Remolinos oceánicos de las Islas Canarias: generación, estructura y evolución
Abstract
Programa de doctorado: Oceanografía (bienio 2006-2008)
Full text
PROGRAMA DE DOCTORADO EN OCEANOGRAFÍA Departamento de Física Bienio 2006-2008 REMOLINOS OCEÁNICOS DE LAS ISLAS CANARIAS: GENERACIÓN, ESTRUCTURA Y EVOLUCIÓN Tesis doctoral presentada por D. Marc Piedeleu para obtener el grado de Doctor por la Universidad de Las Palmas de Gran Canaria. Dirigida por el Dr. Pablo Sangrà Inciarte. El Director El Doctorando Las Palmas de Gran Canaria, Junio de 2014
D. SALVADOR GALVÁN HERRERA, DEL DEPARTAMENTO DE FÍSICA DE LAS PALMAS DE GRAN CANARIA CERTIFICA, Que el Consejo de Doctores del Departamento en su sesión de fecha ……………tomó el acuerdo de dar el consentimiento para su tramitación, a la tesis doctoral titulada “Remolinos oceánicos de las Islas Canarias: generación, características y evolución” presentada por el doctorando D. Marc Piedeleu y dirigida por el Doctor Pablo Sangrà Inciarte. Y para que así conste, y a efectos de lo previsto en el Artº 6 del Reglamento para la elaboración, defensa, tribunal y evaluación de tesis doctorales de la Universidad de Las Palmas de Gran Canaria, firmo la presente en Las Palmas de Gran Canaria, a…..de………………de dos mil catorce.
TESIS DOCTORAL REMOLINOS OCEÁNICOS DE LAS ISLAS CANARIAS: GENERACIÓN, ESTRUCTURA Y EVOLUCIÓN MARC PIEDELEU Las Palmas de Gran Canaria, junio de 2014
A ma famille, Liliane, Claude et Romain.
Agradecimientos “Elige un trabajo que te guste y no tendrás que trabajar ni un día de tu vida” dijo Confucio, tal es el sentimiento que tengo al finalizar este trabajo. Me siento muy honrado de haber tenido la oportunidad de estudiar un tema tan interesante y bonito como es el de esta tesis. He disfrutado muchísimo con ello, paso a paso, cada vez más convencido de que todos los esfuerzos realizados fueron recompensados tanto profesionalmente como personalmente. Esta tesis nunca hubiera podido ser una realidad sin el apoyo de un entorno al que quiero agradecer con todo mi corazón: A mi supervisor Pablo Sangrà, por su dedicación, su entusiasmo, su paciencia y su apoyo en todo momento durante estos años de trabajo en colaboración. A mes parents Liliane et Claude et mon frère Romain, pour m’avoir donné tout ce dont j’avais besoin pour me former et convertir mes projets en réalité. To my darling Hannah, for giving me her unconditional love day by day, for supporting me through this episode of our life. A mis compañeros del departamento de Física de la Facultad de Ciencias del Mar. Francis Machín y Charles Troupin y Evan Mason por revelarme, con mucha paciencia, algunos secretos del mundo de MATLAB. Ángeles Marrero por su disponibilidad y encanto. Ángel Rodríguez por haberme permitido participar al proyecto MALASPINA, y a este respecto también agradecer a las chicas de Uvigo Beatriz Mouriño y Paloma Carillo. Carolina Salinas, Sheila Estrada, Mónica Hernández, por el buen humor en el laboratorio. Alonso Hernández por las imágenes ORPAM. Antonio Martínez por su ayuda con el wavelet. Jorge Pop, el mago de los programas. Jesús Cisneros por haberme conseguido mi práctica de Master. Y a todos los que me olvido.
Au GHER, et à J. M Beckers, pour m’avoir permis de réaliser un séjour dans leur centre à Liège et apprendre le fonctionnement de DIVA. A Ruiz Caldeira, por permitirme colaborar con la campaña i-WAKE. GRACIAS! Este trabajo no se podría haber realizado sin la financiación por parte del Gobierno Español a través de la Agencia Canaria de Investigación Innovación y Sociedad (ACIISI). Los datos utilizados en esta tesis proceden de las campañas oceanográficas pertenecientes al proyecto RODA (CTM2004-06842-CO3-O3) financiado por el Ministerio de Educación y Ciencia.
VII Índice de figuras 1.1 El Archipiélago Canario. .................................................................................... 2 1.2 Corte topográfico zonal de las Islas Canarias. ................................................... 3 1.3 Esquema del sistema de corrientes principales en el borde oriental del Atlantico N orte Subtropical. .............................................................................................. 5 1.4 Variabilidad temporal del transporte al norte del Archipiélago Canario. .......... 7 1.5 Imagen de satélite mostrando la generación de calles de vórtices tipo Von Kármán (a). Imagen mostrando las estelas de viento al sur de las islas occidentales (b). ................................................................................................. 11 1.6 Estela de viento de la Isla de Gran canaria. ........................................................ 12 1.7 Medias mensuales del rotacional del esfuerzo del viento en la zona del Archipiélago Canario en 2008. ........................................................................... 13 1.8 Imagen AVHRR de temperatura de superficie del mar en las estelas de las Islas Canarias. ............................................................................................................. 16
ÍNDICE DE FIGURAS VIII 1.9 Calle de remolinos de Von Kármán generado por un flujo perturbado por un obstáculo cilíndrico. .......................................................................................... 17 1.10 Campo de temperatura a 100 m de profundidad mostrando (a) la señal de un remolino anticiclónico de núcleo cálido desprendido de Gran Canaria y (b) la señal de un remolino ciclónico de núcleo frío. ................................................... 18 1.11 Secciones verticales de temperatura (a, c) y anomalías de temperatura (b, d) a través de los remolinos mostrados en la Figura 1.10. ......................................... 19 1.12 Trayectoria de una boya Argos trazando la evolución de un remolino anticiclónico desprendido de la Isla de Gran Canaria a lo largo de 7 meses...... 21 1.13 Selección de orbitas de tres boyas alrededor del centro del remolino anticiclónico de la Figura 1.12. .......................................................................... 21 1.14 Trayectorias de remolinos de larga vida (> 6 meses) obtenidas a partir de 14 años (1992 – 2006) de datos combinados de altímetros ..................................... 23 2.1 Regímenes de flujo en función del número de Reynolds ................................... 30 2.2 Campo de viento en la estela de la Isla de Gran Canaria ................................... 31 2.3 (a) Representación idealizada del campo de viento en la estela de Gran Canaria. (b) Esquema del mecanismo de forzamiento atmosférico. ................................. 32 2.4 Configuración del experimento observacional ................................................... 36 2.5 Representación esquemática del fondeo ............................................................. 36 2.6 Imágenes de satélites de temperatura de superficie (a) y de concentración en clorofila (b) de la zona sur de Canarias. ............................................................. 37
ÍNDICE DE FIGURAS IX 2.7 Estima de la cizalla del viento. ........................................................................... 40 2.8 Series temporales de los parámetros para el primer periodo de 6 meses. .......... 42 2.9 Señal de los remolinos del primer periodo sobre imágenes de temperatura de la superficie del mar (a), (b), (d), (e), (f) y de concentración de clorofila (c) .... 43 2.10 Igual que la Figura 2.8 pero para el segundo periodo ........................................ 50 2.11 Señal de los remolinos del segundo periodo sobre imágenes de concentración de clorofila (a) (b) (c) (d) y (e) y de temperatura de la superficie del mar (f). ... 51 2.12 Igual que la Figura 1.8 pero para el tercer periodo. ........................................... 55 2.13 Señal de los remolinos del tercer periodo sobre imágenes de temperatura de la superficie del mar. .............................................................................................. 56 2.14 Igual que la Figura 2.8 pero para el segundo periodo del segundo año. ............ 58 2.15 Señal de los remolinos del cuarto periodo sobre imágenes de temperatura de la superficie del mar (b) y (d), y de concentración de clorofila (a), (c), (e), (f). .... 59 2.16 Trayectoria de la boya nº56 desde el día 100 de 2007(11 de Abril) hasta el día 140 de 2007 (21 de Mayo). ................................................................................ 66 2.17 Serie temporal de vectores velocidad del viento a barlovento de La Palma durante el mes de mayo 2007. ............................................................................ 66
ÍNDICE DE FIGURAS VIII 2.18 Rotacional del esfuerzo del viento en las cercanías de La Palma promediado entre el 6 y el 10 de Mayo 2007. ........................................................................ 67 3.1 Dominio observacional y localización de los transectos a través de los remolinos ciclónicos CE1 y CE2 y anticiclónicos AE1, AE2 y AER2 .............. 74 3.2 Imágenes de satélite de la Temperatura Superficial del Mar (TSM) (a) el remolino ciclónico CE1 y (b) el remolino ciclónico CE2. ................................. 77 3.3 Secciones de temperatura ((a), (d)) y correspondientes anomalías de temperatura ((b), (e)) y de profundidad de las isotermas ((c), (f)) de los transectos correspondientes al remolino CE1 (paneles superiores) y al remolino CE2 (paneles inferiores). .................................................................................... 78 3.4 Imágenes de satélite de la Temperatura Superficial del Mar (TSM) (a) el remolino anticiclónico AE1 y (b) el remolino anticiclónico AE2. ..................... 80 3.5 Secciones de temperatura ((a), (c)) y correspondientes anomalías de temperatura ((b), (d)) y de profundidad de las isotermas ((c), (f)) de los transectos correspondientes al remolino AE1 (paneles superiores) y al remolino AE2 (paneles inferiores). .................................................................................... 81 3.6 Secciones de temperatura (a) y correspondientes anomalías de temperatura (b) y de profundidad de las isotermas (c) del transecto correspondiente al remolino AER2 ................................................................................................................. 82 3.7 Velocidades geostróficas (izquierda) y velocidades orbitales (derecha) a través del remolino CE1 (paneles superiores) y del remolino CE2 (paneles inferiores) ............................................................................................................................ 86
ÍNDICE DE FIGURAS IX 3.8 Perfiles radiales de velocidad orbital (izquierda) y del periodo (derecha) correspondiente a los remolinos CE1 y CE2 ...................................................... 88 3.9 Perfiles radiales de velocidad angular, z, y de velocidad orbital en (a) remolinos tipo Rankine y (b) tipo Gaussiano. .................................................... 89 3.10 Velocidades geostróficas (izquierda) y velocidades orbitales (derecha) a través del remolino AE1 (paneles superiores) y del remolino AE2 (paneles inferiores). ............................................................................................................................ 91 3.11 Perfiles radiales de velocidad orbital (izquierda) y del periodo (derecha) correspondiente a los remolinos AE1 y AE2. ..................................................... 93 3.12 Secciones de velocidad superpuesta a las isopicnas para el remolino AER2. (a) Velocidad geostrófica, (b) velocidad orbital, (c) velocidad a través y (d) a lo largo del transecto a partir de datos de ADCP. ................................................... 95 3.13 Perfiles radiales de velocidad orbital (izquierda) y del periodo (derecha) correspondiente al remolino AER2 obtenidos a partir de la velocidad orbital inferida a partir de datos de CTD y obtenidos a partir de datos de ADCP. ........ 96 3.14 Media anual del campo del rotacional de esfuerzo del viento en la región de estudio obtenido a partir de la climatología SCOW. .......................................... 98 3.15 Distribución del viento a lo largo de los transectos de los remolinos CE2 y AE1 obtenidos con la estación meteorológica de a bordo. ......................................... 100
ÍNDICE DE FIGURAS VIII 3.16 Perfiles del viento, w (curva negra) y de la velocidad de bombeo de Ekman lineal wE (curva roja) a lo largo del transecto del (a) remolino CE2 y (b) del remolino AE1. .................................................................................................... 101 3.17 Campos del rotacional del esfuerzo del viento promediados a 5 días a partir de datos de viento CCMP) (a) (b). .......................................................................... 102 4.1 Trayectorias de las boyas. Sobre las trayectorias se han incluidos círculos cada 10 días. ................................................................................................................ 111 4.2 Series temporales de la velocidad meridional, (a) (b), y correspondiente análisis wavelet, (c) (d), de la boya 57 (izquierda) y de la boya 55 (derecha). ............... 114 4.3 Igual que la Figura 4.2 pero para las boyas 57 y 56 durante el periodo que va del día 0 al 50. .................................................................................................... 116 4.4 Series temporales de la velocidad meridional, (a) (b), y correspondiente análisis wavelet, (c) (d), de la boya 55 (izquierda) y de la boya 54 (derecha). ............... 116 4.5 Radios, (a), y orbitas, (b) (c), para la boya 57 (trazo rojo) y la boya 56 (trazo azul) en la etapa antes de la fusión de los remolinos. ......................................... 117 4.6 Trayectoria de las boyas y estima de la trayectoria del centro (línea a trazo negro) en la etapa antes de la fusión de los remolinos. ...................................... 118 4.7 Periodo de la boyas 57 (rojo), 56 (azul) y 54 (verde) frente al radio de sus orbitas alrededor del centro del remolino. .......................................................... 120
ÍNDICE DE FIGURAS IX 4.8 Evolución del campo de vorticidad de un vórtice elíptico durante el proceso de filamentación y axisimetrización. ...................................................................... 121 4.9 Selección de orbitas de las boyas 57 (trazo rojo) y 56 (trazo azul) durante el p roceso de axisimetrización. .............................................................................. 122 4.10 Imagen de satélite de la turbidez del agua durante la erupción del volcán submarino de la Isla del Hierro. ......................................................................... 123 4.11 Secuencias de la interacción y fusión de dos vórtices anticiclónicos de mismo tamaño y vorticidad. ........................................................................................... 125 4.12 Secuencias de la evolución del proceso de fusión de dos remolinos anticiclónicos de distinto tamaño (r1 y r2). ....................................................... 126 4.13 (a) (b) Radios orbitales y orbitas de la boya 55 durante la fusión de los dos remolinos. (c) Última orbita de la boya 57 alrededor del centro del remolino resultante de la fusión. ........................................................................................ 127
XV Índice de tablas 2.1 Parámetros de los remolinos ciclónicos. ..................................................... 60 3.1 Parámetros característicos de los remolinos. .............................................. 90
1.2 Flujos oceánicos y atmosféricos dominantes 5 Figura 1.3: Esquema del sistema de corrientes principales en el borde oriental del Atlántico Norte Subtropical reproducido de Laíz et al. (2012). AC Corriente de Azores, CC Corriente de Canarias, CUC Corriente de Afloramiento de Canarias, NEC Corriente Norecuatorial. Las isobátas de 500, 1000, 2000, 3000, 4000 m están representadas en gris claro. La flecha de puntos indica la estructura ciclónica alrededor de las Islas Canarias observada en otoño e invierno. Nuestro interés se centra principalmente en las características de la CC al norte inmediato del Archipiélago ya que estas determinarán el régimen de flujo asociado a su perturbación por las islas. A este respecto una de las preguntas que nos haremos en el Capítulo 2 es si la CC es lo suficiente energética como para generar el desprendimiento de remolinos de las islas por sí sola. En este sentido, como veremos en detalle en dicho capítulo, cuando un flujo incide sobre un obstáculo el régimen del flujo resultante depende de número de Reynolds: H A UL Re
1 Introducción 6 donde, U, es la intensidad del flujo incidente, L el diámetro del obstáculo y AH la difusión/viscosidad turbulenta. El modelo de Dong et al. (2007) aplicado a la perturbación de un fluido geofísico por parte de una isla de aguas profundas predice que el umbral para la formación de una calle de remolinos es de Re ≥ 100. Para el caso particular de Gran Canaria (L=53 km) y parametrizando AH según Barton (2001) como AH = 2.2 10-4 L1.13, se obtiene una velocidad de corriente umbral de U*~0.1 m s-1. Las primeras observaciones de la CC la describieron como un flujo débil y difuso (Ekman, 1923; Helland-Hansen y Nansen, 1926; Wüst, 1935; Defant, 1936; Sverdrup et al., 1942). La principal razón era la falta de datos y resolución para la Cuenca Canaria. Sin embargo, estudios recientes indican que las bandas ocupadas por la CC y la CUC están claramente definidas, en particular al norte inmediato de las Islas Canarias (Zhou et al., 2000; Pelegrí et al., 2005; Machín et al., 2006). Como se puede apreciar en la Figura 1.4, en media la banda de la CC aparece claramente definida al norte del Archipiélago transportando agua hacia el Sur entre La Palma y Fuerteventura. Asimismo se observa la señal de la banda CUC entre Fuerteventura y la costa africana. En términos de velocidad geostrófica media, la CC presenta valores de aproximadamente 0.05 m s-1 cerca de la superficie, pudiendo superar 0.10 m s-1 al atravesar el Archipiélago Canario, debido al efecto ‘canal’ entre las Islas y alcanzando en ocasiones un máximo de 0.20 m s-1 (Navarro-Pérez y Barton, 2001; Machín et al., 2006). De esta forma durante ciertos periodos la CC sí que es lo suficientemente energética como para superar el valor umbral de U*~0.1 m s-1 y generar por sí sola el desprendimiento de remolinos. Con respecto al volumen de agua transportado por la CC hacia el Sur, este se sitúa alrededor de 3 ± 1.2 Sv entre el talud africano y la Isla de Madeira. Una parte de este recircula hacia el Oeste antes llegar a Canarias (1.4 ± 0.9 Sv) y la otra parte sigue hacia el Sur a través de los canales entre las islas. A esta última se añade unos 0.8 Sv proveniente de la costa africana y que se junta a la CC, por lo que el transporte medio total a través el archipiélago se corresponde a unos 2.1 ± 0.9 Sv (Machín et al., 2006). El transporte se realiza en el rango del Agua Central
1.2 Flujos oceánicos y atmosféricos dominantes 7 Figura 1.4: Variabilidad temporal del transporte al Norte del Archipiélago Canario obtenida por Machín et al., (2006). El ancho de las flechas es proporcional al transporte de masa (Sv). Las flechas curvadas (sin valores de transporte) sugieren las estructuras de mesoescala. Noratlántica (NACW) situada entre la superficie y los 600-700 metros de profundidad. La CC sufre de unos cambios estacionales particularmente pronunciados a lo largo del año. La variabilidad estacional de la CC se relaciona fundamentalmente con la contracción en el sentido meridional y dilatación zonal del bucle oriental del Atlántico Norte Subtropical, desplazándose su centro hacia el Sur a medida que se acerca el verano. Como consecuencia, en verano la estructura del sistema de corrientes queda mejor definida, el transporte de la AC y de la NEC se orienta más zonalmente y migran respectivamente hacia el Sur y el Norte, haciendo que la CC se intensifique (Klein y Siedler, 1989; Stramma y Müller, 1989). Además, durante el periodo Verano Otoño InviernoPrimavera
1 Introducción 8 primavera-verano la banda asociada a la CC se estrecha y se intensifica cerca de la costa africana alimentando la CUC. Navarro-Pérez y Barton (2001) estudiaron, a partir del desnivel del mar, la variabilidad de la CC a través de los canales insulares a partir de más de 20 años de datos de mareógrafos. Observaron con claridad que el flujo hacia el Sur de la CC se intensifica en verano. Por otro lado, notaron que durante primavera y verano el flujo era más intenso en las islas más orientales, mientras que durante otoño y invierno los máximos de registraban en las islas más oceánicas. Esta posible migración zonal de la CC la atribuyeron a la variabilidad del GSAN. De esta forma los picos de velocidad aparecían más temprano en las islas orientales que en las oceánicas, haciendo que en Lanzarote el máximo se alcance en agosto mientras que en la Palma se alcance en octubre. Mason et al. (2011) se ocuparon de simular numéricamente la variabilidad de la CC al norte del archipiélago. Sus predicciones se aproximan muy bien a estas observaciones y sugieren que estas podrían estar asociadas a la excitación en la costa africana y posterior propagación hacia al Oeste de ondas planetarias con una velocidad de fase próxima a las ondas de Rossby. Machín et al. (2006) analizaron el transporte de NACW asociado a la CC entre la Isla de Madeira y las Islas Canarias y confirmaron las observaciones anteriores de que el transporte se intensifica y se desplaza hacia la costa africana entre primavera y verano. La Figura 1.4 muestra la variabilidad estacional en intensidad y posición del transporte hacia el Sur de la NACW. En la región del Archipiélago Canario (sección Sur pasando entre Lanzarote y Fuerteventura) se puede observar que el máximo transporte a través de las islas vinculado a la CC se encuentra entre primavera y verano con valores respectivos de 2.8± 1.2 Sv y 2.9 ± 1.1 Sv, a los que se añaden 1.0± 0.1 Sv y 1.1± 0.1 Sv pasando a través del canal de Lanzarote (Figuras 1.4a y b). Durante el otoño el transporte empieza a disminuir, permaneciendo relativamente importante entre las islas con 2.7±0.4 Sv, y la CUC parece despegarse de la costa africana y fusionarse con la CC. Una característica importante durante está época es la inversión del flujo entre las islas más orientales y la costa africana originándose un transporte de
1.2 Flujos oceánicos y atmosféricos dominantes 9 0.8± 0.1 Sv hacia el Norte y desapareciendo la señal de la CUC. El transporte en invierno muestra una importante disminución en intensidad con 0.7 ± 0.6 Sv a través de los canales entre las islas y 0.8± 0.1 Sv en el Canal de Lanzarote. Esta disminución está relacionada con la contracción zonal hacia el Oeste del transporte de masa de agua, más allá de 20ºW. Relacionado con estas observaciones Pelegrí et al. (2005) propusieron que en otoño-invierno se produce un bucle ciclónico del transporte que se extiende a lo largo de todo el Archipiélago difundiéndose de esta forma la señal de la CC y originándose un flujo hacia el Norte en el Canal de Lanzarote (Figura 1.3). De esta forma la intensificación de la CC en primavera-verano hace más probable que se generen remolinos en esta época debido a su perturbación por parte de las islas. En contrapartida en otoño-invierno, donde la CC se debilita al paso por las islas o incluso el flujo se invierte, es menos probable la formación de remolinos debido a la perturbación de la CC. Sin embargo como trataremos con detalle más adelante, en la generación de remolinos también puede intervenir el viento, por ello a continuación nos ocuparemos del régimen de vientos en el área del Archipiélago Canario. 1.2.2 Circulación atmosférica La circulación atmosférica en la Cuenca Canaria está asociada al Anticiclón de las Azores cuyo centro se sitúa en 32ºN en verano y 28ºN en invierno. Este último da lugar a los Vientos Alisios (VA) que soplan del NE en dirección hacia Ecuador a través de la Cuenca Canaria. Su frecuencia se acerca al 65 % a lo largo de todo el año por lo que es la característica claramente dominante de la circulación atmosférica en el Archipiélago Canario. Como veremos en este estudio, la perturbación de los VA por parte de las islas de mayor relieve (IAAP) puede jugar un papel determinante en la generación de estructuras oceánicas de mesoescala tales como estelas de aguas cálidas y remolinos oceánicos a través de lo que denominaremos forzamiento atmosférico. Por
1 Introducción 10 ello, aquí describiremos en grandes líneas las características principales de los VA en el marco de la circulación atmosférica en la región del Archipiélago Canario. La variabilidad de los VA está íntimamente relacionada con la migración anual del Anticiclón de las Azores. Durante el invierno, el régimen de los Alisios está determinado por la migración hacia el Sur del centro de alta presión anticiclónico, haciendo soplar los VA del noreste con mayor intensidad al sur del Archipiélago Canario (entre 20ºN y 25ºN) y alcanzar su límite más meridional (5ºN). Consecuentemente, en esta época del año la intensidad de los VA es mínima a la latitud de las Islas Canarias. Durante esta estación es relativamente frecuente encontrarse con vientos del suroeste, relacionados con la intrusión de centros de bajas presiones, contribuyendo a la variabilidad del forzamiento a pequeña escala de tiempo (Pelegrí et al., 2005). Cabe señalar también la existencia esporádica de una intrusión de viento procedente del sur del Sahara (Harmattan) en invierno. Este último es, muy seco, cálido y cargado de partículas finas de polvo arrastradas del desierto conteniendo minerales favorables a la fertilización del océano. En verano, la migración hacia el norte del Anticiclón de las Azores desplaza la zona de mayor intensidad de los VA en su posición más septentrional entre Junio y Septiembre, situándose a la latitud del Archipiélago Canario (Wooster et al., 1976; Speth et al., 1978; Nykjaer y Van Camp, 1994). Esta variación en intensidad se acompaña de un sensible role de los VA que pasan de soplar del NE en invierno al NNE en verano. La máxima intensidad de los VA se encuentra típicamente durante los meses de julio-agosto. Estudios observacionales registraron en agosto de 1993 velocidades superiores a 20 m s-1 (Barton et al., 1998, 2001), por encima de 15 m s-1 en agosto de 1995 (Barton et al., 2000) y junio de 1998 (Basterretxea et al., 2002), mientras que en agosto de 1999 no superaban los 15 m s-1 (Barton et al., 2004). De manera general la intensidad de los VA decrece a lo largo de septiembre, para permanecer relativamente baja durante otoño-invierno (w < 5 m s-1).
1.2 Flujos oceánicos y atmosféricos dominantes 11 Figura 1.5: (a) Imagen de satélite mostrando la generación de calles de vórtices tipo Von Kármán a sotavento de las islas de La Palma, Tenerife y Gran Canaria el 4 de Junio de 2000. (b) Imagen del sensor MODIS a bordo del satélite Terra mostrando las estelas de viento al Sur de las islas occidentales el 15 de junio 2013. Estas estelas son regiones encalmadas bajo la protección de las islas. El papel de las islas de mayor relieve (IAAP) del Archipiélago Canario es determinante en términos de perturbación del flujo atmosférico y forzamiento de la variabilidad de este último a sotavento de estas (Figura 1.5). En esta perturbación juega un papel importante una relativa fuerte inversión térmica situada entre 400-1000 metros que forma una barrera a la convección vertical, obligando a los VA a contornear las islas por los flancos. Tal como se muestra en la Figura 1.5, desde el lanzamiento de los primeros satélites meteorológicos hasta nuestros días se ha observado con bastante recurrencia, en las bandas de estratocúmulos, la formación de estelas de calles de vórtices de tipo Von Kármán a sotavento de las islas de mayor relieve (Chopra y Hubert, 1964, 1965a, b; La Violette, 1974). Relacionado con estas estructuras, justo a sotavento de las islas de mayor relieve, se forma una estructura muy característica que es una estela de viento (Figura 1.5). La Figura 1.6 muestra la estela de vientos a sotavento de la Isla de Gran Canaria. Se puede apreciar que ésta consiste en una parte protegida donde el viento es muy débil originando una zona de calma y una parte expuesta en sus flancos donde el (a) (b)
1 Introducción 12 Figura 1.6: Estela de viento de la Isla de Gran canaria (adaptado de Basterretxea et al., 2002). viento alcanza valores muy altos del orden de 15 m s -1 . Ello origina una fuerte cizalla anticiclónica del viento en la mitad este de la estela de viento y una fuerte cizalla ciclónica en la oeste. Estas fuertes cizallas darán lugar a intensas células del rotacional del esfuerzo del viento anticiclónicas (negativas) y ciclónicas (positivas) a sotavento tal como se muestra en la Figura 1.7. Ya veremos con detalle que estas células pueden promover la generación de remolinos a través del mecanismo de bombeo de Ekman lineal. En este sentido, la generación de células contrarrotantes del rotacional del esfuerzo del viento y su variabilidad a sotavento de las islas de mayor relieve, puede jugar un papel significativo en el proceso de generación de los remolinos oceánicos. En la figura 1.7 se muestra la variabilidad estacional de estas células y el campo de vientos asociado. Destacar que las células sólo se forman a sotavento de las islas de mayor relieve donde la cizalla del viento entre la parte protegida y desprotegida a los VA será muy alta. Señalar asimismo que la intensidad de las células es directamente proporcional a la intensidad del viento, siendo relativamente intensas en primavera y verano y debilitándose apreciablemente en otoño y en invierno. Por lo tanto cabe esperar que al igual que el forzamiento topográfico (perturbación de la CC), el forzamiento atmosférico (perturbación de los VA) de los remolinos oceánicos sea más
1.3.Remolinos oceánicos de mesoescala de las Islas Canarias 13 Figura 1.7: Medias mensuales del rotacional del esfuerzo del viento en la zona del Archipiélago Canario en 2008 obtenidas por Mason (2009) a partir de los datos de climatología SCOW (QuikSCAT). Las flechas negras representan los vectores viento a 10 m. intenso en primavera y verano que en otoño e invierno. 1.3 Remolinos oceánicos de mesoescala de las Islas Canarias Los remolinos oceánicos de mesoescala son estructuras ubicuas en los océanos ejerciendo una profunda influencia sobre la circulación oceánica y el ecosistema marino (Danabasoglu et al., 2008; Jochum et al., 2008). La variabilidad a mesoescala introducida por estas estructuras, en determinadas regiones del océano, puede estar asociada a una energía cuyos valores pueden superar con diferencia la energía del flujo medio (Wunsch, 1981). Por otra parte los remolinos oceánicos pueden tener un
1 Introducción 14 impacto significativo sobre el sistema marino estimulando la producción primaria (Arístegui y Montero, 2005; Arístegui et al., 1997) y afectando los flujos biogeoquímicos asociados (Martin y Richards, 2001, Arístegui et al., 2003; BenítezNelson et al., 2007; Alonso-González et al., 2013; Lasternas et al., 2013). Además, observaciones recientes sugieren que estas estructuras pueden producir flujos de calor teniendo una influencia directa sobre la atmósfera (Minobe et al., 2008; Small et al., 2008). Las islas altas de aguas profundas (IAAP), por sus características, representan barreras que perturban a los flujos oceánicos y atmosféricos, constituyendo importantes focos generadores de remolinos de mesoescala y submesoescala. De esta forma, la generación de remolinos oceánicos es un fenómeno común en las IAAP tales como Hawái (Jia et al., 2011, Kersale et al., 2011, Calil et al., 2008), Madeira (Caldeira et al., 2013), Juan Fernández (Andrade et al., 2014) o las Islas Canarias (HernándezGuerra et al., 1993; Arístegui et al., 1994, Barton et al., 1998; Sangrà et al., 2005, 2007, 2009). En el caso particular de las Islas Canarias, donde interaccionan una corriente oceánica relativamente intensa (CC), vientos persistentes (VA) y una topografía alta acompañada por una batimetría profunda, se dan unas condiciones ideales para la generación de remolinos. A continuación se describirán los principales antecedentes sobre los remolinos generados por las Islas Canarias. El interés por la perturbación de los flujos atmosféricos y oceánicos por parte de las Islas Canarias se inició en la década de los 70, coincidiendo con el nacimiento de la oceanografía por satélite. La Violette (1974) describió por vez primera, mediante imágenes de satélite de la temperatura superficial del mar (TSM), una estructura cálida de mesoescala al Sur de Fuerteventura que pudiera tratarse de un remolino anticiclónico. A este trabajo pionero le siguieron otros trabajos observacionales también mediante imágenes satélites de TSM y de color (clorofila-a) que describieron principalmente remolinos ciclónicos y anticiclónicos asociados a las islas de La Palma, Tenerife y Gran Canaria (Hernández-Guerra, 1990, Hernández-Guerra et al., 1993; Pacheco y Hernández-Guerra, 1999). Las características hidrográficas tanto de
1.3 Remolinos oceánicos de mesoescala de las Islas Canarias 21 Figura 1.12: Trayectoria de una boya Argos trazando la evolución de un remolino anticiclónico desprendido de la Isla de Gran Canaria a lo largo de 7 meses (199 días). Se han incluido puntos sobre la trayectoria a intervalos regulares de 20 días indicándose el lapso de tiempo trascurrido desde el inicio (día 0). Asimismo se ha superpuesto el desplazamiento del centro del remolino indicándose la velocidad media de dicho desplazamiento en km dia-1 (adaptado de Sangrà et al., 2005). Figura 1.13: Selección de orbitas de tres boyas alrededor del centro del remolino anticiclónico de la Figura 1.12. Se indican las distintas etapas evolutivas: YS – etapa juvenil, rotación sólida; MS – estadio maduro, perdida rotación sólida, DS – etapa disipativa. Asimismo se indican los eventos de interacción con otros remolinos. Notar que el remolino evoluciona a pulsos aumentando y disminuyendo su radio intermitentemente (adaptado de Sangrà et al., 2005).
1 Introducción 22 biológica y flujos biogeoquímicos asociados ya que modelos teóricos sugieren que puede ir acompañado del desarrollo de velocidades verticales en los vértices de la elipse (Viúdez y Dritschel, 2003). A este respecto añadir que el hecho que los remolinos evolucionen a pulsos se puede asociar a que van cambiando del modo downwelling a modo upwelling pudiendo también fertilizar intermitentemente el océano aumentando la producción primaria (Sangrà et al., 2009). Sangrà et al. (2009) mediante el análisis de 14 años de datos de altímetros observaron que los remolinos originados por las Islas Canarias constituyen un corredor de remolinos de larga vida (> 3 meses) constituyendo la principal ruta de remolinos del Atlántico Norte (Figura 1.14). Denominaron a esta estructura como el Corredor de Remolinos de Canarias (CRC). Este corredor se extiende entre 22ºN y 29ºN y en él dominan claramente los anticiclónicos sobre los ciclónicos. Esta mayor esperanza de vida de los anticiclónicos puede estar asociada a su mayor estabilidad inercial en su fase inicial, lo que permite que roten el doble de rápido que los ciclónicos tal como sugerido por Sangrà et al. (2007) y discutido más arriba. El número de remolinos de larga vida del CRC es de aproximadamente del 10% de los remolinos totales generados. La importancia de este estudio radica en poner de manifiesto que los remolinos generados por las Islas Canarias tienen importancia no sólo a nivel local sino también a nivel regional, esto es a nivel de todo el Atlántico Norte Subtropical oriental. En concreto se ha estimado que el transporte total de propiedades de los remolinos del CRC hacia el Oeste puede representar ¼ del transporte hacia el Sur de la CC. Asimismo el impacto sobre la producción primaria puede ser importante ya que se ha estimado que la asociada al CRC puede ser del mismo orden que la del Sistema de Afloramiento del Noroeste Africano en el mismo rango de latitud. De esta forma se puede asociar el CRC a una bomba recurrente de materia orgánica y carbono hacia el océano interior oligotrófico. El estudio del CRC reveló asimismo dos características importantes ya apuntadas más arriba por estudios previos. La primera es que la
1.3 Remolinos oceánicos de mesoescala de las Islas Canarias 23 Figura 1.14: Trayectorias de remolinos de larga vida (> 6 meses) obtenidas a partir de 14 años (1992 – 2006) de datos combinados de altímetros. La mayor densidad de trayectorias se localiza entre 22ºN y 29ºN constituyendo el Corredor de Remolinos de Canarias (CRC). Notar la dominancia de remolinos anticiclónicos en el CRC. evolución a pulsos es un comportamiento generalizado. La segunda es que es muy frecuente la interacción entre remolinos de mismo signo y de distinto signo dando lugar a su fusión. A este respecto en el Capítulo 4 nos ocuparemos con todo detalle del proceso de fusión de dos anticiclones. La observación de remolinos a sotacorriente de las islas formando calles de vórtices similares a las calles de Von Kármán, observadas en laboratorio cuando un flujo energético se perturba por un obstáculo, hicieron plantear como primera hipótesis que los remolinos eran originados por la perturbación de la CC por las islas (Sangrà, 1995). A este mecanismo le denominaremos forzamiento topográfico. Para el caso particular de Gran Canaria, tal como discutido en la sección anterior, la velocidad de la CC ha de ser superior 0.1m s -1 (Re > 100) para este forzamiento topográfico. Las
1 Introducción 24 observaciones indican que este valor umbral de la CC sólo se alcanza esporádicamente, sin embargo la generación de remolinos se observa con mucha frecuencia. De esta forma tiene que haber otro mecanismo que se sume al anterior para explicar la generación de remolinos. En este sentido, en su trabajo pionero sobre remolinos generados por la Islas de Hawái, Patzert (1969) planteó, para el caso particular de Hawái, que la corriente incidente al archipiélago no era lo suficientemente energética y que los remolinos eran generados por las estelas de viento. Este mecanismo asociado a las estelas de viento le denominaremos forzamiento atmosférico. Como vimos en la sección 1.2.2 los VA se perturban por las islas de mayor relieve originando unas estelas de viento a sotavento caracterizadas por dos células contrarrotantes del rotacional del esfuerzo del viento (Figura 1.7). La célula anticiclónica induciría una convergencia del transporte de Ekman en la parte derecha (mirando a barlovento) originando una velocidad de bombeo de Ekman lineal descendente, lo que comprime los tubos de vorticidad planetaria inyectándose vorticidad negativa/anticiclónica al océano interior (Jiménez et al., 2008). La célula ciclónica situada a la izquierda produciría el proceso contrario inyectando de esta forma vorticidad relativa positiva/ciclónica en el océano interior. En el caso de Gran Canaria Basterretxea et al. (2002) observaron evidencias de la presencia de dichas velocidades de bombeo o succión de Ekman lineal en las perturbaciones verticales de submesoescala de las isopicnas en la región de la estela. De esta forma tanto el forzamiento topográfico y atmosférico parecen estar actuando pero ¿cuál es la importancia relativa de ambos mecanismos en la generación de remolinos en las IAAP? Trataremos de responder desde un punto de vista observacional a esta pregunta en el Capítulo 2. Jiménez et al. (2008), abordaron el problema mediante experimentos numéricos. Una primera predicción es que el forzamiento atmosférico contribuye a bajar el umbral de la CC requerido para generar remolinos. De esta forma la frecuente generación de remolinos en las Islas Canarias respondería al efecto combinado del forzamiento atmosférico más el topográfico. Otra importante predicción de Jiménez et al. (2008) es que el efecto del viento por sí sólo no es capaz de formar una calle de remolinos siendo por lo tanto el forzamiento
1.4 Organización y objetivos de la tesis 25 topográfico el dominante. Como ya hemos dicho trataremos este problema con todo detalle en el Capítulo 2 enfocando el problema desde un punto vista observacional y viendo si las observaciones responden a las predicciones de Jiménez et al. (2008). 1.4 Organización y objetivos de la tesis En el Capítulo 2 se mostrarán y discutirán las observaciones referentes a la monitorización conjunta de la generación de remolinos ciclónicos por Gran Canaria, de la Corriente de Canarias y de los Vientos Alisios a lo largo de dos años. Los objetivos son: Establecer la variabilidad anual de la generación de remolinos y su relación con los mecanismos forzantes. Determinar la importancia relativa del forzamiento topográfico y atmosférico en la generación de remolinos. En el Capítulo 3 se describen las características hidrográficas y cinemáticas de cinco remolinos de distinto signo muestreados durante la campañas RODA1 y RODA2. Los objetivos son: Introducir nuevos descriptores de los remolinos origen del Corredor de Remolinos de Canarias tales como sus velocidades orbitales, periodo de rotación del centro o su número de Rossby. Establecer las características cinemáticas de los remolinos origen del Corredor de Remolinos de Canarias y establecer así patrones de comportamientos comunes y diferenciadores. Estudiar la variabilidad de las características cinemáticas en sus distintos periodos evolutivos.
1 Introducción 26 En el Capítulo 4 examinaremos la evolución lagrangiana de un remolino anticiclónico en base a las trayectorias de 4 boyas Argos con los objetivos de: Caracterizar la evolución de un remolino aislado y en particular su proceso de axisimetrización y filamentación. Describir la cinemática de la fusión de dos remolinos anticiclónicos.
27 Capítulo 2 Estudio observacional sobre los mecanismos de generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (Gran Canaria) En este capítulo se estudiará desde un punto de vista observacional cuál es la importancia relativa del forzamiento topográfico y del forzamiento atmosférico en la generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas tomando como caso de estudio la Isla de Gran Canaria. Gran parte de los contenidos de este capítulo aparecen publicados en: Piedeleu, M., Sangrà, P., Sánchez-Vidal, A., Fabrés, J., Gordo, C., Calafat, A. (2009) An observational study of oceanic eddy generation mechanisms by tall deep-water islands (Gran Canaria). Geophysical Research Letters, 36, L14605, doi:10.1029/2008GL037010.
2 Estudio observacional sobre los mecanismos de generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (Gran Canaria) 28 2.1 Introducción Se han propuesto dos mecanismos principales para la generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (IAAP): el forzamiento topográfico y el forzamiento atmosférico. El forzamiento topográfico está relacionado con el desprendimiento de la capa límite de la isla cuando el flujo oceánico incidente es lo suficiente energético originándose una calle de vórtices ciclónicos y anticiclónicos a sotacorriente del obstáculo similar a las calles de vórtices de Von Kármán observadas en laboratorio (Figura 1.9). Para determinar la evolución del flujo a sotacorriente del obstáculo se estudia el régimen del flujo en función del número de Reynolds (Re). Re representa la relación entre los términos difusivos (viscosidad) y los inerciales, H A UL Re (1) donde, U, es la intensidad del flujo oceánico incidente, L el diámetro del obstáculo y AH la difusión/viscosidad turbulenta. En función de si domina la inercia sobre la viscosidad turbulenta o viceversa se originan distintos regímenes del flujo, desde el laminar hasta el completamente turbulento. En un sistema sin rotación, cuando la velocidad del flujo incidente es baja (Re = 1, domina la viscosidad) se desarrolla alrededor del obstáculo una capa friccional que permanece adherida a éste. Al aumentar la velocidad del flujo incidente (1 > Re > 40), la capa friccional se va desarrollando hasta que se despega del obstáculo dando lugar a dos remolinos estacionarios en su parte posterior. A medida que sigue aumentando la velocidad (40 > Re > 60-70), los remolinos se van desestabilizando produciendo una asimetría y oscilaciones periódicas de la estela, hasta que finalmente se despegan del obstáculo (Re > 60-70, domina la inercia) y se produce el desprendimiento alternativo de remolinos ciclónicos y anticiclónicos formando una calle de vórtices de tipo Van Kármán. Estudios experimentales y simulaciones numéricas coinciden en que para valores del número de Reynolds superiores a Re > 60-70, el flujo pasa de ser estacionario a tener una evolución claramente periódica. En fluidos geofísicos, los
2.1 Introducción 29 estudios teóricos y numéricos indican que el efecto de la rotación (número de Rossby, ε), es inhibir el desprendimiento de remolinos necesitándose un flujo incidente más intenso para formar una calle de remolinos respecto a un sistema no influenciado por la rotación (e.g., Boyer y Davies, 1982; Walter y Stewartson, 1972; Page, 1985; Heywood et al., 1996). Cuando se considera el efecto de la rotación Re pasa a depender del número de Rossby, ε, y del número de Ekman horizontal, EH, 2 HH UL Re EA de esta forma para un EH constante al aumentar el efecto de la rotación (disminuir, ε) disminuye la relación entre la inercia y la viscosidad (número de Re) y se inhibe el desprendimiento de remolinos. El modelo de Dong et al. (2007) aplicado a la perturbación de un fluido geofísico por parte de aguas profundas predice que el umbral para la formación de remolinos de una calle de remolinos es de Re ≥ 100 (Figura 2.1). Los modelos de Sangrà (1995) y Jiménez et al. (2008) predicen por su lado un umbral de Re ≥ 60-70 para la Isla de Gran Canaria. La disparidad de estos valores se encuentra en la determinación del coeficiente de viscosidad turbulenta, AH. Dong et al. (2007) lo resuelven implícitamente y Sangrà (1995) y Jiménez et al. (2008) imponen un valor fijo de, AH = 100 m2 s-1. Con el objeto de comparar nuestras observaciones con estos dos últimos modelos nosotros tomaremos este valor de constante deAH = 100 m2 s-1. Sin embargo a la hora de determinar valores umbrales también emplearemos la parametrización propuesta por Barton (2010) en la estela de islas: AH = 2.2 10-4 L1.13. Donde L es el diámetro de la isla. Para el caso de Gran Canaria se obtendría un AH ~ 50 m2s-1con L= 53 km. El forzamiento atmosférico está asociado a la fuerte cizalla del viento que se origina a sotavento de la isla entre la zona no protegida y la protegida tal como se muestra en la Figura 2.2 para la Isla de Gran Canaria. Esta cizalla se asocia a dos
2 Estudio observacional sobre los mecanismos de generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (Gran Canaria) 30 Figura 2.1: Regímenes de flujo en función del número de Reynolds resultado de las simulaciones numéricas de Dong et al. (2007) para un fluido en rotación. células contratantes del rotacional del esfuerzo del viento originadas por la perturbación del flujo atmosférico que inyectarán vorticidad relativa al océano interior mediante el mecanismo de bombeo de Ekman lineal. Tal como se esquematiza en la Figura 2.3, en la mitad derecha (mirando a barlovento) de la región de sotavento se produce una convergencia del transporte de Ekman que origina una velocidad de bombeo de Ekman lineal descendente lo que comprime los tubos de vorticidad planetaria inyectándose vorticidad negativa/anticiclónica al océano interior. En el lado izquierdo ocurre lo contario, originándose una velocidad de bombeo de Ekman lineal ascendente que dilata los tubos de vorticidad planetaria inyectándose vorticidad positiva/ciclónica en el océano interior. Gracias a la alta resolución adoptada a lo largo
2.2 Configuración del experimento y métodos 37 Figura 2.6: Imágenes de satélites de temperatura de superficie del mar (a) y de concentración en clorofila (b) de la zona sur de Canarias respectivamente del 27 de junio y 11 de julio de 2005 (proyecto ORPAM). de Gran Canaria, particularmente cuando las estructuras mesoescalares se encontraban fuera de la zona del fondeo. Tal y como se muestra en la figura 2.6 los remolinos ciclónicos se asocian a una anomalía negativa de la temperatura superficial y también son trazados por el incremento de clorofila que se produce en el flanco Oeste de la isla (Sangrà et al., 2009). Para determinar la importancia del forzamiento topográfico, se calculó la intensidad del flujo geostrófico incidente sobre la isla (Corriente de Canarias) a partir
2 Estudio observacional sobre los mecanismos de generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (Gran Canaria) 38 del desnivel de la superficie del mar entre las islas de Gran Canaria y Tenerife obtenido a partir de dos mareógrafos situados al Norte de estas islas (Figura 2.4). Previamente se filtraron las ondas de marea e inerciales aplicando un filtro de tipo Fourier de paso bajo con un periodo de corte de 28 horas (Dick y Siedler, 1985; Siedler y Paul, 1991). Asimismo se sustrajo la señal del barómetro invertido haciendo uso de los datos de presión atmosférica de unas estaciones meteorológicas situadas a proximidad de los mareógrafos. El efecto barómetro invertido se conoce como la respuesta de la superficie del mar a los cambios en la presión atmosférica. Se mantiene como criterio estándar que por cada 1.005 mb de aumento en la presión atmosférica el nivel del mar baja 1 cm. Para las variaciones locales de la presión atmosférica se puede considerar que la variación del nivel del mar, sigue la siguiente relación: g Patm . (2) Si se toma la densidad media del agua del mar ρ=1026 kg m-3 y la aceleración de la gravedad estándar g=9.8 m s-2 entonces: Δ (cm)=-0,993∙ΔPatm(mb) (3) y por lo tanto, un incremento de 1 mb en la presión atmosférica provoca aproximadamente una depresión de 1 cm en el nivel del mar. Si el nivel del mar estuviese totalmente ajustado a los cambios de presión esta compensación significaría que las presiones observadas en el fondo del mar no se verían afectadas por los cambios en la presión atmosférica. Una vez filtrada la señal inercial y restado el efecto de barómetro invertido se calculó la velocidad geostrófica (U) del flujo oceánico incidente en el canal entre Gran Canaria y Tenerife a partir de los gradientes de alturas del nivel del mar entre estas dos islas expresado mediante:
2.2 Configuración del experimento y métodos 39 fL h gU (4) Donde g representa la aceleración de la gravedad (g=9.8 m s-2), ∆h la diferencia de alturas de nivel del mar entre las dos estaciones, f el parámetro de Coriolis (f = 6.82 10-5 s-1) y L la distancia entre las dos estaciones (L=75 103 m). Finalmente se suavizaron las series aplicando un filtro paso bajo de tres ciclos de marea. En la Figura 2.8 (más adelante) se muestra un ejemplo de los flujos geostróficos incidentes obtenidos. En esta figura también se muestran los números de Reynolds con el objetivo de comparar el régimen de flujo con los regímenes observados en laboratorio. Recordar que, a efectos comparativos, para su cálculo tomamos el AH=100m2s-1 usado en los modelos de Sangrà (2005) y Jiménez et al. (2008), y como diámetro de la isla L=53 km. Para determinar el forzamiento atmosférico y cuantificarlo se estimó el parámetro de cizalla del viento a partir de los datos de viento de dos estaciones meteorológicas en Gran Canaria, una situada al este (aeropuerto Gando) en la zona expuesta al los vientos alisios y otra al suroeste (Puerto Mogan) en la zona protegida a sotavento de la isla (Figuras 2.4 y 2.7). La cizalla se estimó calculando la diferencia vectorial entre los vectores velocidad del viento de las dos estaciones: Cv=dv-du (5) donde dv=vm-vg y du=um-ug con um, ug las componentes hacia el Este y vm, vg hacia el Norte de los vectores velocidad del viento en Mogan (subíndice m) y Gando (subindice g).
2 Estudio observacional sobre los mecanismos de generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (Gran Canaria) 40 Figura 2.7: Estima de la Cizalla del viento (a) obtenida a partir de las series temporales de vectores velocidades del viento de las estaciones meteorológicas de Gando (b, barlovento) y Puerto Mogan (c, sotavento) para el periodo del Junio - Diciembre de 2005. 2.3 Observaciones En esta sección se analizará la variabilidad de los procesos mesoescalares oceánicos y atmosféricos al Suroeste de la Isla de Gran Canaria, prestando especial atención a la estructura y a la evolución de los remolinos oceánicos ciclónicos generados por esta isla durante los dos años de estudio (2005-2007). El objetivo es discernir la importancia relativa del forzamiento topográfico y atmosférico en la generación de remolinos. Con este propósito se realizará un análisis exhaustivo de observaciones de datos in-situ (sensores de temperatura del fondeo, mareógrafos, estaciones meteorológicas etc.) y de sensores remotos (imágenes satelitales de TSM y clorofila). En las Figuras 2.8, 2.10, 2.12 2.14 se muestran las series temporales de anomalías de temperatura, flujo incidente, número de Reynolds y cizalla del viento a lo largo de los dos años de estudio divididos en 4 periodos de 6 meses. Para monitorizar
2.3 Observaciones 41 el desprendimiento y paso de remolinos ciclónicos por la posición del fondeo se han identificado en los registros de temperatura del correntímetro más superficial (130 m) las anomalías negativas de temperatura introducidas por estas estructuras. Estas se han cotejado con imágenes de TSM y de clorofila para cerciorarnos que dichas anomalías se correspondían con remolinos ciclónicos desprendidos del flanco suroeste de la Isla de Gran Canaria. Como ya se ha comentado, por otro lado las imágenes de satélite proporcionaron información adicional sobre aquellos eventos de generación/ desprendimiento que no hayan sido detectados en los datos del fondeo debido a una trayectoria posterior a su desprendimiento lejana o tangencial a la posición del fondeo. Las series temporales del flujo incidente proporcionan una estima de la importancia del forzamiento topográfico relacionado con la intensidad de la Corriente de Canarias en el canal entre las islas de Tenerife y Gran Canaria. A este respecto se ha cuantificado también el Número de Reynolds (Re) asociado para comparar a través de este parámetro el régimen de flujo con observaciones en laboratorio y de modelos. Finalmente las series temporales de la estima de la cizalla del viento ofrecen una estima semi-cuantitativa de la importancia del forzamiento atmosférico en la generación de remolinos oceánicos. A continuación se presentan los resultados organizados en cuatro periodos de seis meses. 2.3.1 Primer periodo: verano – otoño 2005 Durante este periodo de 6 meses transcurrieron dos estaciones: verano y otoño, cada una marcada por unas condiciones hidrodinámicas y meteorológicas singulares. Estudios observacionales anteriores coinciden en que la primera se caracteriza por una intensificación de la Corriente de Canarias (CC) y de los vientos alisios en respuesta a la contracción meridional del sistema (bucle) de corrientes de la Cuenca Canaria y la posición más septentrional del anticiclón de Azores. En contrapartida a lo largo del
2 Estudio observacional sobre los mecanismos de generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (Gran Canaria) 42 Figura 2.8: Series temporales de los parámetros para el primer periodo de verano - otoño 2005. (a) serie temporal de anomalías de temperatura obtenida a partir de los datos del fondeo. Los intervalos superpuestos sombreados en gris corresponden a los periodos de observación de los remolinos a partir de las imágenes de TSM. (b), evolución temporal de la intensidad del flujo incidente (Corriente de Canarias) obtenida a partir de los mareógrafos (eje izquierdo). La línea gris muestra la variación temporal del número de Reynolds (Re, eje derecho). Los incrementos de intensidad de la corriente asociados a la generación de remolinos están mostrados por círculos rojos y la señal correspondiente en las anomalías de temperatura del fondeo están marcadas por flechas rojas. (c), evolución temporal de los valores semi-cuantitativos para la estima de la cizalla del viento a sotavento de la Isla de Gran Canaria. otoño la CC se debilita y los vientos alisios disminuyen en intensidad (e.g. Laíz et al., 2013). Como se ilustra en la Figura 2.8a, durante este primer periodo de seis meses se identificó la señal de un total de 5 remolinos oceánicos ciclónicos (intervalos sombreados en gris) a partir de las anomalías negativas de temperatura del fondeo y de su señal en las imágenes de TSM y clorofila (Figura 2.9). Un primer punto a destacar es que los eventos de generación de remolinos fueron observados solamente en verano, apareciendo durante la casi la totalidad de esta estación. Tal como indica la distribución de anomalía de temperatura, los tiempos de residencia de estos vórtices (10 -2 m s -1 ) (a) (b) (c)
2.3 Observaciones 43 Figura 2.9: Señal de los remolinos del primer periodo sobre imágenes de temperatura de la superficie del mar (a), (b), (d), (e), (f) y de concentración de clorofila (c): (a) y (b) remolino C1; (c) remolino C2; (d) remolino C3; (e) remolino C4; (f) remolino C5. son variables en la zona del fondeo desde unos 7 días hasta aproximadamente 3 semanas. Las anomalías de temperatura introducidas a unos 130 m de profundidad varían entre -0.5ºC y cerca de -2ºC. Las anomalías de temperatura asociadas a estas
2 Estudio observacional sobre los mecanismos de generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (Gran Canaria) 44 estructuras se identificaron también en los correntímetros situados a 400 y 1000 m de profundidad dependiendo de la estructura. En su mayoría, estos eventos están acompañados por intensidades relativamente altas del flujo incidente que excede los 0.1 m s-1 superando en ocasiones los 0.15 m s-1. El Re asociado varía entre 55 y 70 que se corresponden con regímenes de flujo favorables a la generación y desprendimiento de remolinos sólo por causas topográficas según predicen los modelos de Sangrà (1995) y Jiménez et al. (2008). La estima de la cizalla del viento también es elevada alcanzando valores de 10 m s-1. Se trata de una situación típica estival donde se intensifican la CC y los vientos alisios. La Figura 2.8b ilustra muy bien el incremento de la velocidad geostrófica del flujo a través del canal entre Gran Canaria y Tenerife a principios de julio y hasta finales de septiembre 2005. Posteriormente, al empezar el otoño, la velocidad disminuye drásticamente. Si comparamos las velocidades geostróficas medias de verano (0.087 m s-1) y otoño (0.04 m s-1) obtenemos un factor superior a 2. A diferencia del verano, el otoño del 2005 está marcado por una velocidad del flujo oceánico incidente relativamente constante y débil (inferior a 0.05 m s-1) dando lugar a valores de Re muy por debajo de 40-50, umbral mínimo necesario para la generación topográfica de remolinos según las predicciones de Sangrà (1995) y Jiménez et al (2008). A continuación analizaremos las características específicas de cada remolino ciclónico identificado durante el primer periodo. El remolino ciclónico C1 permaneció unos 17 días (16/06-04/07 del 2005) en la zona del fondeo produciendo una anomalía de temperatura de más de -1ºC (Figura 2.8a). Las imágenes de TSM (Figuras 2.9a y 2.9b) muestran una estructura circular de mesoescala de unos 50 km de diámetro comparable al diámetro de la isla. Esta arrastra en su movimiento ciclónico las aguas superficiales más cálidas de la estela de Gran Canaria hacia su centro localizado a unos 50 km al suroeste de la isla. La Figura 2.9a muestra a C1 con una forma circular y pegado a la costa típica de un estadio juvenil. Unos 10 días más tarde (Figura 2.9b) su forma es elíptica presentando una distorsión
2.3 Observaciones 45 en el sentido Norte-Sur. La anomalía de temperatura máxima que genera en superficie se intensifica pasando de -1ºC a aproximadamente -2ºC. Según diversos trabajos teóricos (More y Saffinan, 1975; Gent y Mc Williams, 1986; Meachan et al., 1990), la excentricidad asociada a vórtices se relaciona directamente con procesos de inestabilidad que producen una distorsión azimutal. En concreto, Meachan et al. (1990), mostraron que el grado de inestabilidad (asimetría) es proporcional básicamente al grado de deformación del campo de velocidades en el que está embebido el remolino. En consecuencia, su grado de excentricidad e intensidad serían proporcionales a la intensidad del campo medio representado por la CC que fluye hacia el Sur. Por otra parte, la proximidad de C1 con un remolino anticiclónico situado al Sur de Tenerife y generado por esta misma isla sugiere una interacción entre estos dos remolinos, la cual podría haber influido sobre la excentricidad de C1. La particularidad de C1 reside en que nuestras observaciones indican que se formó mientras la intensidad de la Corriente de Canarias era muy baja (inferior a 0.04 m s-1) pero la estima de la cizalla del viento era relativamente alta con valores comprendidos entre 5 m s-1 y 10 m s-1 (Figura 2.8b y 2.8c). Como ya se ha introducido, Jiménez et al. (2008, de aquí en adelante J08), predicen que el forzamiento atmosférico por sí solo no es capaz de formar una calle de remolinos y es necesario un valor mínimo de flujo incidente de alrededor 0.05 m s-1. En el caso que nos ocupa las velocidades del flujo incidente son algo inferiores al umbral predicho por J08 lo que indicaría que el forzamiento atmosférico sí que es capaz por sí solo de generar y desprender remolinos. Sin embargo hay que tomarse con precaución esta hipótesis debido a que nuestro valor del flujo incidente está subestimado, ya que no tenemos en cuenta la componente ageostrófica del flujo incidente y que es una estima del flujo incidente al ser un promedio del flujo al inicio del canal Tenerife - Gran Canaria. De esta forma tenemos un primer indicio que el forzamiento atmosférico promueve la generación de remolinos, pero no se puede afirmar que es el único responsable ya que aunque bajo tenemos un flujo incidente en la dirección adecuada.
2 Estudio observacional sobre los mecanismos de generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (Gran Canaria) 46 El remolino ciclónico C2 fue identificado un mes después tras el desprendimiento de C1 y permaneció 12 días aproximadamente en la zona del fondeo. El enfriamiento local creado por el vórtice alcanzó -1.5ºC y se extendió hasta más de 400 m de profundidad (Figura 2.8a). La señal de C2 es también apreciable en la correspondiente imagen de concentración superficial de clorofila (Figura 2.9c). Esta muestra un intenso filamento costero proveniente de la costa africana que se propaga hacia el Oeste hasta alcanzar la zona sur de Gran Canaria, donde se ve atrapado inicialmente por un remolino anticiclónico y posteriormente por C2. El diámetro de este último, de 40 km aproximadamente y circular, es comparable al de C1 pero relativamente más pequeño que el remolino anticiclónico cuyo diámetro es prácticamente el doble de C2. En la imagen se puede apreciar también como C2 atrapa las productivas aguas costeras de Gran Canaria formando filamentos ricos en clorofila. En lo que respecta a las condiciones oceánicas y atmosféricas en las que se generó C2, se observa un incremento importante de la velocidad del flujo geostrófico incidente durante las dos semanas previas a la formación del remolino, alcanzando un máximo superior a 0.08 m s-1 (Figura 2.8b). Este valor se corresponde con un número de Reynolds cercano a 50, que se asocia a un régimen de generación y desprendimiento de remolinos por causas topográficas según los modelos citados. Al comparar la intensificación de la CC con el momento de aparición del núcleo frío relacionado con el remolino en la zona del fondeo se observa un tiempo de retardo de aproximadamente 10 días. Ello puede estar relacionado con el tiempo de generación (‘spin up’) del remolino. La estima de la cizalla del viento también es muy intensa, alcanzando valores máximos de 15 m s-1 (Figura 2.8c). De esta forma, en la generación y desprendimiento de este remolino podrían estar contribuyendo a la par el forzamiento topográfico y el atmosférico. El modelo de J08 predice que para valores moderados de la CC y de la cizalla del viento, tal como el caso que nos ocupa, el periodo de desprendimiento entre dos remolinos sucesivos es del orden de un mes que coincide con el intervalo entre el desprendimiento de C1 y C2. Podríamos tomar como tiempo
2.3 Observaciones 53 generación de remolinos, ello coincide con una importante disminución en la intensidad de la CC con valores inferiores a 0.03 m s-1 (Figura 2.10b). En lo referente al viento, las condiciones de forzamiento son similares a las oceánicas con valores de cizalla débiles hasta mediados de abril (Figura 2.10c). A este respecto a lo largo del periodo de diciembre hasta abril 2006 la cizalla del viento es muy baja y por lo tanto el forzamiento atmosférico es nulo o muy bajo, dominando el topográfico como ya se ha comentado. La ausencia de forzamiento atmosférico nos va a permitir establecer un umbral mínimo para la intensidad de la CC para la generación sólo topográfica de remolinos. De los cinco remolinos que se generaron durante este periodo el C5 fue el que coincidió con valores más bajos de la CC que se situaron cerca de los a 0.09 m s-1 (Figura 2.10b). Este valor umbral de 0.09 m s-1 corresponde con un Re = 50 que entra dentro del rango de valores umbrales predichos por los modelos de Sangrà (2005), y J08. Este valor umbral se alcanzó en todos los remolinos del periodo anterior (verano 2005), excepto para el remolino C1 (Figura 2.8). Como ya se comentó en su momento, en este caso, el forzamiento atmosférico asociado a una muy fuerte cizalla del viento baja significativamente el umbral requerido para el flujo incidente tal como predice J08. Sin embargo, en este caso, no es de descartar que sólo el forzamiento atmosférico haya contribuido a la formación de este remolino (C1). A finales de abril, la intensidad del flujo incidente y la de la cizalla del viento vuelven a aumentar, coincidiendo con la observación de un nuevo remolino, el C6 (Figura 2.10). Este remolino originó una anomalía de -0.7ºC y permaneció 10 días aproximadamente al suroeste de Gran Canaria. Concretamente la velocidad del flujo geostrófico incidente se duplicó en una semana pasando de ser de 0.05 m s-1 a superar 0.1 m s-1 durante unos 3 días (último círculo rojo de la Figura 2.10b). La cizalla del viento se intensificó de forma drástica a mediados de abril superando valores de 10 m s-1. De esta forma, la inyección de vorticidad positiva necesaria para la generación del remolino se puede atribuir tanto a la cizalla del viento (forzamiento atmosférico) como al despegue de la capa friccional originada por la CC (forzamiento topográfico). Al
2 Estudio observacional sobre los mecanismos de generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (Gran Canaria) 54 igual que para los anteriores remolinos se observa un tiempo de retardo de aproximadamente 10 días entre el incremento de la CC y la señal de anomalía de temperatura asociada al remolino. Como ya se ha comentado, este lapso de tiempo es el que se requiere para su generación (“spin-up”) y posterior desprendimiento hasta la posición del fondeo. Su señal en el campo de temperatura superficial presenta una anomalía negativa de forma elíptica con una contracción meridional comparable a los resultados obtenidos numéricamente por Sangrá (1995) (Figura 2.11f). En la imagen de TSM correspondiente al 11/05 se observa como él remolino ya se está desprendido del flanco oeste de la isla y le precede un remolino anticiclónicocon el doble de diámetro 100 km más al Suroeste. Este desprendimiento de sucesivos remolinos de distinto signo da lugar a una calle de remolinos de Von Kármán al suroeste de la isla y ha sido observada en varios de los eventos. 2.3.3 Tercer periodo: verano – otoño 2006 Debido a condiciones de mala mar existentes durante la maniobra de mantenimiento del fondeo éste hubo de reinstalarse en la zona de protección de la isla, donde los remolinos nos están del todo desarrollados y existe una fuerte perturbación por parte de la estela de agua cálida que se forma en esta zona protegida (Basterretxea et al., 2002). De esta forma, aunque en la Figura 2.12 se muestran las anomalías de temperatura del correntímetro más cercano a la superficie del fondeo, estas deben ser descartadas. En este sentido para este periodo se dispuso únicamente de las imágenes de satélite para monitorizar los eventos de desprendimiento de remolinos (zonas sombreadas Figura 2.12). Las condiciones observadas durante este periodo estival son similares a las del año anterior (Figura 2.12). Desde finales de mayo hasta mitad de septiembre se observan valores muy altos de la CC siendo la velocidad media de 0.12 m s-1 alcanzándose puntas de 0.2 m s-1 a mediados de agosto. El alisio es también intenso
2.3 Observaciones 55 Figura 2.12: Igual que la Figura 2.8 pero para el tercer periodo (verano – otoño 2006). originando una cizalla media cercana a 10 m s -1 , superando ocasionalmente este valor (Figura 2.12c). Coincidiendo con este periodo de altas intensidades de viento y corriente se observó la señal de tres remolinos en el catálogo de imágenes de satélite. El primer remolino C1 fue identificado a principios de junio, su señal se detectó en las imágenes de satélite a lo largo de 5 semanas (Figura 2.13a y b). La Figura 2.13a ilustra el enfriamiento introducido por C1 cuyo valor se acercó a -2ºC en el flanco suroeste de Gran Canaria. Veinte días más tarde, su centro se desplazó unos 50 km hacia el Sur (Figura 2.13b). Y aproximadamente treinta días tras su primera identificación, el centro se encontraba a más de 100 km al sur de su posición inicial. Como ya se ha comentado, tanto el flujo incidente como la cizalla del viento fueron intensos, tanto previamente como durante la detección de este remolino. Se alcanzaron velocidades de 0.12 m s -1 (Re = 65) los 10 días previos a su detección y valores de 0.1 m s -1 (Re = 55) las dos semanas siguientes una vez desprendido de la isla (Figura 2.12b). En los diez días previos a su detección, que, como se ha mencionado, se corresponden con el periodo de generación (“spin-up”), el valor de la cizalla del viento también era muy (a) (b) (c)
2 Estudio observacional sobre los mecanismos de generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (Gran Canaria) 56 Figura 2.13: Señal de los remolinos del tercer periodo sobre imágenes de temperatura de la superficie del mar: (a), (b) y (c) remolino C1; (d) remolino C2; (e) remolino C3; (f) remolino C4. alto alcanzándose casi 15 m s-1 (Figura 2.12c). En este caso, la intensidad de la CC es suficiente para generarlo topográficamente aunque es de esperar también una contribución de la cizalla del campo de viento que también es intensa. A finales de julio, tras dos semanas sin señal de vórtices, se observó la señal de
2.3 Observaciones 57 un segundo remolino, el C2. Este remolino introdujo la anomalía de temperatura más elevada de las registradas en este estudio del orden de -3ºC (Figura 2.13d). Ello coincide con los registros más altos de la intensidad media de la CC y de la cizalla del viento previos y durante su detección de todo nuestro periodo de análisis (Figura 2.12). Al cabo de unas cuatro semanas desde el inicio de la detección de la señal del vórtice C2 se observó un nuevo remolino el C3 (Figura 2.12a). Se formó bajo las condiciones de intensidad máxima de la CC y una cizalla de viento algo inferior a C2. Después del periodo de observación de C3 (10 días), tanto la intensidad de la CC como la de la cizalla del viento decrecen notablemente tal como es el caso para el otoño anterior. No se observó la señal de ningún remolino excepto al final del periodo, donde la CC vuelve a aumentar superando el umbral de los 0.09 m s-1 y generando topográficamente el remolino C4. Alrededor del 15 de octubre se produce un pulso de viento con un valor de la cizalla muy alto cercano a 15 m s-1 mientras la CC se mantiene baja. Al igual que para el pulso de viento del otoño anterior, no se observó la presencia de ningún remolino. Ello parece sugerir que el viento por sí sólo no es capaz de formar remolinos, requiriéndose un umbral mínimo de la velocidad de flujo incidente, tal como predicen J08. 2.3.4 Cuarto periodo: invierno – primavera 2007 Durante este periodo se observaron cinco remolinos, 3 durante el invierno y 2 en primavera (figuras 2.14a, 2.15). La circulación oceánica registrada en la primera mitad del invierno 2007 se mostró moderada en comparación con el año anterior (ver sección 2.3.2), con valores de intensidad media del flujo incidente menores, situadas por debajo de 0.05 m s-1 (Figura 2.14b). La re-intensificación de la CC tras el otoño fue más tardía que en 2006, excepto en eventos puntuales a finales de la primera semana de diciembre cuando alcanzó 0.08 m s-1 (Re=44) y a principios de febrero superó 0.1 m s-1 (Re=55). Fue a partir de marzo cuando la velocidad del flujo incidente
2 Estudio observacional sobre los mecanismos de generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (Gran Canaria) 58 Figura 2.14: Igual que la Figura 2.8 pero para el segundo periodo del segundo año (invierno – primavera 2007). pasa por encima del umbral mínimo de 0.09 m s -1 necesario para generar y desprender un remolino oceánico topográficamente, tal como predicen J08. Tal como se muestra en la figura 2.14, C1 se generó para unas intensidades de la CC inferiores al valor umbral de 0.09 m s -1 requerido para ser forzado únicamente topográficamente. En contrapartida la cizalla del viento fue muy alta, alcanzado un pico máximo de 20 m s -1 , valor máximo de nuestro registro. Ello parece indicar, tal como predicen los modelos (J08), que el forzamiento del viento baja sensiblemente el umbral del flujo incidente (Re) requerido para el desprendimiento y formación de una calle de remolinos. En los restantes casos se alcanzó el umbral requerido para el forzamiento topográfico. La cizalla del viento fue intensa en el caso de los remolinos C3 y C5 por lo que al forzamiento topográfico hay que sumarle el atmosférico. En el caso de C2 y C4 la cizalla del viento era baja por lo que se generaron probablemente por la sola perturbación de la CC (topográficamente). (a) (b) (c) (10 -2 m s -1 )
2.3 Observaciones 59 Figura 2.15: Señal de los remolinos del cuarto periodo sobre imágenes de temperatura de la superficie del mar (b) y (d), y de concentración de clorofila (a), (c), (e), (f): (a) remolino C1; (b) remolino C2; (c) y (d) remolino C3; (e) remolino C4; (f) remolino C5.
2 Estudio observacional sobre los mecanismos de generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (Gran Canaria) 60 Tabla 2.1: Parámetros de los remolinos ciclónicos. Profundidad: profundidad máxima del remolino. Re: Numero de Reynolds medio y la intensidad de la corriente incidente correspondiente (U), calculados dos semanas antes de la generación del remolino. Cizalla viento (Cv): estima de la cizalla del viento en la estela de la isla calculada a partir de las estaciones meteorológicas del aeropuerto de Gando (barlovento) y de Puerto Mogán (sotavento). A. Verano - Otoño 2005 (z = 105m) Remolinos C1 C2 C3 C4 C5 Profundidad (m) >400 >400 1000 1000 <500 Re [U (m.s-1)] 27 [0.05] 40 [0.07] 55 [0.1] 55 [0.1] 65 [0.12] Cizalla viento (m.s-1) 8 10 9 8 6 B. Invierno – Primavera 2006 (z = 135 m) Remolinos C1 C2 C3 C4 C5 C6 Profundidad(m) >500 >500 >500 1000 >500 >500 Re [U (m.s-1)] / 59 [0.11] 59 [0.11] 50 [0.1] 50 [0.09] 40 [0.08] Cizalla viento (m.s-1) 1.5 3.2 3.7 3.2 3.5 8.3 C. Verano - Otoño 2006 (z = 145 m) Remolinos C1 C2 C3 C4 / Profundidad (m) / / / / / Re [U (m.s-1)] 54 [0.1] 70 [0.13] 75 [0.14] 54 [0.1] / Cizalla viento (m.s-1) 10 11.6 9.6 1.5 / D. Invierno - Primavera 2007 (z = 120 m) Remolinos C1 C2 C3 C4 C5 Profundidad (m) >500 <500 >500 >500 1000 Re [U (m.s-1)] 38 [0.07] 50 [0.09] 65 [0.12] 65 [0.12] 54 [0.1] Cizalla viento (m.s-1) 8.5 3.2 6.4 5.1 10
2.4 Discusión 61 2.4 Discusión Un primer objetivo de este estudio es establecer la frecuencia de generación de remolinos por parte de la Isla de Gran Canaria y determinar cuál es su variabilidad anual. Íntimamente relacionado con ello, un segundo objetivo mucho más general es estudiar la importancia relativa del forzamiento topográfico y atmosférico en la generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas. A continuación se sintetizan y discuten las observaciones previamente descritas con el objeto de ir perfilando las principales conclusiones de este capítulo. 2.4.1 Variabilidad temporal en la generación de los remolinos oceánicos Para el caso de la Isla de Gran Canaria hemos observado una media de 10 remolinos ciclónicos generados cada año. La frecuencia de generación de estos remolinos es mayor en verano cuando coincide con vientos alisios y Corriente de Canarias intensos, es decir para condiciones de forzamientos topográficos y atmosféricos altos. Un total de 5 remolinos ciclónicos fueron identificados en el verano 2005 y 3 en 2006. El periodo de desprendimiento de los vórtices varía entre 3 y 4 semanas en verano 2005 y aproximadamente 5 semanas el año siguiente. Durante el otoño la intensidad de los vientos alisios y la Corriente de Canarias es muy baja y no se observó la generación de remolinos. El periodo invernal se caracteriza por una reintensificación de la CC después del otoño y empiezan de nuevo a desprenderse remolinos a sotacorriente de Gran Canaria, a pesar de condiciones de baja intensidad de los vientos alisios. En invierno 2005-2006 4 vórtices ciclónicos fueron observados y 3 un año más tarde.
2 Estudio observacional sobre los mecanismos de generación de remolinos por islas altas y de aguas profundas (Gran Canaria) 62 2.4.2 Mecanismos de forzamiento Con el propósito de discutir la importancia relativa de los dos mecanismos de forzamiento, el topográfico y el atmosférico, sobre la generación de remolinos por una isla alta y de aguas profundas hemos sintetizado en la Tabla 2.1 los principales parámetros asociados al desprendimiento de remolinos durante los 4 periodos. Lo primero que indican nuestras observaciones es que la Isla de Gran Canaria genera remolinos durante ciertos periodos sólo debido a causas topográficas asociadas con la perturbación de la CC. Estos periodos se corresponden con una situación de flujo oceánico incidente medio/alto (U ≥ 0.09 m s-1) y una cizalla del viento muy baja o nula (Cv < 4 m s-1) dándose sobre todo en las estaciones de invierno-primavera cuando los vientos alisios se han debilitado. Durante estas estaciones y bajo dichas condiciones se observó la generación de remolinos a partir de un umbral del flujo oceánico incidente de U ≥ 0.09 m s-1 que se corresponde con un Re ≥ 50 tal como es el caso de los remolinos C4 y C5 del periodo invierno-primavera 2006 (Tabla 2.1). Este umbral de Re se aproxima con el predicho por los modelos numéricos sobre la generación de remolinos por parte de la Isla de Gran Canaria sólo por causas únicamente topográficas(Sangrà, 1995, Jiménez et al., 2008). Este umbral de Re depende críticamente del coeficiente de viscosidad turbulenta elegido, que en nuestro caso es el mismo que el de los anteriores modelos, AH=100 m2 s-1. Como ya se ha introducido, una alternativa hubiera sido elegir la parametrización para la estela de islas obtenida por Barton (2001); AH=2.2 10-4 L1.13. Para el caso de Gran Canaria se obtendría un AH~50 m2 s-1 y nuestro Re umbral para la formación de una calle de remolinos pasaría a ser de ReB ≥ 100. Ello coincide con las predicciones del modelo de Dong et al. (2001) que tiene la ventaja que resuelve implícitamente el valor de AH no fijando un valor predeterminado (Figura 2.1). De esta forma y como primera conclusión, nuestras observaciones indican que durante ciertos periodos la CC es lo suficientemente energética como para generar remolinos por si sola y que por lo tanto el forzamiento topográfico es su único responsable durante los periodos de
2.5 Conclusiones 69 (5) El 50% de los remolinos se generaron bajo condiciones de forzamiento topográfico y atmosférico altos (U ≥ 0.09 m s-1, Cv ≥ 8 m s-1) sobre todo durante el periodo de verano. El 30% se originaron sólo por causas topográficas (U ≥ 0.09 m s-1, Cv ≤ 4 m s-1) principalmente en invierno y en primavera. Finalmente el 20% se formaron bajo unas condiciones de forzamiento topográfico débil y atmosférico intenso (0.04 m s-1 ≤ U≤ 0.09 m s-1, Cv ≥ 8 m s-1) sin una época del año preferencial.
71 Capítulo 3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 3.1 Introducción Una vez discutida la importancia relativa del forzamiento topográfico y atmosférico en la generación de remolinos por islas, en este capítulo, describiremos y discutiremos sus características cinemáticas. Los estudios previos han permitido obtener una primera aproximación a las características básicas de los remolinos generados por las islas del Archipiélago Canario tales como su profundidad, las anomalías introducidas en los campos hidrográficos por estas perturbaciones y sus velocidades orbitales (Aristegui et al., 1994, 1997, Barton et al., 1998, Sangrà et al., 2005, 2007, 2009). Sin embargo, en su mayoría se han centrado tan sólo en la
3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 72 descripción de los remolinos generados por la Isla de Gran Canaria y en su etapa de evolución juvenil. Los datos in situ de remolinos generados por otras islas o en etapas evolutivas maduras son muy escasos y orientados hacia el estudio de los flujos biogeoquímicos (González-Dávila et al., 2006). Los remolinos generados por las distintas islas contribuyen a formar un pasillo de remolinos de larga vida denominado el Corredor de Remolinos de Canarias, CRC (Sangrà et al., 2009). Para conocer la naturaleza de los remolinos que lo conforman y establecer así patrones comunes o diferenciadores es por tanto necesario conocer las características no sólo de los formados por la Isla Gran Canaria sino también por otras islas y en distintas etapas evolutivas. El objetivo de este capítulo es establecer las características cinemáticas de los remolinos origen del CRC y establecer así patrones de comportamiento comunes y diferenciadores. Para ello durante la campañas RODA1 y RODA2 se muestrearon un total de cinco remolinos en distintas etapas evolutivas originados por las Islas de Gran Canaria, Tenerife y La Palma. Aparte de constituir el primer estudio que analiza casi simultáneamente remolinos originados por tres islas diferentes, se introducen nuevos descriptores a partir de datos hidrográficos tales como el periodo de rotación de su centro, el número de Rossby asociado y el tipo de remolino. En primer lugar se detalla la colección de datos, estrategias observacionales y el procesamiento de los datos (sección 3.2). A continuación se describen las características hidrográficas básicas de los remolinos (sección 3.3). Acto seguido se analizan sus velocidades orbitales, tasas de rotación y tipo de remolino al que dan lugar discutiendo la importancia del tipo de remolino y su tasa de rotación en su estabilidad inercial y en su conexión con el origen del CRC (sección 3.4). Posteriormente se estima por vez primera el bombeo de Ekman lineal al que están sometidos los remolinos en su estadio juvenil y se discute el comportamiento asimétrico en la inyección de vorticidad por parte del forzamiento atmosférico en remolinos de distinto signo (sección 3.5). Finalmente se establecen y
3.2 Colección y procesamiento de datos 73 discuten las principales conclusiones a modo de sumario (sección 3.6). Parte de estos resultados han sido publicados recientemente en: Lasternas, S., Piedeleu, M., Sangrà, P., Duarte, C.M., Agustí, S (2013). Forcing of dissolved organic carbon release by phytoplankton by anticyclonic mesoescale eddies in the subtropical NE Atlantic Ocean. Biogeosciences, 10, 2129-2143. 3.2 Colección y procesamiento de datos. 3.2.1 Campañas RODA1 y RODA2 La campaña RODA1 (Remolinos Oceánicos y Deposición Atmosférica) se desarrolló en aguas del Archipiélago de Canarias del 11 de agosto al 5 de septiembre del 2006 a bordo del B.I.O. Hespérides. El objetivo principal era investigar los flujos biogeoquímicos asociados a remolinos de mesoescala de distintos signos. La estrategia observacional consistió en primer lugar detectar los remolinos mediante su señal en el campo de temperatura superficial obtenido mediante imágenes de Temperatura Superficial del Mar (TSM) de satélite. Una vez localizados se procedió a cruzarlos con transectos de estaciones CTD o de sondas XBT. Se utilizó un CTD SeaBird 911+ y sondas XBT del tipo T7 de Sippican que registran la temperatura hasta los 700 m de profundidad. Mediante un rápido procesamiento se obtuvieron las secciones de temperatura a través de los remolinos y a partir de ellas se localizó el centro de los remolinos. Una vez localizados los centros se procedió a hacer perfiles de CTDRosseta en ellos para su muestreo biogeoquímico durante 27 horas (ver detalles en Lasternas et al., 2013). Se muestrearon cuatro remolinos, dos ciclónicos que denominaremos como CE1 y CE2 y dos anticiclónicos que denominaremos como AE1 y AE2 (Figura 3.1). El CE1 se localizó adherido al flanco suroeste de la Isla de Gran Canaria. El CE2 se situó adherido al flanco suroeste de la Isla de la Palma. El AE1 fue observado a 80 km
3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 74 Figura 3.1: Dominio observacional y localización de los transectos a través de los remolinos ciclónicos CE1 y CE2 y anticiclónicos AE1, AE2 y AER2. Se indica el número de estación en los extremos de cada transecto. Asimismo se indica en verde las estaciones correspondientes a los centros de los remolinos. Las islas más occidentales son La Palma al Norte y el Hierro al Sur. Al Noreste del Hierro se localiza la relativamente pequeña Isla de la Gomera situada cerca de la Isla de Tenerife. La Isla de Gran Canaria ocupa la parte central del Archipiélago. Finalmente, Las islas más orientales son respectivamente Lanzarote al Norte y Fuerteventura al Sur. Las líneas de contorno representan las isobatas de 4000, 3000, 2000, 1000 y 100 m. al suroeste de la Isla de Tenerife y finalmente el AE2 se encontraba adherido al flanco sureste de la Isla de Gran Canaria. Todas las secciones a través de estos fueron de XBT a excepción del CE1 que fue de CTD. Asimismo se fue registrando el viento con la estación meteorológica de a bordo. Desafortunadamente el ADCP de abordo no estuvo operativo durante la campaña y no fue posible obtener datos de corriente. La campaña RODA2 se desarrolló del 02 al 28 de febrero del 2007 también a bordo del B.I.O. Hespérides. Uno de los objetivos de esta campaña se centró en seguir la evolución de un remolino anticiclónico desprendido de la Isla de Gran Canaria al que hemos denominado AER2 (Figura 3.1). En primer lugar se localizó el remolino
3.2 Colección y procesamiento de datos 75 mediante una malla de XBT. A continuación se muestreó mediante un transecto de CTD donde se tomaron muestras de agua con la Rosetta para estudiar la variables biogeoquímicas. El día 7 de febrero se lanzaron cuatro boyas ARGOS en su centro para hacer su seguimiento y posterior localización. Las velas se situaron a 100 metros para evitar la contaminación del viento en su trayectoria. Al cabo de 19 días, del 26 al 28 de febrero, se volvió a muestrear el remolino. Primero se realizó una sección de XBT para localizar bien el centro y posteriormente se hizo un transecto perpendicular de CTD (Figura 3.1). Afortunadamente en esta campaña el ADCP de a bordo ya estaba operativo. En este capítulo analizaremos el transecto CTD del segundo muestreo y en el próximo la evolución de la boyas. 3.2.2 Procesamiento de datos Para el cálculo de velocidades geostróficas (sección 3.3) en el caso de los datos de XBT hemos necesitado inferir la salinidad. Para ello hemos usado los algoritmos T-S desarrollados por Marrero-Díaz et al. (2001). Estos algoritmos fueron desarrollados en una región de 2º x 2º centrada en la región de estudio y obtenidos a partir de 472.259 puntos T-S históricos con una desviación estándar en salinidad de 0.04.Las secciones de anomalía de temperatura se han calculado restando un perfil de referencia en el extremo no perturbado de la sección al resto de perfiles. Para derivar las anomalías de profundidad de las isotermas primero se ha tomado como variable independiente la temperatura, posteriormente se ha interpolado la profundidad a intervalos regulares de temperatura mediante el método de interpolación objetiva del krigeado (Samper y Cabrera 1990) y finalmente se ha restado a los perfiles un perfil de referencia situado en el extremo no perturbado de la sección. Los datos de corriente se midieron en continuo durante RODA1 mediante un ADCP de 75KHz RDI insertado bajo el caso del buque. Hemos utilizado los datos de banda ancha con conjuntos de 2 min desde la superficie hasta aproximadamente 500 m con un tamaño de celda de 8 m.
3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 76 Los datos brutos de corriente fueron procesados con el paquete de software CODAS (Firing, 1991). 3.3 Hidrografía Como ya se ha indicado en la campaña RODA1, previo a su muestreo in situ, los remolinos se localizaron mediante su señal en la TSM proporcionada por imágenes de satélite. Las imágenes de la TSM de la Figura 3.2 muestrean núcleos de agua fría en el flanco Suroeste de las islas de Gran Canaria y la Palma, que se corresponden con la señal superficial de los remolinos CE1 y CE2 respectivamente. Al estar adheridos a las islas, se puede considerar que ambas estructuras se encontraba en su estadio juvenil. El remolino CE1 se cruzó con un transecto de CTD y el CE2 con uno de XBT (Figura 3.1). Para cuantificar la perturbación introducida por estos y el resto de remolinos se han calculado y obtenido las secciones de anomalía de temperatura (Figuras 3.3b y e). El máximo de anomalía de temperatura nos proporcionará una idea de la intensidad de la perturbación introducida por el remolino. Por otro lado el grado de definición de este máximo nos servirá como indicativo de si nuestra sección ha cruzado el centro del remolino o si lo ha cruzado tangencialmente. Cuanto mejor definido esté, mayor certeza tendremos de haber cruzado el centro. Por otro lado la extensión en profundidad de la anomalía de temperatura permitirá determinar la profundidad a la que llega la perturbación y con ello la profundidad de los remolinos. Asimismo podremos obtener una estima del radio del remolino calculando la extensión horizontal de la anomalía de temperatura entre su máximo y el mínimo. Para ello tendremos que asumir que la sección ha cruzado el centro cuyo grado de certitud dependerá de la definición del máximo. La perturbación introducida por el remolino CE1 alcanza los 700 metros de profundidad afectando la totalidad del rango de la termoclina principal ocupada por el Agua Central Noratlántica -NACW- (Figuras 3.3a, b y c). El máximo de anomalía de
3.3 Hidrografía 77 Figura 3.2: Imágenes de satélite de la Temperatura Superficial del Mar (TSM) donde se observan unos núcleos fríos adheridos al flanco suroeste de las islas de Gran Canaria y de La Palma que se corresponden con la señal superficial de (a) el remolino ciclónico CE1 y (b) el remolino ciclónico CE2. temperatura aparece claramente definido lo que sugiere que la sección ha cruzado las cercanías del centro del remolino (Figuras 3.3b). Este se situaría en las proximidades de la estación 135. La magnitud de este máximo es de -4ºC situándose a 50 metros de profundidad e indicando que la perturbación introducida por este remolino es relativamente alta. El radio calculado como la distancia desde este máximo hasta el mínimo de anomalía sería de 30 km aproximadamente. Este valor alto de anomalía de
3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 78 Figura 3.3: Secciones de temperatura ((a), (d)) y correspondientes anomalías de temperatura ((b), (e)) y de profundidad de las isotermas ((c), (f)) de los transectos correspondientes al remolino CE1 (paneles superiores) y al remolino CE2 (paneles inferiores). En los ejes superiores se incluye el número de estación.
3.4 Velocidades orbitales, tasa de rotación y tipo de remolinos 85 3.4.1 Remolinos ciclónicos RODA1 En la Figura 3.7 se muestran las velocidades orbitales y geostróficas para los remolinos ciclónicos CE1 y CE2. Cabe destacar como la velocidades orbitales son menores que las geostróficas. Esto responde a que en los remolinos ciclónicos la fuerza centrífuga y de presión tienen direcciones opuestas. De esta forma la velocidades geostróficas en los remolinos ciclónicos sobreestiman las velocidades orbitales. En ambos remolinos la anomalía introducida por la fuerza centrífuga calculada a partir de la diferencias de velocidades máximas es muy parecida de ~0.15 m s-1. Ésta no es nada depreciable ya que representa una reducción de aproximadamente un 25% de la velocidad geostrófica. Si se inspecciona con detalle la Figura 3.7d se puede apreciar como para el caso del remolino CE2 aparece una anomalía anticiclónica de velocidad cerca del centro y de la superficie entre las estaciones 93 y 94 . Esta anomalía se puede asociar a la intensa velocidad geostrófica relacionada con la fuerte inclinación de las isopicnas cerca del centro en los niveles superficiales. Como indica la expresión (8), la anomalía de velocidad orbital introducida por la fuerza centrífuga, u’D, es tanto más intensa cuanto más cerca del centro por lo que velocidades geostróficas altas cerca del centro darán lugar a u’D altas pudiendo generar anomalías. La situación normal es que la velocidad geostrófica aumente con el radio del remolino y no se den estas anomalías pero en el caso de CE2 nos encontramos con velocidades muy altas cerca del centro. Señalar que la velocidad geostrófica máxima se alcanza tan sólo a 13 km del centro siendo el radio del remolino de 22 km (Figura 3.7c y Tabla 1). Esta anomalía podría ser un indicio de que no hay ajuste geostrófico y que la sobrelevación de las isopicnas cerca del centro responde a procesos ageostróficos. En este sentido más adelante veremos que este remolino estaba sometido a una fuerte cizalla del viento originando una intensa velocidad de bombeo de Ekman lineal. Las Figura 3.8 muestra la distribución radial de velocidad orbital a la profundidad del máximo de velocidad para dichos remolinos. Se ha incluido un dato
3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 86 Figura 3.7: Velocidades geostróficas (izquierda) y velocidades orbitales (derecha) a través del remolino CE1 (paneles superiores) y del remolino CE2 (paneles inferiores). El color rojo indica valores positivos (antihorarios) y el azul negativos (horarios). Se han superpuesto las isopicnas indicadas por las isolíneas en negrita. Se indica asimismo el valor de la velocidad máxima (Vmax) y la distancia radial a la que se alcanza (Rmax). Los números en los ejes superiores señalan el número de estación.
3.4 Velocidades orbitales, tasa de rotación y tipo de remolinos 87 más entre estaciones mediante el método de interpolación objetiva del krigeado (Samper y Cabrera 1990). Podemos obtener una estimación de la velocidad angular del centro del remolino mediante la pendiente de la recta de ajuste de los puntos próximos al origen y que pasa por el origen (Caldeira et al., 2014): (0) u r (10) Asumiendo que el movimiento es circular uniforme el periodo del centro se puede derivar de: 0 2 (0) T (11) asimismo la vorticidad relativa , ζ, se puede aproximar como (Sangrà et al., 2007): 2 (12) lo que nos permite obtener el número de Rossby: Ro f (13) Para el caso del remolino CE1 se obtiene un periodo del centro de T0=4.7 días y un número de Rossby igual a Ro=0.45 (Figura 3.8.a). Este número de Rossby, Ro<1, es bajo indicando que domina la fuerza de Coriolis sobre la centrífuga y por lo tanto dominando también el ajuste geostrófico. El periodo de rotación es muy similar al observado mediante boyas a la deriva por Sangrà et al. (2007) para un remolino ciclónico también desprendido de la Isla de Gran Canaria que fue de 5 días. Antes de analizar el perfil radial de velocidad y del periodo de este remolino comentar que podemos distinguir dos tipos de remolinos según el tipo de estos perfiles (Kundu 1990). Los remolinos tipo Rankine son aquellos que están en rotación sólida con un perfil lineal de velocidad hasta su periferia (Figura 3.9a). En los remolinos tipo
3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 88 Figura 3.8: Perfiles radiales de velocidad orbital (izquierda) y del periodo (derecha) correspondiente a los remolinos CE1 (paneles superiores) y CE2 (paneles inferiores). Los perfiles se han extraído a la profundidad de la velocidad máxima. Se indica también el periodo de rotación del centro del remolino, T0 y el número de Rossby, Ro, obtenidos a partir de la recta de ajuste que pasa por el origen (recta en rojo). Gaussiano la rotación disminuye con la distancia al centro y el perfil de velocidad sigue una gaussiana (Figura 3.9b). Notar que en los de tipo Rankine se alcanza el máximo de velocidad en la periferia mientras que en los tipo Gaussiano se alcanza más cerca del centro. A este respecto, el perfil de velocidad de CE1 muestra una distribución lineal hasta la periferia (Figura 3.8a). Notar que la velocidad máxima se alcanza a 26 km del centro, muy cerca de la periferia situada a 30 km del centro (Tabla 3.1). Ello indica que se trataría de un remolino tipo Rankine en rotación sólida. A este
3.4 Velocidades orbitales, tasa de rotación y tipo de remolinos 89 Figura 3.9: Perfiles radiales de velocidad angular, z, y de velocidad orbital en (a) remolinos tipo Rankine y (b) tipo Gaussiano (adaptado de Kundu, 1990). respecto el perfil del periodo muestra que éste se mantiene constante aunque hay una cierta dispersión entre los puntos (Figura 3.8b). Sangrà et al. (2007) se ocuparon de estudiar la estabilidad inercial de remolinos generados por islas. Llegaron a la conclusión que en el caso de los remolinos ciclónicos tipo Rankine para que estos sean estables, el periodo inicial de rotación no puede ser menor a 4.5 días. Este periodo es muy cercano al observado para el remolino CE1. Nuestra estima del periodo de rotación del centro del remolino de CE2, T 0 =4.7 días, indica que este remolino rota igual de rápido que el CE1 teniendo un número de Rossby también similar (Figura 3.8c). Asimismo el perfil de velocidad y de periodo indican que también es un remolino tipo Rankine (Figura 3.8c y d). La velocidad máxima se alcanza a 22 km del centro que coincide con el radio del remolino, R=22 km (Tabla 3.1). El perfil del periodo muestra que éste se mantiene constante aunque hay también una cierta dispersión entre los puntos. Mencionar que en el perfil del periodo hay que descartar los puntos muy cercanos al centro debido al proceso de interpolación y que se ha impuesto que la velocidad sea nula en el centro: De esta forma ambos remolinos ciclónicos tienen una tasa de rotación de 4.7 días, cercana a la máxima que se puede desarrollar, 4.5 días, para que sean estables inercialmente y puedan mantenerse así como estructuras coherentes. (a) remolino tipo Rankine (b) remolino tipo Gaussiano
3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 90 Tabla 3.1: Parámetros característicos de los remolinos. REMOLINO Campaña CE1 RODA1 CE2 RODA1 AE1 RODA1 AE2 RODA1 AER2 RODA2 Origen G. Canaria La Palma Tenerife G. Canaria G. Canaria Tipo Ciclónico Ciclónico Anticicló. Anticicló. Anticicló. Datos CTD XBT-CTD XBT XBT CTD-ADCP Estadio juvenil juvenil maduro juvenil Maduro TIPO Rankine Rankine Gaussiano ? Gaussiano Prof. (m) 700 350 350 300 700 Radio (km) 30 22 65 50 35 ΔT (ºC) -4 -4.5 3.5 4.5 2.5 Δh (m) 77 54 -73 -56 -90 Vmax (m s-1) 0.36 0.38 0.41 0.55 0.39 Rmax(km) 26 22 30 45 21 Periodo (días) 4.7 4.7 5 ? 3.5 (4) Ro 0.45 0.44 0.42 ? 0.63 3.4.2 Remolinos anticiclónicos RODA1 En el caso de los remolinos anticiclónicos las fuerzas de presión y centrifuga tienen el mismo sentido por lo que las velocidades geostróficas subestimarán las velocidades orbitales. Esto se puede observar comparando las secciones radiales de velocidad geostrófica y orbital de los remolinos AE1 y AE2 (Figura 3.10). En el caso de AE1 la anomalía de velocidad orbital introducida por la fuerza centrífuga (8), es de 0.07 m s-1 lo que representa 16% de la velocidad geostrófica muy similar a la de AE2 (17%). En ambos ésta es menor que para el caso de los ciclónicos debido al menor
3.4 Velocidades orbitales, tasa de rotación y tipo de remolinos 91 Figura 3.10: Velocidades geostróficas (izquierda) y velocidades orbitales (derecha) a través del remolino AE1 (paneles superiores) y del remolino AE2 (paneles inferiores). El color azul indica valores antihorarios (negativos) y el rojo horarios (positivos). Se han superpuesto las isopicnas indicadas por las isolíneas en negrita. Se indica asimismo el valor de la velocidad máxima (Vmax) y la distancia radial a la que se alcanza (Rmax). Los números en los ejes superiores señalan el número de estación.
3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 92 radio de estos remolinos (Tabla 3.1). Ya vimos, a la hora de analizar su hidrografía, que la sección que cruza el remolino AE2 es la que produce resultados más anómalos al no atravesar exactamente su centro (Figuras 3.5d y e). En este sentido la distribución de las isopicnas muestra como éstas se elevan en el teórico centro del remolino (Figura 3.10c). Ello produce anomalías en el campo de velocidad orbital siendo ciclónicas (positivas) cerca de este centro. Estas anomalías se reproducen en los perfiles de velocidad y periodo y por lo tanto no derivaremos ni el periodo, ni Ro, ni el tipo de remolino a partir de ellos (Figuras 3.11c y d). El periodo de rotación del centro del remolino AE1 es muy similar al de los anteriores ciclónicos siendo de 5 días asociándose con un número de Rossby de Ro=0.42 (Figura 3.11a). Su perfil de velocidades orbitales refleja la distribución asimétrica que se puede apreciar claramente a lo largo de la correspondiente sección (Figuras 3.10 y 3.11). A la derecha del centro, las velocidades son más intensas y profundas y a la izquierda, menos intensas y someras. Sin embargo la forma de los perfiles de velocidad a ambos lados es muy similar. Ésta es intermedia entre las correspondientes a un tipo Rankine y Gaussiano (Figuras 3.11a y b). Se observa claramente una distribución lineal cerca del centro, pero el máximo de velocidad se alcanza a 30 km de la periferia (R=65 km). Esto se refleja, tal como muestra la distribución del periodo, en un núcleo de 30 km en rotación sólida y en una periferia donde se pierde la rotación sólida aumentando el periodo con el radio (Figura 3.11b). En el caso de los remolinos gaussianos o próximos al tipo gaussiano, los ciclónicos siempre son estables a las perturbaciones inerciales mientras que en el caso de los anticiclónicos el valor absoluto de la velocidad angular no puede exceder la mitad de la vorticidad planetaria, |ω|<f/2=3.3 10-5 s-1 (Sangra et al., 2007). En nuestro caso |ω|=1.46 10-5 s-1 por lo que se cumple la condición de estabilidad inercial, de esta forma este remolino no se verá afectado por las perturbaciones inerciales y podrá sobrevivir como estructura coherente durante bastante tiempo. A este respecto, como
3.4 Velocidades orbitales, tasa de rotación y tipo de remolinos 93 Figura 3.11: Perfiles radiales de velocidad orbital (izquierda) y del periodo (derecha) correspondiente a los remolinos AE1 (paneles superiores) y AE2 (paneles inferiores). Los perfiles se han extraído a la profundidad de la velocidad máxima. Se indica también el periodo de rotación del centro del remolino, T0 y el número de Rossby, Ro, obtenidos a partir de la resta de ajuste que pasa por el origen (recta en rojo). ya se ha comentado, los remolinos generados por las Islas Canarias están en el origen del Corredor de Remolinos de Canarias formado por remolinos muy estables que se pueden mantener como estructuras coherentes más allá de los seis meses (Sangrà et al., 2009). El caso del remolino AE2 es el más anómalo probablemente porque no se ha cruzado el centro. De esta forma nuestras estimaciones del periodo pueden estar sesgadas y no las incluiremos, como tampoco la variabilidad del perfil de velocidades.
3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 94 3.4.3 Remolino anticiclónico RODA2 El remolino AER2 fue el mejor muestreado y se cuenta con observaciones del CTD, ADCP y boyas. Además, contrariamente a los anteriores remolinos, tenemos la certeza que la sección que vamos a analizar ha cruzado el centro (ver sección 3.2.1). En la Figura 3.12 se muestra las velocidades geostróficas y orbitales obtenidas a partir de datos de CTD junto a las registradas por el ADCP a lo largo de la sección que cruza su centro (Figura 3.1). Aunque la distribución es muy parecida hay diferencias notables. A la derecha del centro las velocidades orbitales sobreestiman las velocidades de ADCP mientras que a la izquierda la subestiman (Figuras 3.12b y c). Esto está relacionado con una asimetría en la distribución de las velocidades de ADCP siendo más intensas en el lado izquierdo que el derecho (Figura 3.12c). Esta asimetría puede responder, como veremos más adelante, a que el remolino es elíptico en lugar de circular. En este caso al menos que la sección no cruce exactamente los ejes de la elipse, la distribución de velocidad será asimétrica. Recordar que nuestra derivación de las velocidades orbitales asume que las trayectorias son circulares por lo que han de considerase como una aproximación que en cualquier caso es mejor que la puramente geostrófica. En este sentido aunque la sección de velocidad orbital da valores de similar orden de magnitud para el lado ‘lento’ la divergencia es mucho mayor que con las geostróficas para el lado ‘rápido’. La divergencia entre la distribución de velocidad orbital y la registrada por el ADCP indica que los procesos ageostróficos pueden ser importantes. En la Figura 3.12d se muestra el flujo a lo largo del transecto apreciándose que este no es nulo y por lo tanto desarrollándose una circulación ageostrófica secundaría. En las Figuras 3.13a y c se comparan los perfiles radiales de velocidad a la profundidad de velocidad máxima de las velocidades orbitales y de las de ADCP. Se puede apreciar claramente como los perfiles a ambos lados del centro son mucho más asimétricos en el caso de los datos de ADCP. La estima del periodo a partir de la
3.5 Bombeo de Ekman lineal 101 Figura 3.16: Perfiles del viento, w (curva negra) y de la velocidad de bombeo de Ekman lineal, wE, (curva roja) a lo largo del transecto del (a) remolino CE2 y (b) del remolino AE1. no disponemos de datos de viento de a bordo pero podemos hacer una estima semicuantitativa de w E a partir de datos de viento climatológicos. En la figura 3.17 se muestra para los días de la campaña el rotacional del esfuerzo del viento a partir de los datos de la climatología CCMP suministrados por PODAAC/ JPL-NASA
3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 102 Figura 3.17: Campos del rotacional del esfuerzo del viento promediados a 5 días a partir de datos de viento CCMP. (ftp://podaac-ftp.jpl.nasa.gov/allData/ccmp). La resolución de estos datos es baja, de tan sólo 0.25º y son promedios de cinco días. Dada la baja resolución las células aparecen distorsionadas y posicionadas hacia los flancos de las islas en lugar de hacia la región de sotavento si se comparan con las de la Figura 3.14. De esta forma para el
3.5 Bombeo de Ekman lineal 103 caso de la Isla de la Palma los datos de viento de abordo nos indican que el máximo del rotacional del esfuerzo del viento se alcanzaría pegado al extremo Suroeste de la isla mientras que la climatología muestra que se sitúa algo más a barlovento y hacia el Oeste. Asimismo, el orden de magnitud dado por la climatología, 10-6 N m-3, es dos órdenes menor al obtenido con los datos de a bordo, 10-4 N m-3, en el caso del remolino de la Isla de la Palma. La sección del remolino AE2 cruza una célula negativa (anticiclónica) del rotacional del esfuerzo del viento por lo que dará lugar a una wE negativa (Figura 3.17). No disponemos de una aproximación fiable para su periodo pero podemos asumir un periodo cercano al observado por Sangrà et al. (2005) para un anticiclón de Gran Canaria en su etapa de desarrollo joven siendo este 3.5 días. La intensidad de la célula anticiclónica es del mismo orden que la célula positiva (ciclónica) de la Isla de la Palma que afecta a CE2 por lo que una estima semi-cuantitativa para la wE de AE2 sería del orden 350 m día-1. Este valor es tan alto debido a que el bombeo de Ekman lineal se amplifica en regiones con vorticidad anticiclónica y se reduce en regiones con vorticidad ciclónica (14). A esto hay que unirle una mayor tasa de rotación de los anticiclónicos en su momento de generación asociado a su estabilidad inercial (Sangrà et al., 2007). De esta forma el forzamiento atmosférico favorecería en mayor grado la generación de remolinos anticiclónicos sobre los ciclónicos. Ello junto a la mayor tasa potencial de rotación podría explicar porque en el Corredor de Remolinos de Canarias dominan claramente los anticiclónicos sobre los ciclónicos. En el caso del remolino CE1 es muy arriesgado hacer ni tan siquiera una estima semi-cuantitativa a partir de la climatología CCMP. El remolino esta adherido al flanco suroeste de Gran Canaria tal como se aprecia en la imagen de la TSM (Figura 3.2). En esta imagen se observa una estela de aguas cálidas que se forma en condiciones de fuerte cizalla del viento en la zona protegida (Basterretxea et al., 2002). Ello generaría una intensa célula ciclónica en el flanco suroeste de la isla. Sin embargo en la climatología CCMP esta célula aparece muy distorsionada y con una señal muy débil
3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 104 por lo que a partir de la climatología CCMP lo único que podemos aventurar es que CE2 experimenta una wE ascendente que seguramente será intensa tal como sugiere la presencia de la estela de aguas cálidas. Las anteriores consideraciones indican que se producen velocidades de bombeo de Ekman lineal ascendentes en ambos remolinos ciclónicos, casi nula en el AE1 y descendentes en el AE2. Podemos extraer evidencias de estas velocidades verticales ascendentes en los ciclónicos a través de sus efectos en la distribución de algunas variables biogeoquímicas. Lasternas et al. (2013) analizaron las variables biogeoquímicas muestreadas en los centros de los remolinos y observaron un claro incremento en la concentración de nutrientes y biomasa fitoplanctónica en el centro de ambos remolinos ciclónicos que evidencian la presencia de velocidades verticales ascendentes en estas estructuras. Estos incrementos pueden asociarse con el transporte de nutrientes hacia la capa fótica por parte del wE y el consiguiente incremento de la producción primaria. Por otro lado Lasternas et al. (2013) observaron un mayor stress de las células y consiguiente aumento de la tasa de mortalidad en los remolinos anticiclónicos que asociaron a una mayor capa de mezcla y a la presencia de velocidades descendentes. 3.6 Sumario y conclusiones Durante la campaña RODA1 se muestrearon dos remolinos ciclónicos el CE1 y CE2 y dos anticiclónicos, el AE1 y AE2, y durante RODA2 uno anticiclónico el AER2. La mayoría de estudios anteriores, a partir de datos in situ, se centraron en describir los remolinos asociados a la Isla de Gran Canaria. A este respecto en este estudio se caracteriza por vez primera, a partir de datos hidrográficos remolinos asociados a las islas de Tenerife (AE1), La Palma (CE2) y asociados a la Isla de Gran Canaria pero en distintas etapas evolutivas (CE1, EA2, EAR2). Asimismo este trabajo
3 6 Sumario y conclusiones 105 es también en el que se analizan un mayor número de remolinos derivándose características nuevas como el tipo de remolino, el periodo de rotación del centro del remolino y el número de Rossby. Estas características junto a otras se sintetizan en la Tabla 3.1 y las iremos discutiendo a continuación. La profundidad media observada de los remolinos es de 300 m aunque su perturbación puede alcanzar en ocasiones los 700 m. Esto apoya y confirma lo sugerido en estudios anteriores (Arístegui et al., 1994; Sangrà et al., 2007) que indicaban que los remolinos podían perturbar todo el rango de la columna de agua ocupada por el Agua Central Norátlantica donde fluye la Corriente de Canarias. El radio medio de los remolinos es de 30 km aunque los remolinos anticiclónicos AE1 y AE2 doblan este valor (Tabla 3.1). Este valor medio se acerca al radio interno de deformación de Rossby climatológico dado para la región (Chelton et al., 1998). RODA1 se desarrolló en agosto del 2006 con una columna de agua muy estratificada asociada a la presencia de la termoclina estacional y RODA2 tuvo lugar en febrero del 2007 bajo unas condiciones de estratificación baja y con la presencia de una profunda capa de mezcla resultado de la convección invernal. Ello dio lugar que las anomalías de temperatura introducidas por los remolinos de RODA1 fueran mucho mayores que las del remolino RODA2. Estas alcanzaron los -4.5ºC para el remolino CE2 asociado a la Isla de la Palma y +4.5ºC para el AE2 asociado a la Isla de Gran Canaria (Tabla 3.1). Asimismo los remolinos perturbaron sensiblemente la isotermas produciendo sobreelevaciones/ profundizaciones máximas en el caso de RODA1 de 77m y en el caso de RODA2 de 90 m. Nuestras estimas de las velocidades orbitales, donde hemos introducido una aproximación a la anomalía la velocidad orbital introducida por la fuerza centrífuga, indican que la velocidad geostrófica (o tangencial) sobrestima la velocidad orbital en remolinos ciclónicos y la subestima en los anticiclónicos. Aunque los números de Rossby son bajos se ha calculado que el efecto de la fuerza centrífuga contribuye a reducir un 25 % la velocidad geostrófica en los ciclónicos CE1 y CE2, y aumentarla
3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 106 en un 14% en los anticiclónicos AE1 y AE2. Los remolinos ciclónicos CE1 y CE2 estaban ambos adheridos a la isla de origen y por lo tanto en su estado de evolución juvenil (Tabla 3.1). Los periodos de rotación del centro del remolino para ambos remolinos son exactamente el mismo y con un valor igual a 4.7 días (Tabla 3.1). Este periodo parece ser el periodo característico para remolinos ciclónicos en su estadio inicial de desarrollo dado que Sangrà et al. (2007) también observaron un periodo muy cercano, de cinco días, en la fase juvenil de un remolino ciclónico originado por Gran Canaria. Los perfiles radiales de velocidad y del periodo indican que ambos remolinos están en rotación sólida siendo de tipo Rankine. Ello permite apoyar la hipótesis sugerida por Sangrà et al. (2005) de que inicialmente los remolinos generados por el Archipiélago Canario son de tipo Rankine. Por otro lado, para cumplir con el criterio de estabilidad inercial un remolino ciclónico tipo Rankine no puede tener un tasa de rotación inferior a 4.5 días (Sangrà et al., 2007). El periodo de los remolinos ciclónicos observados se acercan a este valor umbral lo que indica que su tasa de rotación es la más alta posible para mantenerse como estructuras coherentes. Los remolinos AE1 y AER2 se encontraban alejados de la isla de origen y por lo tanto en un estadio de evolución maduro. Los perfiles radiales de velocidad orbital y del periodo indican que no están en rotación sólida, rotando más lentamente la periferia que su núcleo central y siendo por lo tanto de tipo Gaussiano. Ello confirma las observaciones de Sangrà et al. (2005) de un único remolino anticiclónico, que estos evolucionan de tipo Rankine a Gaussiano cuando se alejan de la isla de origen. El remolino AER2 fue el más energético con un periodo, tanto estimado como el proporcionado por una boya, de 3.5 días y velocidad angular de, |ω|=1.46 10-5 s-1. A pesar de ser tan energético cumple con el criterio de estabilidad inercial para remolinos anticiclónicos gaussianos |ω|<f/2=3.3 10-5 s-1. Vemos que su tasa de rotación se acerca mucho a este valor umbral y por lo tanto al igual que en el caso de los ciclónicos es la más alta posible para mantenerse como estructuras coherentes. Ello explicaría porque los remolinos generados por el Archipiélago Canario están en el origen de los
3 6 Sumario y conclusiones 107 remolinos de larga vida (> 3 meses) que forman el Corredor de Remolinos de Canarias (Sangrà et al., 2009). Por un lado son estables no viéndose afectados por las perturbaciones inerciales, manteniéndose así como estructuras coherentes. Por otro el tener una tasa de rotación máxima posible conducirá a que puedan ser de larga vida. Durante la campaña RODA1 se tuvo la oportunidad de tener medidas directas de viento con muy alta resolución pudiéndose estimar por vez primera las velocidades de bombeo de Ekman lineal asociadas a la fuerte cizalla del viento en las estelas de las islas donde se originan los remolinos. En concreto en la Isla de la Palma se observó una cizalla del viento de 15 m s-1 en tan sólo tres kilómetros. De esta resulta un rotacional del esfuerzo del viento en el centro del remolino ciclónico CE2 muy alto, del orden de 10-4 N m-3. Ello induce a una velocidad de bombeo de Ekman de 150 m día-1. Para su cálculo hemos considerado también la tasa de rotación del remolino dado que la velocidad de bombeo de Ekman lineal se amplifica en regiones con vorticidad anticiclónica y se reduce en regiones con vorticidad ciclónica (Stern 1965, Thomas y Rhines 2002). A este respecto se ha hecho una estima sobre su intensidad en el remolino anticiclónico de Gran Canaria AE2 y esta sería del orden de 350 m día-1, obteniéndose un valor casi tres veces superior. Este comportamiento asimétrico del forzamiento del viento (bombeo de Ekman) hará que la inyección de vorticidad anticiclónica por parte del viento sea más rápida e intensa que la ciclónica. Ello junto a una tasa inicial de rotación mayor podría explicar la clara dominancia de los remolinos anticiclónicos sobre los ciclónicos en el Corredor de Remolinos de Canarias. Estos valores de velocidades de bombeo de Ekman lineales tan altos son del mismo orden que la velocidades verticales observadas en intensas regiones frontales donde se han inferido valores superiores a 100 m dia-1 y deberían tener un efecto claro sobre los flujos biogeoquímicos. A este respecto Lasternas et al. (2013) observaron un claro incremento en la concentración de nutrientes y biomasa fitoplanctónica en el centro de remolinos ciclónicos CE1 y CE2 que pueden evidenciar la presencia de velocidades verticales asociados al mecanismo de bombeo de Ekman lineal. Por otro lado, en los
3 Características cinemáticas de los remolinos oceánicos generados por el Archipiélago Canario 108 remolinos anticiclónicos AE1 y AE2 observaron un mayor ‘stress’ de las células y consiguiente aumento de la tasa de mortalidad que asociaron a una mayor capa de mezcla y a la presencia de velocidades descendentes.
109 Capítulo 4 Evolución lagrangiana de un remolino anticiclónico en el Corredor de Remolinos de Canarias 4.1 Introducción y métodos A nuestro conocimiento el estudio de Sangrà et al. (2005) constituye de momento el único trabajo sobre la evolución lagrangiana de un remolino anticiclónico en el Corredor de Remolinos de Canarias (CRC). Como ya se ha introducido, la principal conclusión de este trabajo es que el remolino evolucionaba a través de tres etapas distintas. Una etapa o fase joven donde conserva su vorticidad inicial, evolucionando en rotación solida (tipo Rankine). Una etapa madura donde se pierde la rotación sólida, con un núcleo central todavía en rotación sólida y un anillo externo rotando más lento (tipo Gaussiano). Finalmente, una etapa disipativa donde se produce
4 Evolución lagrangiana de un remolino anticiclónico en el Corredor de Remolinos de Canarias 110 una difusión radial de vorticidad. Este trabajo también se ocupó del estudio de fusión de remolinos combinando trayectorias de boyas con imágenes de TSM. El fenómeno de fusión de remolinos es muy común a lo largo de las etapas de evolución de los remolinos del CRC (Sangrà et al., 2009; Rodríguez-Marroyo y Víudez, 2011; Ruiz et al., 2014). Este fenómeno se ha abordado sobre todo en estudios teóricos siendo también muy escasos los estudios con datos in situ y en particular con trayectorias de boyas. Asimismo otro fenómeno predicho por los trabajos teóricos es la axisimetrización y filamentación de los remolinos a lo largo de sus etapas evolutivas modificando su grado de excentricidad (e.g. Koumoutsakos, 1997; Melander et al., 1987). En este caso los trabajos observacionales son también muy escasos. En este sentido el objetivo de este capítulo es estudiar el proceso de axisimetrización y el proceso de fusión de remolinos a partir de las trayectorias de boyas a la deriva. En nuestro conocimiento se trata del primer estudio que aborda ambos fenómenos desde un punto de vista observacional en el CRC mediante la trayectoria de boyas. Durante la primera fase de la campaña RODA2 se lanzaron 4 boyas a la deriva ARGOS cerca del centro del remolino AER2. El remolino se localizó en primer lugar mediante una malla de XBT y posteriormente se cruzó con una sección de CTD, momento en el que se lanzaron las boyas (ver sección 3.2.1 en Capítulo 3). Las velas se situaron a 100 metros de profundidad, por debajo de la capa de Ekman, para evitar la contaminación del viento. En la Figura 4.1 se muestran las trayectorias de estas boyas a lo largo de aproximadamente 100 días, correspondiéndose el día 0 con el 8 de febrero del 2007. Para obtener estas trayectorias primero se interpolaron los datos brutos cada 3 horas y posteriormente se filtraron con un filtro tipo Fourier de paso bajo con un periodo de corte de 30 horas para eliminar las oscilaciones inerciales (Sangrà et al., 2005). En este capítulo analizaremos a partir de las trayectorias de las boyas y parámetros derivados, la evolución lagrangiana del remolino AER2. En primer lugar determinaremos las etapas de evolución donde veremos que lo más característico es la fusión de este remolino con uno originado por la Isla de Tenerife (sección 4.2).
4.3 Evolución antes de la fusión: tasa de rotación 117 Figura 4.5: Radios, (a), y órbitas, (b) (c), para la boya 57 (trazo rojo) y la boya 56 (trazo azul) en la etapa antes de la fusión de los remolinos. Sobre las órbitas se han incluido un punto a intervalos regulares de dos días y los números indican el día al que se corresponde . esta disminuye hacia la periferia (tipo Gaussiano) o si aumenta/disminuye con el tiempo es necesario conocer la posición radial de las boyas. Para ello, siguiendo el procedimiento de Sangrà et al. (2005), hemos suprimido el desplazamiento del remolino restando la trayectoria del centro a las componentes de la trayectoria total. De esta forma se obtienen las orbitas alrededor del centro y a partir de ellas se calcula el radio orbital (Figura 4.5). Para obtener la trayectoria del centro hemos aplicado un filtro tipo Lanczos (Emery y Thompson, 2004). El periodo de corte se ha seleccionado visualmente tratando de que fuera lo más cercano al periodo proporcionado por el
4 Evolución lagrangiana de un remolino anticiclónico en el Corredor de Remolinos de Canarias 118 Figura 4.6: Trayectoria de las boyas y estima de la trayectoria del centro (línea a trazo negro) en la etapa antes de la fusión de los remolinos. análisis wavelet. Este procesamiento sólo se ha hecho para las boyas 57, 56 y 54 y para los días fuera de los conos de influencia del análisis wavelet. Tal como se puede apreciar en la Figura 4.6 la aproximación a la trayectoria del centro es razonablemente buena, excepto para los días iniciales y finales. Las órbitas resultantes al eliminar el desplazamiento del remolino, aparecen en su mayoría centradas en el origen, lo que nos proporciona una idea de la bondad del método (Figuras 4.5b y c). Sólo se muestran las orbitas para la boyas 56 y 57. El rango de tiempo seleccionado para estas dos boyas es muy similar, de aproximadamente 30 días. Durante este periodo la boya 57 realizó 7 orbitas alrededor del centro siendo por
4.3 Evolución antes de la fusión: tasa de rotación 119 lo tanto el periodo medio de aproximadamente 4 días que es igual al obtenido mediante el análisis wavelet (Figura 4.3c). La boya 56 realizó 5 orbitas debido a un periodo mayor de rotación que es cerca de 6 días, valor que es consistente con el periodo medio obtenido por el análisis wavelet (Figura 4.3d). Durante el periodo seleccionado de 12 días para la boya 54 ésta realizó dos orbitas, siendo por lo tanto el periodo medio de 6 días que también es consistente con el obtenido mediante el análisis wavelet (Figura 4.4d). De esta forma la concordancia de los periodos con los obtenidos por el análisis wavelet y la localización de su centro cerca del origen sugieren que nuestro método para obtener las orbitas e inferir radios produce resultados consistentes. La Figura 4.7 muestra la distribución conjunta del radio y el periodo de las tres boyas seleccionadas. Lo primero que se puede apreciar es que el remolino no está en rotación sólida rotando la boya más cercana al centro (boya 57) más rápido que las más alejadas de este (boyas 56, 54). Si analizamos los primeros 20 días tenemos una banda interior de 10 km con un periodo medio de 3.8 días (boya 57), una banda más externa entre 10-20 km del centro que rota más lentamente con periodo medio de 5 días (boya 56) y finalmente una banda periférica entre 20 y 30 km del centro que rota aún más lentamente con un periodo medio de 6 días (boya 54). Un segundo punto a destacar es que la boya 56 muestra claramente que del día 20 al 35 la tasa de rotación de la banda intermedia y probablemente también la externa disminuye rápidamente pasando de los 5.5 días a los 7.5 días. En contrapartida la banda interna del remolino se mantiene una rotación sólida constante. Como se discute más abajo sugerimos que este rápido decrecimiento del periodo pudiera estar relacionado con la axisimetrización del remolino. Durante el primer periodo, los puntos muestran cierta dispersión respecto al eje de periodos, lo que indica que también hay una disminución de la tasa de rotación del remolino pero en mucho menor grado que durante el segundo. Un último punto a destacar es que durante el primer periodo los radios de las boyas presentan una gran dispersión mientras que en el segundo periodo no. Como trataremos a continuación esto podría ser indicativo de que el remolino pasa de ser elíptico a circular
4 Evolución lagrangiana de un remolino anticiclónico en el Corredor de Remolinos de Canarias 120 Figura 4.7: Periodo de la boyas 57 (rojo), 56 (azul) y 54 (verde) frente al radio de sus orbitas alrededor del centro del remolino. Los números indican los días a los que se corresponde el dato. produciéndose su axisimetrización. 4.4 Evolución antes de la fusión: evidencias de axisimetrización y filamentación En la Figura 4.8 se muestra una serie de secuencias del proceso de axisimetrizacion y filamentación de un vórtice elíptico modelizado por Koumoutsakos (1997). Inicialmente si la relación entre el eje mayor y eje menor supera un determinado valor umbral, el remolino elíptico se vuelve inestable (Figura 4.8a). Este valor umbral varía según los autores siendo cercano a 3 (e.g Melander et al., 1987). Al desestabilizarse se filamenta apareciendo dos filamentos en los vértices de la elipse (Figura 4.8b). Ello produce una rotura de la simetría de la elipse axisimetrizándose.
4.4 Evolución antes de la fusión: Evidencias de axisimetrización y filamentación 121 Figura 4.8: Evolución del campo de vorticidad de un vórtice elíptico durante el proceso de filamentación y axisimetrización (ver texto) a partir de la simulaciones numéricas de Koumoutsakos (1997). Los filamentos juegan un papel fundamental en la evolución y posterior axisimetrizacion del núcleo del vórtice incluso aunque haya poca circulación en su seno. La razón es que el núcleo del remolino sólo puede ser deformado por la parte asimétrica del campo de vorticidad y ésta es proporcionada básicamente por los filamentos (Melander et al., 1987). A medida que va progresando la inestabilidad, los filamentos se hacen más largos y el vórtice más circular, completándose la axisimetrización (Figuras 4.8c y d). En las series temporales correspondientes de los radios orbitales de las boyas
4 Evolución lagrangiana de un remolino anticiclónico en el Corredor de Remolinos de Canarias 122 Figura 4.9: Selección de orbitas de las boyas 57 (trazo rojo) y 56 (trazo azul) durante el proceso de axisimetrización. Sobre las orbitas se han incluido un punto a intervalos regulares de un día y los números indican el día al que se corresponde. 57 y 56 se puede observar una variabilidad de alta frecuencia que se relaciona con el grado de excentricidad de los remolinos (Figura 4.5a). Notar que la amplitud de esta señal de alta frecuencia es mucho mayor para los primeros 20 días que para los últimos 15 días. Ello sugiere que el remolino está sufriendo un proceso de axisimetrización. En la Figura 4.9, se muestra una selección de órbitas correspondientes a los primeros 20 días y a los últimos 15 días. En el primer periodo las orbitas son claramente elípticas mientras que en el segundo periodo su forma se aproxima bastante a la circular 5757 5656
4.4 Evolución antes de la fusión: Evidencias de axisimetrización y filamentación 123 Figura 4.10: Imagen de satélite de la turbidez del agua durante la erupción del volcán submarino de la Isla del Hierro. Notar la presencia de un remolino anticiclónico elíptico con dos filamentos de submesoescala que se forman en sus vértices y se distribuyen en forma de espiral a su alrededor. sugiriendo la axisimetrización del remolino. El mecanismo de axisimetrizacion no puede producirse sin la previa filamentación en los vértices de la elipse. Es muy difícil obtener evidencias directas de la presencia de estos filamentos ya que son estructuras de submesoescala. La inyección de trazador por parte de la erupción del volcán submarino de la Isla del Hierro proveyó una imagen única de dicha filamentación asociada a un anticiclón que se desprendió de esta isla. En la Figura 4.10, se muestra una imagen de satélite de la turbidez introducida por el trazador de la erupción. En ésta se reconoce claramente la señal de un remolino anticiclónico de forma elíptica con dos grandes filamentos que se despegan de sus vértices. Este remolino está por lo tanto en proceso de axisimetrización y su estadio de desarrollo es similar al de la tercera secuencia del modelo de Koumoutsakos (1997) mostrada en la Figura 4.8c. La sección de velocidad
4 Evolución lagrangiana de un remolino anticiclónico en el Corredor de Remolinos de Canarias 124 de ADCP a través del remolino que estamos analizando coincidió con el día 18 de las series de las boyas y por lo tanto dentro del periodo en el que era más excéntrico (Figura 3.12c). Como ya comentamos, esta sección muestra una clara asimetría indicando que el remolino es elíptico. Si nos fijamos en el detalle se puede observar en la capas más superficiales entre las estaciones 76 y 79 una anomalía de submesoescala (~10 km) que podría identificarse con un filamento. Durante el proceso de axisimetrizacion, el periodo de la boya que traza el núcleo del remolino (boya 57) se mantiene constante mientras que el de la boya periférica (boya 56) aumenta rápidamente abandonando finalmente el remolino (Figura 4.7). Asimismo el radio de la boya periférica, r=20 km se mantiene constante, incluso disminuye al final. Por lo tanto el aumento del periodo no puede atribuirse a su divergencia del centro. Sugerimos que este súbito aumento del periodo puede estar asociado también a la axisimetrización del remolino. Durante este proceso el remolino se “contrae” aumentando el gradiente de vorticidad (Melander, 1987; Koumoutsakos et al., 1997). De esta forma, una boya a una misma distancia radial experimentará una disminución de su vorticidad durante la contracción y consiguiente aumento del gradiente de esta. 4.5 Interacción y fusión de ambos remolinos Como ya se ha indicado, el proceso de interacción y posterior fusión de remolinos es muy común en el océano y en particular en el Corredor de Remolinos de Canarias (Sangrà et al., 2005, 2009; Rodríguez-Marroyo y Viúdez, 2011, Ruíz et al., 2014). La fusión de remolinos juega un papel clave en la dinámica oceánica ya que es el mecanismo predominante en el decaimiento de la turbulencia bidimensional (Hopfinger y Van Heijt, 1993). Por ello ha sido intensamente estudiada ya desde la década de los 70 (e.g. Christiansen y Zabusky, 1973; Melander et al., 1988, Von Har-
4.5 Interacción y fusión de ambos remolinos 125 Figura 4.11: Secuencias de la interacción y fusión de dos vórtices anticiclónicos de mismo tamaño y vorticidad (ver texto) modelizado por Meunier et al. (2005). -denbeg et al., 2000; Pallàs-Sanz y Viúdez, 2008). En la Figura 4.11 se reproduce una selección de secuencias correspondiente a la interacción y fusión de dos vórtices anticiclónicos de mismo tamaño e igual vorticidad modelizadas por Meunier et al. (2005). Si los vórtices se sitúan por debajo de la distancia de fusión critica, empiezan a interactuar; se desestabilizan filamentandose y se deforman en forma de V horizontal (Figura 4.11a). A medida que avanza el proceso las periferias se fusionan y los núcleos se deforman adquiriendo una forma elíptica con gran excentricidad. En paralelo los filamentos se siguen desarrollándose y el centro de masa de ambos núcleos rota lentamente en el sentido anticiclónico (Figura 4.11b). En una última etapa los filamentos producen la axisimetrización y de ello resulta un vórtice fusionado de simetría circular, de mayor tamaño que los originales y de menor vorticidad con
4 Evolución lagrangiana de un remolino anticiclónico en el Corredor de Remolinos de Canarias 126 Figura 4.12: Secuencias de la evolución del proceso de fusión de dos remolinos anticiclónicos de distinto tamaño (r1 y r2) modelizado por Brandt et al. (2010). De arriba abajo, el tamaño inicial del r2 disminuye primero un 10% y después un 20%. En las secuencias superiores los vórtices tienen el mismo tamaño. numerosos filamentos a su alrededor (Figura 4.11c). Tal como se muestra en la Figura 4.12, cuando interactúan dos vórtices de distinto tamaño y similar vorticidad, las anteriores secuencias se modifican bastante. Se puede observar que el vórtice dominante es el más grande y que éste apenas se deforma a lo largo del proceso de fusión mientras que el remolino más pequeño sufre una intensa deformación y es fagocitado por el remolino dominante. Notar que este fenómeno ya es perceptible con un vórtice tan sólo un 10% mayor/menor que el otro (Figura 4.12b). El comportamiento de las boyas que trazaron los remolinos durante el proceso de fusión sugiere que los remolinos siguen las secuencias correspondientes a la fusión de dos remolinos de distintos tamaños siendo AET el de mayor tamaño y por lo tanto el dominante. En este sentido, las series de velocidad meridional y análisis wavelet muestran que durante el periodo de fusión la boya en el interior del AET, boya (a) (b) (c)