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TEMA 4
Corrientes superficiales
Conocimientos necesarios para el estudio de este capítulo: gradiente, presión hidrostática, densidad, aceleración de Coriolis,
afloramiento, hundimiento.
Introducción
La circulación superficia en los océanos es el resultado de varios procesos entre los que se incluyen la tracción del
viento que actúa sobre la superficie del agua y las diferencias de densidad debidas, entre otras causas, al calentamiento
solar. Si supusiéramos que los sistemas de corrientes observados son simplemente el efecto de la acción del viento,
deberíamos esperar que se acomodasen a los cinturones de vientos más importantes sobre la Tierra (Fig. 4-1). De hecho
lo hacen en buena medida; sin embargo, aparte del obstáculo obvio que constituyen los continentes, puede observarse
una cierta desviación de las corrientes respecto a la dirección del viento en el sentido de las agujas del reloj en el
hemisferio norte y en sentido contrario en el hemisferio sur. Esta desviación es una consecuencia de la rotación de la
Tierra, manifestada aquí a través de la aceleración de Coriolis. Recuérdese que la aceleración de Coriolis actúa sobre
todo objeto en movimiento, es directamente proporcional a la celeridad del mismo, actúa perpendicularmente a la
velocidad y depende de la latitud, siendo máxima en los polos y nula en el ecuador. Este efecto hace que los objetos se
desvíen más cuanto mayor sea su velocidad, y no tiene influencia en la energía del movimiento, modificando sólo la
dirección, hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el sur.
4.1 Características de las corrientes oceánicas superficiales
Podemos describir en forma muy simplificada los sistemas principales de corrientes superficiales (que luego se
enumerarán y describirán con un poco más de detalle) como anillos circulatorios limitados por los continentes y por el
ecuador meteorológico, con sentido horario en el hemisferio norte y antihorario en el sur. La línea que se conoce como
ecuador meteorológico está determinada por la máxima temperatura superficial del aire atmosférico, y hacia ella
convergen los vientos alisios.
Figura 4-1. Cinturones de vientos asociados a la circulación general de la atmósfera.
Estos anillos circulatorios no están centrados en las cubetas sobre las que circulan, sino desplazados hacia el oeste, de
modo que las corrientes del oeste de los océanos son, como normal general, más intensas, estrechas, rápidas y profundas,
mientras que las del este son más dispersas, anchas, someras y lentas. Por ejemplo, la corriente de Kuroshio, en Japón, es
seis veces más intensa en flujo que la corriente de California, que por su parte es cuatro veces más ancha. Las
velocidades de la primera pueden alcanzar 10 km/h, mientras que en la segunda raramente llegan a los 2 km/h. Este
fenómeno se conoce como intensificación occidental y es debida a la rotación de la Tierra y a la conservación del
momento angular. El mismo fenómeno ocurre con la corriente del Golfo y la de Canarias.
Las corrientes en los océanos del Sur son, en lo que se refiere a los aspectos descritos, imágenes especulares de las
del norte, presentando también la intensificación occidental. Nótese que la línea divisoria entre las circulaciones del
norte y del sur, el ecuador meteorológico, como ya se ha dicho, está situado a unos pocos grados al norte del ecuador
geográfico (5º en promedio) debido a la simetría en la distribución de las masas de tierra y de agua en el planeta; su
posición oscila ligeramente a lo largo del año.
La imagen más elemental que uno puede hacerse de una corriente marina, la de una especie de río de contornos
fluidos que avanza en medio de las aguas del océano de un modo relativamente ordenado, es incorrecta, aunque su
presencia en nuestras mentes se ve reafirmada por el uso que hacemos de ella al representar las corrientes conocidas
sobre los mapas. Una corriente es mucho más parecida a un manojo de remolinos de tamaños variables que flanquean un
sinuoso curso central, más semejante al río que nos imaginamos, pero que serpentea sin cesar alrededor de la curva que
pintamos en los mapas, formando meandros (llamados “eddies”)que a veces se cierran y separan como anillos menores
del curso central, y entrega sus aguas continuamente a los torbellinos en los que disipa parte de su energía y se mezcla
con las aguas adyacentes del océano. Sólo ha sido posible reconocer plenamente esta compleja estructura de las
corrientes y comenzar su estudio sistemático con el uso de la teledetección. Lo que identificamos como una corriente
oceánica es comparable al clima atmosférico de determinada región del planeta, mientras que los efímeros meandros, los
anillos menores y los torbellinos de distintas escalas son análogos a los procesos meteorológicos responsables del tiempo
local. Las diferencias de densidad entre aire y agua determinan que mientras que las escalas del tiempo atmosférico son
del orden de cientos a miles de kilómetros y de unos cuantos días, las del "clima" oceánico son de decenas de kilómetros
y algunos meses.
La complejidad de las corrientes marinas hace importante distinguir, para interpretar correctamente las observaciones
sobre las mismas, entre corrientes determinadas según mecanismos eulerianos o lagrangianos. Si uno dispone de una
serie de medidas de velocidades obtenidas "simultáneamente" por un conjunto de correntímetros o por otros medios,
podría trazar líneas que fuesen tangentes a los vectores velocidad registrados en cada punto. Estas son las líneas de
corriente obtenidas según un mecanismo euleriano, las obtenidas normalmente de la observación. Estas líneas, sin
embargo, no representan el curso real del fluido en su movimiento, ya que las velocidades locales varían con el tiempo.
Las trayectorias reales del fluido son las líneas de corriente lagrangianas, cada una de las cuales es matemáticamente la
integral temporal del vector velocidad de cierto volumen de fluido con un movimiento conjunto. Obtener velocidades
lagrangianas a partir de medidas de corrientes en posiciones geográficas fijas es complicado. Para su estudio se utilizan
las boyas derivantesque, viajando con la corriente y provistas de un transmisor de radio cuya señal puede recogerse
mediante un satélite o un receptor a bordo del barco, van indicando su posición a lo largo del tiempo.
4.2 Principales corrientes oceánicas
La Fig. 4-2 es una representación esquemática de los principales sistemas de corrientes oceánicas superficiales. Los
volúmenes desplazados por estas corrientes son enormes. Para cuantificarlos se utiliza como unidad el Sverdrup (Sv)
que equivale a un flujo de un millón de metros cúbicos de agua por segundo. Los sistemas más importantes se ajustan a
la descripción general expuesta anteriormente. Valores típicos de caudales y/o velocidades, representativos de la
magnitud de algunas de estas corrientes, son:
Corriente del Golfo: 55 Sv, 150-250 cm/s
Corriente de Canarias: 2-16 Sv.
Corriente de Kuroshio: 65 Sv, 75-300 cm/s.
Corrientes Ecuatoriales: 10-30 Sv, 20-50 cm/s
Contracorriente Ecuatorial: 10-25 Sv, 40-60 cm/s
Corriente Circumpolar Antártica: 100 Sv, 25-30 cm/s
Corriente del Artico: 1-3 cm/s
llamado también período inercial , de valor numérico igual a la mitad del período de precesión del péndulo de
Foucault. En Galicia (λ=43°), T tiene un valor aproximado de 17,5 h. Para una corriente típica de celeridad V=20 cm/s,
el radio R es del orden de 2 km. El sentido del movimiento es siempre horario en el hemisferio norte y antihorario en el
sur, es decir, son anticiclónicas.
0
1
2
3
4
5
6
7
-5 -4 -3 -2 -1 0 1 2
distancia zonal (km)
distanciameridional (km)
inicio
5,8 h
11,7 h
17,5 h
23,3 h
29,2 h
35,0 h
40,8 h
46,7 h
52,5 h
Figura 4-3. Trayectoria virtual seguida por una parcela de agua a 20 m de profundidad en la plataforma gallega durante tres
períodos inerciales (52,5 horas) en septiembre de 1998. Se indican las posiciones cada 5,8 horas, aproximadamente un tercio de
período inercial.
Las corrientes inerciales se observaron experimentalmente por primera vez en el Mar Báltico en 1933 y han sido
corroboradas en otros lugares en multitud de ocasiones. La Fig. 4-3 describe la trayectoria virtual seguida por una
parcela de agua a 20 m de profundidad en la plataforma gallega durante tres períodos inerciales (52,5 horas). Es virtual
porque está tomada de datos de un correntímetro mecánico (Fig. 4-9) fondeado en un punto fijo (en el origen de
coordenadas) y se han extrapolado las velocidades al entorno cercano de la posición del correntímetro. En otras palabras,
se ha supuesto que el campo de velocidades eulerianas observado es idéntico al campo lagrangiano, lo cual no siempre
es correcto, pero para el propósito de la figura podemos admitir esta limitación. Se observan 3 circunferencias más o
menos regulares, una por cada período inercial. Las trayectorias inerciales de diferentes ciclos casi nunca coinciden en la
práctica porque casi siempre hay una velocidad de mayor escala temporal superpuesta, que normalmente es debida a la
existencia de gradientes de presión horizontal (no considerados en este modelo), llamada velocidad geostrófica, que
estudiaremos a continuación.
4.4 Topografía dinámica y corrientes geostróficas
El procedimiento más directo para medir la velocidad y dirección de una corriente es el uso de correntímetros. Esto,
sin embargo, resulta muchas veces demasiado caro y presenta mayores dificultades operativas que otro método más
comúnmente utilizado para determinar movimientos de corrientes de gran escala, basado en la distribución de densidad
"densidad " (y por tanto, de la presión) en una región oceánica de interés. Lo significativo son las variaciones o
anomalías horizontales de la densidad.
La distribución de dichas anomalías puede relacionarse con la desviación de la superficie del agua con respecto a la
horizontal; con ellas puede construirse un mapa mostrando la topografía dinámica "topografía dinámica" , que se
definirá más adelante, pero que en esencia describe las irregularidades de la superficie del mar. La topografía refleja los
gradientes de presión horizontales, y a partir de ella es posible obtener aproximaciones de corrientes reales.
4.4.1 Geopotencial, geoide y topografía dinámica.
En cada lugar del planeta cualquier masa sufre una aceleración total debida a (i) la atracción gravitatoria más (ii) la
rotación diaria de la Tierra (esta última es una aceleración de inercia). El campo de aceleraciones correspondiente, como
campo vectorial conservativo, se deriva de un potencial, que se denomina geopotencial. El geopotencial tiene
dimensiones de aceleración * longitud, o lo que es lo mismo, energía / masa.
La dirección del gradiente del geopotencial (que es la de la plomada) se llama vertical, y su magnitud es la g que
normalmente se llama aceleración de la gravedad (aunque realmente sea algo más), y es la que se mide por ejemplo con
el socorrido experimento del péndulo. La horizontal está definida en cada punto por el plano paralelo a la superficie
equigeopotencial que pasa por dicho punto. Estas superficies no son esferas, como correspondería a una Tierra con
perfecta simetría esférica y que no rotase, pero no están muy lejos de ello. Las variaciones del valor de g al nivel del mar
a lo ancho del planeta están dentro de un rango de ±0,3%.
Si el mar estuviese en reposo, en ausencia de perturbaciones causadas por la densidad del agua, las corrientes o la
presión atmosférica, su superficie coincidiría con una equigeopotencial, de modo que no existiesen gradientes laterales
de presión. A esa superficie (imaginaria, ya que los océanos nunca están en reposo) se le llama nivel del mar y también
geoide, y se toma como cero del geopotencial (origen de potenciales). La gravedad es siempre perpendicular a dicha
superficie, ya que no existen fuerzas horizontales que la perturben. Las desviaciones del nivel del mar así definido
respecto de una esfera perfecta llegan a cientos de metros, sobre todo por causa de las irregularidades de distribución de
masa en la corteza sólida del planeta y por su velocidad de rotación.
Las unidades del geopotencial en el sistema internacional son J/kg (ó m
/s
) pero con más frecuencia se utiliza el
metro geopotencial (mgp), definido como exactamente 9,8 J/kg:
Con esta definición, el valor del geopotencial a una altura dada sobre el nivel del mar, expresado en metros
geopotenciales, tiene un valor numérico muy aproximadamente igual al de esa altura expresada en metros. Así, la
distancia entre dos superficies equigeopotenciales que se diferencian en 1 mgp, es decir, en 9,8 J/kg, es con mucha
aproximación de un metro.
Se siguen utilizando otras unidades para el geopotencial. En particular el metro geopotencial pretende sustituir al
metro dinámico (md), aún en uso, que se define como 10 J/kg, en lugar de 9,8.
Dada una superficie cualquiera en el planeta, su intersección con una familia convenientemente elegida de
equigeopotenciales define "curvas de nivel" sobre la superficie inicial que dibujan, por así decirlo, su topografía
energética, que habitualmente se denomina topografía dinámica. Si bien el término de topografía dinámica es apropiado
para una superficie cualquiera, su uso se restringe corrientemente a la de la superficie libre del mar. El valor
correspondiente a esas curvas de nivel suele darse en metros dinámicos o metros geopotenciales. Es frecuente que se use
como cero de la topografía dinámica un nivel de referencia distinto del nivel del mar, definido más abajo, por ejemplo a
una profundidad determinada bajo éste. La razón es la extrema dificultad en la medición directa de las desviaciones
respecto del geoide, que no superan los diez metros en toda la extensión de la superficie oceánica (mientras que, como se
dijo, el propio geoide se separa cientos de metros de una esfera perfecta).
4.4.2 Topografía dinámica y gradientes de presión.
Si la superficie de una región dada del océano no es horizontal, esto es, si tiene una topografía dinámica, las aguas
inmediatas a la superficie sufrirán aceleraciones debidas a gradientes laterales de presión, y por tanto se verán impelidas
a ponerse en movimiento o modificar el que tuviesen. Antes de explicar la aparición de tal gradiente y cómo calcularlo
es necesario introducir varias definiciones útiles.
En el seno de un medio fluido como el mar la presión varía entre unos puntos y otros, aumentando, en general,
conforme nos sumergimos. En lo que sigue, cuando queramos calcular la presión p a determinada profundidad, z,
supondremos siempre que la columna de agua por encima del punto que consideremos está en equilibrio hidrostático. La
presión dependerá pues tanto de la profundidad como de la densidad media en la columna de agua, d:
p ( z ) = p
o
+ dgz
(Ec. 4-3)
Llamamos superficie isobárica, a cualquier superficie que satisfaga que todos sus puntos tienen igual presión. En una
región en la que la presión atmosférica es "suficientemente" constante, la superficie del mar es una isobara.
Como ya sabemos, la densidad en el seno del océano también varía, dependiendo sobre todo de la temperatura y la
salinidad. Llamamos isopicnas a las superficies sobre las cuales la densidad tiene el mismo valor en todos los puntos.
En el mar podemos distinguir, respecto a la densidad, dos situaciones básicamente distintas. Si la densidad varía de
modo semejante a la presión, y por tanto isobaras e isopicnas son paralelas, se habla de una situación o régimen
barotrópico. Por el contrario si las variaciones de densidad no están correlacionadas con las de presión (debido, por
ejemplo, a una distribución irregular de salinidad), se habla de una situación o régimen baroclínico; las isopicnas están
entonces inclinadas respecto a las isobaras (véanse las Figs. 4-4a y 4-4b).
tan θ =
fv
g
⇒ v =
g
f
tan θ
(Ec. 4-6)
Estas son dos formas de la llamada ecuación del gradiente, y son válidas en circulación geostrófica para cualquier
superficie isobárica (no sólo la superficial), siendo θ el ángulo que da la inclinación de tal superficie respecto a la
horizontal. La segunda forma muestra que la velocidad del flujo geostrófico sólo depende de la latitud (a través de f) y
de la inclinación de las superficies isobáricas.
Ahora podemos completar la interpretación iniciada antes de un mapa de topografía dinámica. Por lo ya dicho, si
suponemos que la situación descrita por el mapa es de circulación geostrófica, las curvas de nivel, perpendiculares al
gradiente de presión, son paralelas a la corriente, cuya velocidad es, utilizando la ecuación del gradiente:
v =
a
p
f
(Ec. 4-7)
En el ejemplo numérico de antes, si la latitud fuese de 35
o , tendríamos f = 10
/s, y v resultaría ser 1 m/s, un valor,
por cierto, considerable.
La suposición de que el flujo es geostrófico está justificada si el movimiento se ha desarrollado durante un tiempo
suficiente para que la acción de la aceleración de Coriolis sea significativa, y si otras posibles aceleraciones distintas de
las del gradiente de presión (debidas, por ejemplo, a rozamientos con el fondo) pueden ignorarse.
Si la corriente circula en régimen barotrópico todas las isobaras tendrán la misma inclinación, con independencia de
la profundidad, y por tanto la velocidad de la corriente geostrófica será también la misma en todas las profundidades.
4.4.4 Corrientes geostróficas en régimen baroclínico
En contraste con las condiciones barotrópicas, la corriente geostrófica que fluye en condiciones baroclínicas depende
de la profundidad, ya que las variaciones de la densidad fuerzan a que las isobaras no se mantengan paralelas a la
superficie conforme nos sumergimos.
A partir de la distribución de densidad podemos conocer sólo la divergencia, el cambio en la separación entre dos
isobaras dadas. Por lo tanto sólo podemos deducir velocidades relativas de corrientes, esto es, de la corriente a cierta
profundidad respecto a otra tomada como referencia. Sin embargo, si conocemos la pendiente de la isobara o la
velocidad absoluta de la corriente a alguna profundidad, podemos usar la distribución de densidad para calcular las
velocidades geostróficas absolutas a otras profundidades. Varios cientos de metros por debajo de la superficie la fuerza
que genera el gradiente horizontal de presión es varios órdenes de magnitud menor que cerca de la misma, por lo que
con frecuencia se toma como nivel de referencia uno suficientemente profundo, en el que se suponen las isobaras
horizontales. Las velocidades de corrientes relativas a dicho nivel se consideran pues como absolutas.
Figura 4-5. Ilustración para el cálculo de corrientes geostróficas en régimen baroclínico (véase texto principal). Las pendientes
de las isobaras están muy exageradas. Modificado de Brown et al. , 1989.
En la Fig. 4-5, que se supone representa una sección del océano en ángulo recto a una corriente geostrófica, A y B
son dos estaciones separadas una distancia D. En cada estación se hicieron medidas de temperatura y salinidad a varias
profundidades y por tanto se conoce cómo varía la densidad con la profundidad. Si queremos conocer la velocidad
geostrófica a la profundidad z 1
lo que en principio necesitamos es conocer cómo varía la presión en cada profundidad,
es decir, la pendiente de las isobaras, que nos dará la velocidad a través de la ecuación del gradiente. Veremos que esto
puede hacerse a partir de la densidad.
Se supone que en esta región del océano el nivel de referencia está a una profundidad z 0
. De las medidas de salinidad
y temperatura se sabe que la densidad promedio de la columna de agua entre z 1
y z 0
es mayor en la estación A que en la
B, por tanto la distancia entre las isobaras p 1
y p 0
tiene que ser mayor en B que en A, por simple consideración de la
presión hidrostática (dgz). La isobara debe tener una pendiente entre A y B dada por (Eq. 4.8):
tan θ =
h
B
− h
A
( )
D
Sustituyendo en la ecuación del gradiente (Ec. 4-5) resulta (Eq. 4.9):
v =
g
f
h
B
− h
A
( )
D
La diferencia en la presión hidrostática entre las isobaras es la misma en A que en B,
Sustituyendo,
v =
g
fD
h
B
− h
B
d
B
d
A
es decir:
v =
gh
B
fD
d
B
d
A
(Ec. 4-10)
La última ecuación nos permite deducir la corriente geostrófica a partir de la distribución de densidad. Se le llama
ecuación geostrófica. Con el procedimiento descrito es posible medir las corrientes geostróficas. Para ello es necesario
realizar una serie de medidas de temperatura y salinidad hasta una profundidad de alrededor de 1 km en un número de
puntos localizados (llamados estaciones). A partir de esos datos, se computan los gradientes de presión horizontal en un
mapa de topografía dinámica. Si se unen puntos de igual topografía dinámica y se asume el efecto de Coriolis, entonces
el flujo será teóricamente paralelo a las líneas. Cuando pongamos flechas en los contornos señalando la dirección
apropiada, indicarán la dirección del flujo y se llamarán líneas de corriente geostrófica. El espaciado entre tales líneas
nos da una idea de la velocidad del flujo. Donde estén muy poco espaciadas el gradiente de presión horizontal es grande
y el flujo será muy rápido.
La corriente oceánica mejor estudiada, la del Golfo, y su análoga en el Pacífico, la corriente de Kuroshio, son
ejemplos de corrientes aproximadamente geostróficas en régimen baroclínico.
4.4.5 Origen y mantenimiento de la topografía dinámica
¿Como se forman y mantienen las irregularidades en la superficie del mar? Para responder a esta pregunta
examinemos la interacción entre viento, gravedad y efecto de Coriolis. Ya se ha discutido en el capítulo 1 el efecto que el
viento, a través del mecanismo propuesto por Ekman, tiene sobre el movimiento de las aguas superficiales.
Este efecto en gran escala da lugar a la topografía dinámica asociada a los anillos circulatorios de las corrientes
superficiales. Los alisios del Noreste y los vientos del oeste en latitudes medias del hemisferio Norte empujan el agua,
por medio del transporte de Ekman, hacia una zona intermedia donde se ve obligada a acumularse, combándose la
superficie en las zonas centrales de los anillos circulatorios. Este acumulación de agua cálida superficial es inestable, por
su inclinación respecto a la horizontal, de modo que se produce un aceleración (de presión) hacia el exterior del sistema.
Esta aceleración se combina con la de Coriolis, desviando las aguas que se hayan desplazado hacia el exterior de la
región cum sole, esto es, en sentido horario en el hemisferio norte y antihorario en el sur. El equilibrio entre todas las
aceleraciones se alcanza cuando el agua fluye alrededor de la "cumbre" acuosa, paralelamente a los contornos de
Figura 4-8. Figura adaptada al hemisferio Norte (Véase sección 4.4.6). El plano de corte en a) y c) indica la sección b) y d)
correspondientes. Tanto el perfil de la divergencia como el de la convergencia están exagerados para mayor claridad. Modificada de
Brown et al. , 1989.
En las Figs. 4-8c y 4-8d se muestra la situación que resulta de vientos anticiclónicos: Convergencia y hundimiento, lo
que provoca una pendiente ascendente hacia el centro del giro. Como resultado, el agua que circula actuará bajo una
fuerza de gradiente de presión horizontal, dirigido desde el centro hacia fuera, de altas a bajas presiones.
Los afloramientos y hundimientos, al implicar movimientos verticales de agua de diferente temperatura y salinidad
hacia o desde la superficie del mar, provocan cambios horizontales muy bruscos en las propiedades termohalinas de la
superficie del mar. Por tanto, estos fenómenos están asociados a bruscos gradientes térmicos y/o halinos horizontales,
que en oceanografía reciben el nombre de frentes. Precisamente, la localización de dichos frentes nos permite inducir
que en esa zona frontal pueden existir movimientos verticales. Algunos de estos frentes locales, sobre todo los
relacionados con las convergencias, son incluso perceptibles a simple vista ya que en ellos se puede acumular espuma u
otros materiales, o bien porque puede cambiar la tonalidad azul del agua, ya que el índice de refracción del agua depende
de la salinidad y de la temperatura. Un buen ejemplo de un frente halino relacionado con un hundimiento se aprecia en la
Fig. 2-7b.
4.4 Instrumentación.
Se utilizan una gran variedad de técnicas para la medición de corrientes superficiales. Se han mencionado ya las
boyas derivantes y el cálculo de corrientes geostróficas baroclínicas a partir de medidas in situ de perfiles de
temperaturas y salinidades y, a partir de estas, de densidades.
Se utilizan también correntímetros mecánicos,(Fig. 4-9) con un sistema de hélice acoplado a un dispositivo
registrador que puede ser de bolas, en los modelos más clásicos, o eléctricos, en los más recientes. Estos últimos se
utilizan cuando se quiere obtener un registro de gran duración, instalándose entonces de modo semejante a las cadenas
de termistores, provistos de una unidad lectora-registradora electrónica.
Figura 4-9. Correntímetro mecánico en proceso de instalación. Consta de las siguientes partes: 1) transductor para seguimiento
acústico; 2) sensor de temperatura; 3) rotor; 4) carcasa que contiene el sistema de adquisición y almacenamiento de datos; 5) polea
de sujeción; 6) timón; 7) peso compensador; 8) aleta estabilizadora. (Fotografia de Luis Fariña)
Otra técnica actual de gran potencia son los correntímetros Doppler, basados en el eco que las partículas en
suspensión en el agua devuelven de una señal sonora. Esta técnica permite la determinación de perfiles verticales de
velocidad de resolución espacial y temporal muy superior a los correntímetros mecánicos.
Figura 4-10. Correntímetro Doppler dentro de su armazón característica antes de ser fondeado. La parte superior contiene el
aparato de medida (en color naranja) soportado por un sistema basculante con el fin de adopte siempre una posición vertical. En dos
paredes de la armazón se observan baterias auxiliares necesarias para fondeos de larga duración (fotografia de Gabriel Rosón)
1 2
3 4 5 6 7
8
- La Fig. 4-12 muestra un mapa de isopicnas de la sección longitudinal mostrada en la Fig. 4-11.
a) Suponiendo que las isobaras fuesen horizontales, ¿qué tipo de disposición tienen las isopicnas (barotrópica,
baroclínica)? justificar la suposición y la respuesta.
b) Indicar con flechas qué circulación tiene lugar y relacionar la situación encontrada con lo comentado en el
problema 2c).
Figura 4-12. Distribución vertical de la densidad en el transecto indicado en la Fig. 4-11. Modificado de Castro et. al., 1994.
- Dos estaciones hipotéticas A y B están situadas a unos 40 grados de latitud sur y separadas entre sí 110 km.
Medidas de T y S muestran que las densidades medias entre 1000 y 2500 m son γ (A)
=26.552 y γ (B)
=26.235. Calcular,
tomando como nivel de referencia 2500 m:
a) La velocidad de la corriente geostrófica a 1000 m de profundidad, en m/s.
b) La diferencia de alturas que adquiere la superficie isobárica a 1000 m
c) La pendiente de dicha superficie isobárica con respecto a la superficie isobárica de referencia y el ángulo que se
pone en juego entre ellas (en grados).
d) Si B está situada al norte de A ¿en qué dirección está fluyendo la corriente geostrófica?
- Admitamos que las velocidades calculadas en el ejercicio 4 del tema anterior son geostróficas. Justificar si las
siguientes afirmaciones son verdaderas o falsas:
La superficie del mar se encuentra más alta en Tarifa (España) que en Ceuta.
La superficie del mar se encuentra más alta en Ceuta que en Tarifa.
La superficie del mar es horizontal.
El régimen en la columna de agua entre 100 y 300 m es barotrópico.
En el caso de que 1) ó 2) sean verdaderas, calcular la diferencia de alturas que adquiere la superficie del mar entre
ambos lados del Estrecho, expresándola en cm. Latitud del Estrecho: 35°.
