20
50
10
0
Isla
Queullín
41,9
200
20
50
20
20
20
20
50
30
0
50
100
50 100 200
73,1 W
73,0
72,9
72,8
72,7
Figura 2: a) Acceso oriental del canal Chacao con posiciones de transectos de ADCP
remolcado. b) Paso Queullín con posición de anclaje (estrella magenta).
— 23 —
Crucero CIMAR 10
Flujo residual longitudinal (cm/s)
A
B
Profundidad (m)
30
40
0
50
30
100
20
30
20
10
150
200
1
0
3
2
4
5
6
Distancia (km)
B
Flujo residual transversal (cm/s)
A
0
Profundidad (m)
50
10
0
20
0
10
30
20
20
100
-1
150
200
0
1
2
3
4
5
6
Distancia (km)
Figura 3: Contornos de velocidad del flujo residual longitudinal y transversal en el
transecto A-B. Valores positivos en tonos amarilos y negativos en azules.
— 24 —
Flujo residual
20
41,78
S
5m
80 m
20
50
20
50
41,80
100
41,82
200
20
50
50
0
10
41,84
41,86
50
15
0
00
0 2
10 150
0
10
73,50 W
150
73,48
73,46
73,44
73,42
73,40
73,38
Figura 4: Vectores del flujo residual a dos profundidades en el acceso oriental del
canal Chacao. Para magnitudes ver Fig. 3.
— 25 —
— 26 —
Velocidad (cm/s)
50
50
50
0
50
0
Velocidad (cm/s)
240
240
200 m
100 m
260
260
Días año 2004
280
280
300
300
U
V
U
V
320
320
Figura 5: Series de tiempo de las velocidades de corrientes obtenidas a 100 y 200 m de anclaje del paso Queullín.
Crucero CIMAR 10