Cambios temporales en los transportes y la distribución de las masas de agua a lo largo de la sección 20° W de CAIBOX (Atlántico NE)

 

Temporal changes in the water mass distribution and transports along the 20° W CAIBOX section (NE Atlantic)

 

LI Carracedo*, PC Pardo, N Villacieros-Robineau, F De la Granda, M Gilcoto, FF Pérez

 

Instituto de Investigaciones Marinas (IIM-CSIC), Eduardo Cabello 6, 36208 Vigo, Spain. * Corresponding author. E-mail: lcarracedo@iim.csic.es

 

Received June 2010
Received in revised form January 2011
Accepted January 2011.

 

RESUMEN

Entre el 25 de julio y el 14 de agosto de 2009 se llevó a cabo la campaña CAIBOX, que constó de tres transectos consecutivos (zonal, occidental y transversal) conformando una caja cerrada al oeste del estrecho de Gibraltar. El objetivo principal del presente trabajo fue el estudio de las propiedades termohalinas, los transportes (en términos de volumen) y la distribución de las masas de agua (en porcentajes) a lo largo de la sección occidental (30-41.5° N, 20° W). Se identificó la corriente geostrófica principal (Corriente de las Azores), el transporte asociado a ella y sus cambios interanuales. Adicionalmente se consideraron los datos de cinco campañas anteriores (AZORES I, A16N, CLIVAR, OACES y CHAOS) con secciones similares a las de la campaña CAIBOX. Todas excepto una (CHAOS) fueron campañas estivales. El transporte medio para la Corriente de las Azores a 20° W se estimó en 9.3 ± 2.6 Sv. Parece existir cierta relación inversa entre la posición de dicha corriente y su transporte asociado, con transportes relativamente altos (bajos) cuando la corriente se sitúa al sur (norte) de 35° N. En cuanto a las masas de agua, se observa un incremento de 14.4% del Agua Mediterránea en comparación con las campañas de 1993, 1998 y 2003; sin embargo, el Agua de Labrador ha disminuido su contribución y su propagación hacia el sur entre 1998 y 2009.

Palabras clave: Atlántico Nordeste, Corriente de las Azores, masas de agua, análisis multiparamétrico de mezcla.

 

ABSTRACT

The CAIBOX cruise was conducted from 25 July to 14 August 2009. Three consecutive transects (zonal, meridional, and transverse) formed a closed box to the west of the Strait of Gibraltar. This study aimed to analyze the thermohaline properties, volume transports, and water mass distributions (percentages) along the meridional section (30-41.5° N, 20° W). We identified the main geostrophic current (Azores Current) and its associated volume transport and interannual changes. Data from previous cruises (AZORES I, A16N, CLIVAR, OACES, and CHAOS) with similar tracks were employed to compare with the CAIBOX meridional section. All but one (CHAOS) were summer cruises. We estimated a mean transport for the Azores Current at 20° W of 9.3 ± 2.6 Sv. There appears to be an inverse relation between the position of this current and its associated transport, with relatively high (low) transports when the current is located roughly south (north) of 35° N. Regarding water masses, an increase of 14.4% was found for Mediterranean Water compared with the 1993, 1998, and 2003 cruises; however, Labrador Sea Water decreased its contribution and southward spreading between 1998 and 2009.

Key words: Northeast Atlantic, Azores Current, water masses, multiparametric mixing analysis.

 

INTRODUCCIÓN

La circulación, estructura y propiedades termohalinas de las masas de agua en la región del Atlántico nororiental han sido ampliamente descritas en diferentes estudios a lo largo de las tres últimas décadas (Harvey 1982; Gould 1985; Pollard y Pu 1985; Ríos et al. 1992; Schmitz y McCartney 1993; Bersch 1995; Pingree 1997; Pingree et al. 1999; vanAken 2000a, 2000b, 2001; Alves et al. 2002; Pérez et al. 1995, 2001, 2003; Péliz et al. 2005; Alvarez y Álvarez-Salgado 2009). Anteriormente, la circulación superficial en este área había sido escasamente descrita (Dickson 1985). Hoy en día, y a pesar de que el Atlántico Norte sigue siendo el océano más ampliamente estudiado (Schmitz y McCartney 1993), existen varios aspectos como la variabilidad temporal y la circulación general que merecen todavía un análisis más profundo y detallado con el fin de comprender mejor su dinámica. Además, según Paillet y Mercier (1997), la circulación general de la cuenca oriental del Atlántico Norte continúa siendo objeto de controversia.

En términos generales, la circulación en esta región se divide en dos componentes principales: (1) la circulación termohalina, directamente vinculada con la transformación de las masas de agua cálidas a frías a altas latitudes y (2) la circulación inducida por el viento, relacionada con la geostrofía y la dinámica de la capa de Ekman; es decir, la asociada a los grandes giros oceánicos (Schmitz y McCartney 1993, Slater 2003, Tomczak y Godfrey 2003). En el contexto de la circulación termohalina global, el Atlántico Norte es la masa de agua más "joven", por lo que su concentración de oxígeno y de nutrientes es la más alta y más baja, respectivamente, de todos los océanos (Worthington 1976). También es el océano más cálido y salino debido principalmente a la contribución del Agua Mediterránea (MW) desde el golfo de Cádiz, que imprime incluso a las aguas circumpolares sus características termohalinas distintivas, marcándolas en su regreso hacia el sur y a lo largo de las aguas profundas de los océanos del mundo (Reid 1994).

La circulación a gran escala en el Atlántico Nororiental (NEA) está dominada por dos corrientes principales a escala de cuenca: la Corriente del Atlántico Norte (NAC), al norte de la Península Ibérica (45-53° N), y la Corriente de las Azores (AC) centrada a 34-35° N (Péliz et al. 2005). Ambas constituyen las ramas norte y sur de la Corriente del Golfo, respectivamente, la cual se divide en torno a 38° N, 50° W (Pingree et al. 1999). Esta región al noreste de las Azores y al sur de la NAC se caracteriza por tener una débil circulación (Pollard y Pu 1985).

La AC está asociada a un frente baroclino (Alves et al. 2002, Pérez et al. 2003), el Frente de las Azores (AF), que separa las aguas más frías y menos salinas de origen norte/ nordeste de las aguas más cálidas y salinas al sur (agua modal de 18 °C, principalmente) (Alves et al. 2002). Tras cruzar la Dorsal Mesoatlántica, entre 34° N y 36° N (Jia 1999, Smith y Maltrud 1999), la AC muestra una gran variabilidad en su avance hacia el este como consecuencia de la meanderización de su trayectoria (Pingree et al. 1999).

La estructura regional de las masas de agua es extremadamente compleja debido a la entrada de aguas profundas e intermedias formadas en mares marginales (Slater 2003). Varios estudios, como los de Harvey (1982), Pollard y Pu (1985), Ríos et al. (1992), Schmitz y McCartney (1993), Bersch (1995), vanAken (2000a, 2000b, 2001) o Pérez et al. (2001, 2003), han sido determinantes para la comprensión de la hidrografía en la región y, por tanto, se han tomado como punto de referencia en el presente trabajo.

Gracias a la abundante bibliografía al respecto, se puede extraer un breve esquema introductorio de las características de las más relevantes masas de agua en la región de estudio. El Agua Profunda del Atlántico Norte (NADW) (6 < 4° C; Harvey 1982) es la masa de agua profunda más grande en el Atlántico Norte. Ésta se descompone en cuatro tipos o "end-members": el Agua del Mar de Labrador (LSW) (el más cálido y menos profundo de los cuatro tipos), el Agua del Desbordamiento de Islandia-Escocia (ISOW), el Agua Antártica de Fondo modificada (AABW) (también conocida como Agua Profunda) y la más fría y densa Agua del Desbordamiento del Estrecho de Dinamarca (DSOW) (Dickson y Brown 1994). En concreto, para la región de este estudio, la masa de agua profunda encontrada es el Agua Profunda del Atlántico Nordeste (NEADW), que proviene de la contribución del ISOW a los componentes del Agua Profunda Antártica según se propaga en la Corriente Profunda del Margen Occidental (DWBC) entre 2500 y 2900 dbar (vanAken 2000a).

El LSW se considera la última etapa de la modificación termohalina experimentada por las aguas modales en el Giro Subpolar del Atlántico Norte (vanAken 2000b). Es el agua modal más fría y densa del Atlántico, también caracterizada por su baja vorticidad potencial y su elevada concentración de oxígeno (Slater 2003). El LSW fluye hacia el sur desde el Mar de Labrador como parte de la DWBC, hacia el norte por el Mar de Irminguer y hacia la cuenca oriental del Atlántico Norte bajo la NAC (Lherminier et al. 2007). La producción de LSW está fuertemente afectada por la fase y persistencia de la Oscilación del Atlántico Norte (NAO) (Yashayaev et al. 2008), lo que hace que sus propiedades y espesor varíen notablemente a lo largo del tiempo. En la literatura es considerada tanto una masa de agua intermedia como profunda, dependiendo de si la clasificación se basa en rangos de temperatura o de presión.

Las aguas intermedias (4.0 < 6 < 12.0 °C, Harvey 1982) en la región NEA tienen una distribución cuyos rangos de densidad se superponen, y están sujetas a procesos de mezcla diapicna e isopicna. En la región de este estudio dichas masas de agua son el MW y, en latitudes menores, el Agua Intermedia Antártica (AAIW). El MW ocupa el rango de profundidades de 1000-1200 m, aunque la señal del máximo de salinidad puede ser detectada hasta 3000 m de profundidad debido a la difusión vertical que experimenta conforme se extiende horizontalmente a lo largo del Atlántico (Slater 2003). Tras su salida por el estrecho de Gibraltar hacia el océano Atlántico, el MW avanza siguiendo dos vías principales: hacia el norte, pasando por el cabo San Vicente y siguiendo la batimetría del margen occidental europeo hasta alcanzar como mínimo el Banco de Porcupine (53° N), y secundariamente, hacia el suroeste. Esta última vía se asocia con el movimiento de remolinos o "meddies" intermedios anticiclónicos (vanAken 2000b). La posición de esta segunda ruta de expansión del MW parece estar relacionada con la AC, la cual a su vez estaría actuando de barrera para la penetración del modo subpolar del Agua Central del Atlántico Nororiental (ENACW) hacia el sur (Ríos et al. 1992). Algunos autores, como Jia (1999), han argumentado que la AC es el flujo de respuesta al transporte hacia el oeste del MW. En cuanto a sus características biogeoquímicas, el MW presenta altos niveles de alcalinidad total y de remineralización de materia orgánica (Álvarez 2002).

El AAIW puede ser identificada por un mínimo de salinidad y un máximo de silicato. Fluye hacia el norte desde las regiones subantárticas y, a lo largo del Atlántico nororiental, alcanza latitudes hasta 32° N (vanAken 2000b, Álvarez et al. 2005). Siguiendo la nomenclatura usada por Álvarez et al. (2004, 2005), en este trabajo se hace referencia al AAIW diluida que se encuentra en esta región (±11% de AAIW pura) como AA.

Finalmente, las masas de agua más superficiales que se han tenido en cuenta en el presente trabajo son el ENACW y el Agua Modal de Madeira (MMW). Esta última es el agua modal subtropical más ligera de las variedades de ENACW. Se forma al norte de la isla de Madeira por convección invernal (Siedler et al. 1987) y se localiza por debajo de la termo-clina permanente (vanAken 2001). Debido a la elevada variabilidad espacial y temporal de las aguas superficiales, por la interacción océano-atmósfera, éstas no fueron incluidas en el análisis. Se pueden identificar dos principales modos de ENACW (Ríos et al. 1992.): el modo subtropical (ENACW_T) y el modo de subpolar (ENACW_P). Ríos et al. (1992) define como H el límite entre ambos modos. La ENACW_T se forma cerca de la isla de Madeira, en el margen norte de la AC (Ríos et al. 1992) y, por lo tanto, uno de sus componentes es la MMW (Álvarez et al. 2005). Esta variedad subtropical se extiende desde esta región hacia el noreste, hacia la Península Ibérica. Por otra parte, el origen de la ENACWP se encuentra en el giro ciclónico ubicado en la región NEA (McCartney y Talley 1982) y se extiende en dirección sur. Existe una zona de convergencia superficial permanente entre ambos modos en la franja de latitud 43°-44° N (Ríos et al. 1992).

En este trabajo se analiza y describe la estructura hidrográfica de la sección occidental muestreada durante la campaña CAIBOX (fig. 1), estudiando las propiedades termohalinas y realizando un análisis multiparamétrico óptimo (OMP) de la mezcla de masas de agua. También se calculan las corrientes geostróficas a través de la sección, identificando y cuantificando la AC y comparándola con las estimaciones de otras campañas realizadas en la misma región.

 

MATERIALES Y MÉTODOS

Programa de muestreo y variables medidas

Los datos de campo fueron obtenidos durante la campaña CAIBOX, llevada a cabo en el verano de 2009, del 25 de julio al 14 de agosto, a bordo del B/O Sarmiento de Gamboa. La campaña se distribuyó en tres secciones de gran escala de CTD-roseta, conformando una caja en la región de la Cuenca Ibérica: una zonal (41°30' N), una occidental (20° W) y otra transversal (cerrando la caja contra la costa africana a través de las islas Canarias) (fig. 1). El límite occidental de la campaña se fijó en 20° W para abarcar la difusión del MW, evitando una batimetría compleja que pudiera magnificar las estructuras de mesoescala, y para coincidir con otras secciones previas de programas internacionales tales como el AMT (Atlantic Meridional Transect), el CARINA (Carbon in the Atlantic), el WOCE (World Ocean Circulation Experiment) y el CLIVAR (Climate Variability and Predictability). De las bases de datos generadas gracias a estos programas internacionales de investigación, se extrajeron datos equiparables a la ubicación de la sección occidental de CAIBOX. La tabla 1 resume la información de cada una de las campañas utilizadas en el presente estudio. Todas las campañas son estivales, a excepción de la campaña CHAOS.

La campaña CAIBOX constó de 71 estaciones hidrográficas, en las que se llevaron a cabo observaciones multidisciplinarias en la columna de agua con un CTD-roseta SBE911plus equipado con 24 botellas Niskin (12 L). En cada estación se obtuvieron los perfiles de temperatura y salinidad durante el descenso del CTD, mientras que en el ascenso, además de los datos registrados por el CTD, se tomaron muestras con la roseta a 24 niveles de presión diferentes. Los datos de CTD fueron procesados mediante los procedimientos estándares del software de SeaBird^®. La salinidad del CTD fue calibrada con muestras de agua tomadas con la roseta y analizadas a bordo con un Guildline 8410-A Portasal. En dos de las estaciones (40 y 47), debido a problemas técnicos, el CTD no pudo alcanzar la profundidad máxima. Por ello estos perfiles se interpolaron en la vertical (desde 2571 a 5005 dbar y desde 2605 hasta 4164 dbar, respectivamente) con las estaciones adyacentes más cercanas al fondo. Las muestras de agua de mar se analizaron a bordo para determinar la concentración de oxígeno disuelto (O₂), alcalinidad total y nutrientes: nitrato + nitrito (en adelante nitrato, NO₃), fosfato (PO₄), y silicato (SiO₄).

La concentración de oxígeno se determinó mediante el método Winkler (1988). La alcalinidad total se determinó por valoración potenciométrica con un dispositivo automático Titrino Metrohm con una técnica combinada de electrodo de vidrio (Metrohm 6.0233.100) y línea de plomo Pt-1000 (Pérez y Fraga 1987, Mintrop et al. 2000). Por último, los nutrientes se determinaron mediante un análisis estándar de flujo segmentado con un analizador Alpkem (Mouriño y Fraga 1985, Álvarez-Salgado et al. 1992). Las precisiones de los métodos son ±0.1 µmol kg^-1 para NO₃, ±0.02 kg^-1 µmol para PO₄ y ±0.05 µmol kg^-1 para SiO₄.

Los datos hidrográficos se complementaron con datos de satélite de anomalías del nivel del mar (SLA) y velocidad geostrófica, ambos disponibles en la página web de AVISO (www.aviso.oceanobs.com). También se incorporó la temperatura superficial del mar (SST) para la campaña CAIBOX (www.ifremer.fr/cgi-bin/nph-dods/data/satellite/).

Variables calculadas a partir de los datos recogidos

El campo de velocidad geostrófica fue obtenido a partir del conjunto de rutinas implementadas en Matlab por Phil Morgan (1992; www.cmar.csiro.au), basadas en las ecuaciones de Pond y Pickard (1986). El nivel de referencia de velocidad nula necesario para el cálculo fue escogido a una presión constante de 2000 dbar, de acuerdo con Pérez et al. (2003). El transporte (en Sv) asociado se obtuvo a partir de las velocidades.

Una vez analizada la hidrografía, se determinó la mezcla de masas de agua masas mediante una versión extendida del modelo de mezcla óptimo multiparamétrico (eOMP) (Karstensen y Tomczak 1998). Éste se deriva del OMP clásico, desarrollado inicialmente por Tomczak (1981), quien introdujo el análisis multiparamétrico mediante la inclusión del oxígeno y de nutrientes como parámetros cuasiconservativos en las técnicas θ/S iniciadas en la década de los ochentas, suponiendo para ello que los cambios bioquímicos de estos parámetros eran insignificantes. A diferencia de las aproximaciones iniciales, el eOMP da cuenta de la naturaleza no conservativa de algunos de los parámetros mediante la modelización de los procesos biogeoquímicos. En resumen, este análisis consiste en la cuantificación de las fracciones de un conjunto específico de tipos de masas de agua de origen (SWT, tabla 2) que pueden componer cada parcela de agua. El problema de la mezcla se resuelve minimizando los residuos de una serie de ecuaciones lineales para cada muestra de agua, en el cual las incógnitas son las contribuciones de los diferentes SWTs. Cada variable o trazador es ponderado en función de su incertidumbre asociada (W, tabla 2); es decir, se asigna menor peso a los parámetros con menor precisión y/ o con una mayor variabilidad en la región de estudio. El método incluye, de hecho, una combinación de ambas versiones del OMP, la clásica y la extendida, con iteración de algunas de las variables (NO₃, PO₄ y SiO₄) con el fin de minimizar los errores de cálculo. Además, como restricciones en el proceso de minimización, la masa debe ser rigurosamente conservada y la contribución de cada SWT debe ser positiva.

Como trazadores conservativos se incluyeron θ y S, suponiendo también un comportamiento conservativo para el SiO₄. Las variables no conservativas fueron NO₃, PO₄ y O₂. Los coeficientes estequiométricos utilizados para convertir el consumo de oxígeno (consumo de oxígeno desde las condiciones cercanas a la saturación) a unidades de NO₃ y PO₄ fueron las razones de Redfield para el nitrógeno (R_N) = 9.3 (de Pérez et al. 2001) y para el fósforo (R_P) = 163 (de Anderson y Sarmiento 1994), respectivamente.

Los valores θ/S de cada SWT (tabla 2) fueron seleccionados con base en el trabajo de Álvarez et al. (2005) y Álvarez y Álvarez-Salgado (2009), ya que representan los SWTs presentes en la región NEA. Así, para el MMW se tomó el punto θ/S que mejor encajaba en el diagrama θ/S para esta región, con valores ligeramente superiores a los tomados anteriormente como representativos de su área de formación (Siedler et al. 1987, Pérez et al. 2003). Las propiedades θ/S para el ENACW_T, ENACW_P y H fueron tomados de Ríos et al. (1992). Las del MW corresponden a las adquiridas tras el hundimiento y estabilización del Agua Mediterránea de Desbordamiento (MOW) a unos 1000 m de profundidad en el golfo de Cádiz (Pérez et al 2001, Álvarez et al. 2004). Las características θ/S del AA se seleccionaron en base a estudios previos en la región (Pérez et al. 1998, 2001). En cuanto al LSW, se consideraron las propiedades θ/S ampliamente aceptadas en la bibliografía (McCartney y Talley 1982; Pérez et al. 1993, 1998, 2001; Álvarez et al. 2005), que son las que alcanza el LSW tras cruzar la Dorsal Mesoatlántica. Para la ISOW, después de examinar cuidadosamente el diagrama θ/ S, se escogió una temperatura potencial ligeramente superior que la consignada por Álvarez et al. (2005) y Álvarez y Álvarez-Salgado (2009), de acuerdo con Østerhus et al. (2008). Los límites superior e inferior de la NEADW provienen del trabajo de Castro et al. (1998). Es conveniente señalar que el límite superior de la NEADW se descompuso para el análisis OMPe en sus cuatro miembros originales (MW, LSW, ISOW, NEADWL, según Broecker y Peng 1982).

Los valores biogeoquímicos de los tipos de agua se extrapolaron inicialmente de las rectas de regresión con la temperatura potencial y la salinidad y se ajustaron posteriormente mediante un proceso iterativo implementado en el OMPe (Álvarez et al. 2004, 2005) (tabla 2). Cabe señalar que en todo momento los criterios de mezcla de los diferentes tipos de agua están basados en el conocimiento previo de la distribución de masas de agua en la región de estudio.

 

RESULTADOS

Se sabe que la circulación de gran escala varía a largo plazo y contiene/genera variaciones de mesoescala a escalas temporales más cortas. Así, en una serie de campañas llevadas a cabo con algunos años de diferencia y cada una realizada en un periodo de días, con el fin de estudiar las variaciones interanuales del flujo a gran escala y deducir los diferentes patrones de mesoescala se puede suponer que cada una de ellas representa una sinopsis. Así, para una serie de campañas llevadas a cabo con algunos años de diferencia y cada una realizada en un período de días, se puede asumir sinopticidad para cada una de ellas con el fin de estudiar las variaciones interanuales del flujo a gran escala y para deducir los diferentes patrones de mesoescala. Partiendo de esta premisa, se ha analizado la variabilidad temporal a lo largo de la sección occidental de CAIBOX (fig. 1).. Dado que la temperatura potencial y los campos de salinidad tienen un mayor rango de variabilidad en las capas superiores, se utilizaron dichas variables y la velocidad geostrófica para describir las características más relevantes de los primeros 2000 dbar de la columna de agua. Por otro lado, y para ampliar el estudio a las capas más profundas, se recurrió al análisis de mezcla de las masas de agua. Este tipo de análisis, que incluye las variables biogeoquímicas, genera contornos de contraste en las capas profundas, proporcionando una mejor descripción de la columna de agua.

Características hidrográficas de la sección occidental de CAIBOX: campo de velocidad y transporte de volúmenes

El campo termohalino de las capas superficiales a lo largo del meridiano 20° W (30°-41°N) muestra la distribución típica de gran escala en las regiones subtropicales, con un acusado gradiente termohalino latitudinal (aumento de la temperatura y la salinidad hacia el sur) (fig. 2). Esto también se puede observar en la gráfica de las SST (fig. 3), donde la temperatura superficial muestra una disposición marcadamente zonal de las isotermas. La principal estructura termo-halina que se encuentra en los primeros 2000 dbar es el AF asociado a la AC (fig. 2), que puede ser identificado por el punto θ/S = 16.2 °C/36.2, a 150 dbar, definido por Pérez et al. (2003). Sin embargo, las isotermas e isohalinas también muestran otras formas cóncavas y convexas correspondientes a estructuras ciclónicas y anticiclónicas, respectivamente.

La estructura vertical de las corrientes en la capa superior es esencialmente columnar, con la AC principalmente confinada a los primeros 1000 dbar. La velocidad geostrófica máxima (relativa a 2000 dbar) se ubica en la superficie, en torno a los 34°-37° N. Tanto la magnitud como la posición de la AC presentan una gran variabilidad (figs. 4, 5), con una diferencia significativa entre la campaña de mayo (CHAOS) y las campañas de verano. En mayo es cuando la AC se encuentra más al norte y presenta un menor transporte (fig. 5). En términos generales, el transporte medio para esta corriente, teniendo en cuenta todas las campañas, es de aproximadamente 9.3 ± 2.6 Sv a 20° W.

Además de la variabilidad primavera-verano de la AC, también se pueden identificar diferencias espaciales en las secciones y entre campañas. Sin embargo, las secciones no son exactamente equiparables ya que no se extienden a lo largo del mismo rango latitudinal (sí lo hacen la A16N, OACES y CLIVAR) lo que podría dar lugar a interpretaciones erróneas de la variabilidad. Pero aun incluso comparando las secciones exactamente coincidentes, no existe un patrón estacionario de corrientes. La figura 4 muestra el transporte de volumen a través de las secciones, integrado entre cada par de estaciones. Si nos centramos en el rango latitudinal común de 31° a 41° N para todas las campañas (exceptuando OACES y AZORES, que no abarcan dicho rango y además tienen una distancia entre estaciones mayor), encontramos un transporte medio de 6.1 Sv (6.9, 7.7, 6.2 y 3.7 Sv para A16N, CHAOS, CLIVAR y CAIBOX, respectivamente; nótese, sin embargo, que las secciones no tienen la misma orientación y por lo tanto los transportes no son directamente comparables). Teniendo en cuenta estas cuatro campañas (A16N, CHAOS, CAIBOX y CLIVAR), se obtuvo un coeficiente de correlación negativo de 62% entre el transporte neto a través de las secciones (31° a 41° N) y el transporte de la AC.

Las imágenes de altimetría de las anomalías de nivel del mar (SLA) muestran claramente la presencia de estructuras tipo remolino y, gracias a la superposición de la velocidad geostrófica superficial, el recorrido de la AC puede ser aproximadamente definido (fig. 3). Para ello, se estableció la latitud de la AC en cada sección y, suponiendo un flujo cuasi-estacionario, se identificó el camino más probable para la AC. En referencia a la AC, es importante establecer la diferencia entre un meandro y una circulación tipo remolino. En este caso, utilizando la terminología utilizada por Alves et al. (2002), los "remolinos" son estructuras coherentes de libre rotación con una vorticidad relativa dada, envueltas/rodeadas por un entorno de vorticidad con signo opuesto; por lo tanto, sólo podrían desarrollarse remolinos ciclónicos (anticiclónicos) hacia el norte (sur) de la AC. De acuerdo con la definición anterior y en correspondencia con las secciones de las figuras 2 y 4, en la figura 3 también es posible identificar varias estructuras de rotación anticiclónica y ciclónica, pero sólo unos pocos remolinos propiamente dichos.

Distribución de las masas de agua

Una masa de agua se define como un cuerpo de agua cuyas propiedades químicas y termohalinas son adquiridas específicamente en el momento de su formación en una región particular del océano (Tomczak y Godfrey 2003). Diferentes masas de agua interactúan a lo largo de todo el océano a distintas profundidades, por lo que cualquier volumen de agua puede estar compuesto por varias masas de agua (Leffaune y Tomczak 2004).

En este trabajo, mediante un eOMP se determinó la mezcla de masas de agua en la sección occidental de la campaña CAIBOX. Para ello se definen a priori una serie de figuras de mezcla (MF), es decir, la representación de los conjuntos de tipos de agua en un diagrama θ/S, lo más realistamente posible. Primero se analizaron los datos en un diagrama θ/S (fig. 6, de CAIBOX) tratando de delimitar la mayor cantidad de puntos dentro de los polígonos definidos por las MF (una MF de cuatro tipos de agua conformaría un cuadrado), haciendo diferentes combinaciones de polígonos. Finalmente, se definieron nueve MFs de la siguiente manera: MMW-ENACW_T y ENACW_T-H para las aguas superficiales; H-ENACW_P- MW, ENACW_P-MW-LSW, ENACW_P-MW-LSW NEADW_U-, H-ENACW_P MW-AA-y-ENACW_P MW-LSW-AA para las aguas intermedias; y MW-LSW-AA-NEADW_U y MW-LSW- NEADWU NEADW^L para las aguas profundas.

No se incluyeron todos los datos del perfil en el análisis. En concreto, los datos con presiones <100 dbar se eliminaron previamente debido a la gran variabilidad de las aguas superficiales, en constante interacción con la atmósfera. El MMW (fig. 7) se extiende en la capa más superficial, por encima de 250 dbar. De la figura se puede deducir su propagación hacia el norte, aunque sea muy variable (36°-38°N). Continuando en profundidad, el ENACW_T (fig. 7b) alcanza su máxima contribución cerca de los 150 dbar y su distribución en profundidad disminuye hacia el norte. H (fig. 7b) (en el rango 200-900 dbar, con un núcleo a 300 dbar) marca la transición entre las variedades subtropical (superficial) y subpolar (más profunda) de las aguas centrales; tiene una distribución latitudinal homogénea, con una contribución poco mayor hacia el norte, donde también llega a niveles más superficiales. El núcleo principal de ENACWP (fig. 7c) se encuentra cerca de 900 dbar, y se extiende de norte a sur con una aportación máxima del 50%.

El núcleo de AA fue encontrado en 1000 dbar (fig. 7), con una aportación máxima de 50%, que disminuye hasta su completa disolución en 33° N. Cabe señalar que una de las restricciones impuestas arbitrariamente al modelo es que el límite norte de la distribución de AA fuera en 33° N, acorde a la bibliografía previa. Se sabe que el AA alcanza los 16° N en todo el Atlántico, y se encuentra con la parte superior de la cuña salina del Mediterráneo cerca de 20° N, debilitando su señal. No obstante, también se ha podido identificar una presencia marginal de AA a lo largo de los 24° N (Reid 1994). Más recientemente, tal y como se mencionó en la introducción, se ha registrado en el Atlántico oriental su alcance hasta al menos los 32° N (vanAken 2000b, Álvarez et al. 2005), aunque Machín y Pelegrí (2009) han llegado a detectar su presencia en torno a los 34° N a lo largo del talud africano.

El núcleo del MW (fig. 7c) se encuentra en torno a los 1000-1200 dbar, con una contribución máxima de hasta el 70% en la campaña CAIBOX. Su posición podría corresponder a la rama occidental de la lengua de MW que oscila en posición e intensidad entre las campañas. De hecho, existe buena concordancia entre la corriente hacia el oeste a 1000 dbar (fig. 4) y la posición de los núcleos de MW (fig. 7c).

La mayor contribución de LSW (70%) (fig. 7b) se localiza en la parte más septentrional de la sección (~ 40°-41° N). Su extensión hacia el sur varía de año en año, pero también difiere en el mismo año en las diferentes estaciones (ver CHAOS y AZORES).

La NEADW_L (fig. 7b) ocupa toda la columna de agua desde 3000 dbar a fondo, con una contribución superior al 70%. Su distribución es bastante estable en el tiempo, pero es importante tener en cuenta su baja contribución porcentual en la sección de las Azores, debido principalmente a la falta de datos profundos de CTD. Por último, sólo se detecta una muy pequeña contribución, del 10%, de ISOW en la sección de estudio, con una distribución marcadamente discontínua (fig. 7c).

 

DISCUSIÓN

El campo termohalino superior de la (fig. 2) muestra un marcado gradiente latitudinal en respuesta al forzamiento atmosférico. Los fuertes y persistentes vientos alisios generan una zona entre 30°-35° N y 25° W, con un exceso de evaporación y pérdida de calor que contribuyen a un aumento de la salinidad y densidad al sur de la AC (Pérez et al. 2003).

La circulación general en la región de las Azores-Madeira-Estrecho de Gibraltar se compone de una capa superficial relativamente poco salina que fluye hacia el interior de la caja CAIBOX y finalmente confluye en el mar Mediterráneo, y una capa intermedia de elevada salinidad procedente del Mediterráneo que fluye a través del estrecho de Gibraltar (Álvarez et al. 2005) y en última instancia fuera de la CAIBOX. Sin embargo, la circulación de mesoescala está dominada por los meandros del sistema de AC/AF y los remolinos asociados a éste (Gould 1985, Pingree et al. 1999, Pérez et al. 2003) (fig. 3). Una parte de esta gran variabilidad de mesoescala podría resultar de la inestabilidad baro-clínica de la AC (Pérez et al. 2003).

Se puede observar, tal y como observaron ya Pingree et al. (1999), que el AF tiene aproximadamente 1 °C de contraste térmico (fig. 2). Aunque la mayoría de las veces este contraste térmico no alcanza la superficie (Alves et al. 2002), por lo que la señal infrarroja del sistema de AC/AF resulta prácticamente indetectable por satélite, Pingree et al. (1999) sí utilizaron estas mediciones de satélite para ubicar el AF (tanto en el infrarrojo como en la banda visual). Por ejemplo, para la campaña CAIBOX se podría establecer la señal térmica del AF en torno a 23 °C, pero esta isoterma podría no ser un fiel reflejo de la trayectoria de la AC, tal y como se puede observar al comparar tanto las gráficas de SLA como las de SST (fig. 3). Con el fin de localizar el AF es mejor utilizar una referencia termohalina subsuperficial, tal y como hicieron Pérez et al. (2003) (figs. 2-6). Cabe señalar que aunque Pérez et al. (2003) localizaron el AF en el límite norte de la AC, en el presente caso el AF aparece asociado mayoritariamente (para cuatro de las seis campañas) al núcleo de máxima velocidad de la AC, tal y como establecieron Comas-Rodríguez et al. (2011). Para la campaña OACES el AF sí se situaría al norte de la AC (pero falta resolución en la horizontal), mientras que para la CHAOS se sitúa al sur. Ésta última es la única campaña en la que un remolino ciclónico atraviesa centrado la sección al sur de la AC (fig. 3), lo cual generaría una fuerte inestabilidad baroclina (ver fig. 2).

Tanto la magnitud como la posición de la AC presentan marcadas diferencias en función de la estación (primavera o verano) (figs. 4, 5), aunque también podrían presentar otras variaciones temporales de gran escala que podrían enmascarar esta señal, principalmente debido a procesos mesoescalares de rectificación turbulenta (Alves et al. 2002). En cuanto a la variabilidad a gran escala temporal, se sabe que esta está directamente relacionada con el clima. En concreto, Siedler et al. (2005) encontraron una correlación entre la AC y la NAO, con un desfase de 3 años. En el presente trabajo sólo se puede dar cuenta de la variabilidad primavera-verano, aunque con cierta precaución, ya que sólo disponemos de una campaña primaveral. Es en mayo cuando la AC se encuentra más al norte y realiza el menor transporte (fig. 5). La estimación media del transporte de esta corriente (9.3 ± 2.6 Sv) a 20° W concuerda bien con los valores dados en la literatura, por lo general en el rango de 9-12 Sv entre 30° y 40° W que se reduce a unos 4-3 Sv más de la costa africana (New et al. 2001).

Según diversos estudios previos (Onken 1992, Paillet y Mercier 1997, Alves et al. 2002, Pérez et al. 2003, Kida et al. 2008), la AC está asociada a una contracorriente subsuperficial, la Contracorriente de Azores (ACC) (Onken 1992). Se han sugerido dos mecanismos para la formación de dicha corriente: (1) como resultado de un proceso de rectificación de las características turbulentas de mesoescala asociada con el jet de la AC (Alves et al. 2002) y/o (2) como consecuencia directa de la β-pluma topográfica originada en respuesta a la salida de la MOW (Kida et al. 2008). Alves et al. (2002) sitúan la ACC a 33° W a una profundidad entre 500 y 1200 dbar, con una anchura media de 100-250 km. También afirman en su trabajo que en un instante dado la ACC se puede revertir y/o fluir de acuerdo con el patrón meandriforme de la AC. Por lo tanto, la presencia instantánea de la ACC puede no ser tan clara. Y esto es exactamente lo que se comprueba en el presente trabajo: mientras que para las campañas OACES, A16N y CLIVAR el núcleo de la ACC se situa a los 500-600 dbar, para la CHAOS éste se centra en 100 dbar. Para la AZORES, sin embargo, resulta imposible definir la ACC (debido a la menor extensión hacia el norte de la sección). Finalmente, para la CAIBOX la ACC parece alcanzar la superficie, lo que podría deberse al refuerzo que supone la presencia de un remolino anticiclónico (figs. 3, 4).

Alves et al. (2002) describen la región oriental de la AC como la responsable de la generación de remolinos de larga duración que se propagan hacia el oeste y hacia el suroeste en el flanco sur del AF con una velocidad media de 2.5 km d^-1. Podemos dar cuenta de este hecho comparando las campañas CHAOS y AZORES, espaciadas en el tiempo tan sólo tres meses. Hay un remolino ciclónico centrado en 33.5° N, 2° W en la campaña CHAOS (6 de mayo) que se desplaza hacia el oeste, como se puede observar en la campaña AZORES (5 de agosto). En esta última campaña se pueden observar dos remolinos, uno centrado en 33° N, 23° W y otro centrado en 33° N, 25.5° W (este último no se muestra). Es difícil establecer cuál de los dos remolinos se corresponden con el observado en la campaña CHAOS, ya que ninguno de ellos concuerda con el desplazamiento previsto a partir de velocidad media de 2.5 km d^-1. De acuerdo a sus posiciones con respecto a la posición inicial en la campaña CHAOS, la velocidad estimada sería de 1.2 y 3.6 km d^-1, más bajo y más alto que la media, respectivamente. Lo que es seguro es que ambos provienen de los meandros de la AC.

En cuanto a la distribución de las masas de agua, y para poder comparar mejor la variabilidad temporal de sus contribuciones, se ha integrado en la vertical los resultados por secciones. En la tabla 3 se muestra un aumento temporal de MW en la columna de agua, lo que podría implicar mayores tasas de formación de esta masa de agua en los últimos años. Hay, además, un aumento de la contribución de AA en la campaña CAIBOX con respecto a las demás. Uno de los cambios más significativos, debido a su papel en la circulación termohalina global, es la variación en la contribución del LSW, que concuerda con la variabilidad documentada por Yashayaev et al. (2008), quienes demostraron notables cambios en la región subpolar del Atlántico Norte causados por la producción masiva de LSW entre mediados de 1980 y mediados de 1990. En particular, se registró el desarrollo del más frío, menos salino y más profundo y voluminoso cuerpo de LSW desde 1930 (nombrado como clase LSW_1987-1994), directamente vinculado a un alto valor positivo del índice NAO (a pesar de la presencia de otros procesos locales que también fuerzan el océano en la escala de tiempo interanual). Si se atiende al desfase temporal, debido a la advección de esta masa de agua a través del Atlántico oriental hasta la región CAIBOX (5-7 años), es posible observar este máximo en la campaña CHAOS (1998).

Las aguas centrales (ENACW_T, H y ENACW_P) comprenden 21% de la columna de agua. El ENACW_P sigue el mismo patrón de variación que el LSW, con un porcentaje mayor en la campaña de mayo (CHAOS). La contribución de ISOW al total de la sección es pequeña (menos del 7%) y varía en el tiempo, mientras que casi un 40% de la columna de agua está ocupada por NEADWL, la cual se mantiene bastante constante en el tiempo tanto en distribución espacial como en contribución a la columna de agua.

Por último, también las propiedades termohalinas muestran una ligera variación temporal: se observa un pequeño aumento, tanto en la temperatura potencial como en la salinidad, que es más notable en las aguas centrales (no se muestra la integración por capas). Pérez et al. (1995) registraron ya previamente un aumento gradual de la salinidad en las aguas centrales de la región NEA durante el periodo 1974-1992, en relación con los procesos vinculados a la mezcla invernal y el enfriamiento. Esto está de acuerdo con la tendencia general establecida en el Cuarto Informe de Evaluación del Panel Intergubernamental para el Cambio Climático (IPCC), que apunta a un calentamiento global (0.1 °C por década) de los océanos y a la salinización de las partes someras de los océanos tropicales y subtropicales.

 

CONCLUSIONES

Este estudio examina los datos hidrográficos obtenidos durante la campaña CAIBOX, tanto en términos de contribución de masas de agua como de los patrones de circulación. También ofrece nuevos datos de referencia para comparar con campañas anteriores y futuras.

De la figura 2 a la 5, la variabilidad temporal señalada por Klein y Siedler (1989) sólo puede ser parcialmente confirmada debido a la ausencia de otras campañas en otras estaciones del año (sólo la campaña CHAOS se llevó a cabo en la primavera). Lo que sí se puede señalar es la correlación directa entre su posición norte-sur y su intensidad. En la figura 4a parece haber una relación inversa entre la posición de la AC y su transporte, con transportes relativamente altos (bajos) cuando la corriente se encuentra aproximadamente al sur (norte) de 35° N. Si nos centramos en esta correlación, independientemente del año de la campaña (fig. 4b), ésta parece mostrar dos tendencias: al sur de 34.6° N, cuanto más intensa es la AC más al norte se sitúa, mientras que por encima de esta latitud, la relación se invierte y cuanto menos intensa es la AC más al norte se sitúa. En cualquier caso, es difícil ser concluyente con tan pocas campañas, por lo que sería deseable una recopilación más exhaustiva de campañas para esta región.

Por otro lado, la presencia de numerosas estructuras ciclónicas y anticiclónicas a ambos lados de la AC corrobora su naturaleza meanderizante. La distribución espacial de la anomalía del nivel del mar en superficie de la figura 3 simplifica la identificación de dichos remolinos.

Debido a la complejidad de la estructura de las masas de agua en la región del Atlántico Norte, los resultados del análisis eOMP tienen que considerarse con cierta cautela, teniendo presentes sus limitaciones tanto teóricas como prácticas. De la figura 7 se puede señalar un aumento de MW y AA durante la campaña CAIBOX con respecto a años anteriores, con una contribución de MW 31.6% superior a la campaña A16N, de 1988, y 14.4% mayor que en las otras tres campañas (OACES, de 1993; CHAOS, de 1998; y CLIVAR, de 2003), que resultaron muy similares. El AA sigue un patrón similar, con un aumento de su contribución en la sección, cuatro veces mayor en la campaña CAIBOX que en la A16N (1988) y dos veces más alto que en las otras tres campañas.

El LSW varía según los patrones de producción y transporte descritos por Yashayaev et al. (2008) en su región de formación: existe una contribución máxima de LSW en la sección de CAOS (1988) que se correspondería con la clase LSW_1987-1994. Después de ese año se reduce su presencia y su transporte hacia el sur, reduciéndose por lo tanto su papel en la "ventilación" de las aguas profundas.

También se evidencia un ligero aumento de las propiedades termohalinas, debido al calentamiento y salinización de las aguas centrales (integración por capas no mostrada). Este hecho estaría previsiblemente vinculado a los cambios climáticos globales en el océano.

 

AGRADECIMIENTOS

Una parte importante de los datos presentados en este documento se han obtenido gracias al Proyecto CAIBEX, Intercambios Plataforma-Océano en el Ecosistema Marino de la Región Canarias-Península Ibérica (CTM2007-66408-C02/MAR), apoyado por el Ministerio de Educación y Ciencia español. El primer autor, LIC, fue financiado por una beca predoctoral FPU del Programa Nacional de Formación de Recursos Humanos, en el marco del Plan Nacional de Investigación Científica, Desarrollo e Innovación Tecnológica 2008-2011, del Ministerio de Educación. El cuarto autor, NVR, recibió la financiación del Programa Isabel Barreto (IN840E) de la Xunta de Galicia. Los autores agradecen a todos los participantes de la campaña CAIBOX, tanto la tripulación del B/O Sarmiento de Gamboa como el equipo de científico y técnico, su indispensable ayuda. También estamos muy agradecidos con XA Álvarez-Salgado y V Viéitez dos Santos por proporcionarnos los datos de nutrientes y a N Fajar por los datos de oxígeno. Finalmente, los autores quieren agradecer los muy útiles comentarios y sugerencias del editor y los revisores.

 

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NOTA

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