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MCR12 |
Nieblas marinas: Afloramientos |
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2.- Indice de afloramiento y SST (temperatura
superficial del mar).
Para calcular el índice de
afloramiento, siguiendo la metodología de Bakun (1973), es necesario
conocer los vientos diarios con la mayor frecuencia posible. A partir de
la velocidad y dirección del viento se calcula el tensor esfuerzo
deformador que el viento ejerce sobre la superficie del mar t
= (tx
, ty),
que produce un desplazamiento del agua superficial en sentido
perpendicular y hacia la derecha de la dirección del viento. El vacío es
reemplazado por la misma cantidad de agua subsuperficial. En el caso que
nos interesa (Cantábrico), los vientos del Este son los que originan el
afloramiento, ya que inducen un desplazamiento del agua superficial hacia
el norte, que es reemplazada por aguas más profundas y frías. Así pues,
nos interesa la componente x (
según los paralelos ) del esfuerzo deformador: tx
= r.C.(u2
+ v2).u Siendo
r
la densidad media del aire, C un coeficiente empírico de resistencia (1.4
* 10-3) , u y v las componentes del viento.
A partir de las ecuaciones del movimiento horizontal inducido por
el viento, se calcula el índice de afloramiento que viene a
ser la cantidad de agua desplazada en la unidad de tiempo por efecto Ekman
a lo largo de un transecto paralelo a la costa, perpendicularmente a la
misma; la expresión del Indice que se calcula es: Iw
= -tx.
f. rw
(m3 /seg /Km costa) Siendo f el parámetro de Coriolis y rw la densidad del agua. Este índice es positivo para la componente Este del viento y negativo para la componente Oeste.
De los estudios realizados por el Instituto Español de Oceanografía
se observa que el período de afloramiento activo va de abril a
septiembre. Se puede decir que un índice superior a 200 nos da un
afloramiento activo. De los datos estudiados en el proyecto financiado por
la fundación Emilio Botín y desarrollado por el IEO en Santander con la
UC y el CMT en C. y As. y
coordinado por A. Lavín ( ver nota técnica nº 1 del “Estudio de
las nieblas de advección sobre afloramientos marinos costeros”. J.
Ortiz y J.L. Arteche) se observa una correlación entre el índice de
afloramiento y la visibilidad del aire, produciéndose un desfase temporal
( en torno a los 4-5 días) entre la presencia de afloramiento y la
reducción de la visibilidad por la existencia de nieblas.
De estos estudios se puso de manifiesto de que si bien el
afloramiento está favorecido por la presencia de determinados vientos e
intensidad, existen otras variables como el desplazamiento del anticiclón
del Atlántico y sus consecuentes variaciones de presión que pueden
determinar la aparición o no de esta singularidad hidrodinámica, de
manera que índices positivos altos pueden no provocar afloramiento y
viceversa, según sea el desplazamiento del anticiclón. Asimismo, aunque
haya condiciones meteorológicas para el desarrollo del afloramiento, si
la estructura térmica de la columna de agua fuera de homogeneidad, no se
establecerá diferencias significativas entre la temperatura de superficie
y la del fondo de la plataforma. Esto explica que, a veces, con índices
de afloramientos altos no se produzcan grandes gradientes térmicos
horizontales en la superficie del mar.
La mejor forma de observar la presencia de afloramientos es a través
de las imágenes de teledetección, mediante los canales IR del satélite
NOAA (imágenes NOAA-AVHRR), obteniendo verdaderos análisis térmicos del
mar, como puede verse en la figura 2:
En esta figura puede observarse
los afloramientos costeros en el Mar Cantábrico y en la costa atlántica
de Galicia, con gradientes térmicos superiores a los 3-4º C entre la
costa y pocas millas mar adentro. Estos afloramientos suelen aparecer
primero en la costa gallega , generándose posteriormente en Asturias,
Cantabria e, incluso, en el País Vasco (donde apenas se producen). También
puede observarse la estructura térmica clásica mar adentro, con aguas más
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