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Barotropic response of north Patagonian gulfs in Argentina to tidal and wind forcing/Respuesta barotropica de los golfos norpatagonicos argentinos forzados por mareas y vientos.

INTRODUCCION

La region de los golfos norpatagonicos constituye una de las regiones oceanograficas mas importantes de la Plataforma Continental Argentina (Acha et al., 2004) (Fig. 1a) y esta conformada por los golfos Nuevo (GN), San Jose (GSJ) y San Matias (GSM). La conexion de los golfos con aguas externas depende principalmente de las dimensiones y batimetria existente en la boca de cada golfo (Fig. 1b). Los factores fisicos que controlan la circulacion oceanica en la region estan caracterizados por grandes amplitudes de marea (Glorioso & Flather, 1997; Palma et al., 2004a), intensos vientos del Oeste (Palma et al., 2004b) y un importante intercambio de calor y masa con la atmosfera (Scasso & Piola, 1988; Rivas & Beier, 1990).

Los registros de corrientes en esta region son escasos y de corta duracion: Framinan et al. (1991) entre diciembre de 1987 y junio de 1988; Rivas (1997) entre septiembre de 1991 y agosto de 1992 y Moreira et al. (2009), entre el 2005 y 2006 (Fig. 1b). Dichos registros son dominados por fluctuaciones de alta frecuencia, inerciales y de marea, por lo tanto resultan inadecuados para revelar los patrones espaciales de la circulacion general. Por este motivo, la circulacion media en la zona de los golfos norpatagonicos y sus conexiones con el mar adyacente ha sido generalmente inferida a partir de la distribucion de propiedades fisicas y quimicas, indicadores biologicos (Carreto et al., 1974; Glorioso, 1987; Piola & Scasso, 1988; Rivas & Beier, 1990) y modelos fisico-matematicos simplificados (Rivas, 1989; Akaprahamyan, 1991; Glorioso & Simpson, 1994; Mazio et al., 2004).

En el GSM, Piola & Scasso (1988) lograron obtener una primera aproximacion de la circulacion media durante otono, empleando un balance geostrofico. En las inmediaciones de 41[grados]50"S, observaron un frente termohalino orientado en direccion aproximada E-O durante gran parte del ano y una circulacion cerrada de sentido ciclonico (horario) al norte del frente con un radio aproximado de 35 km. Los resultados del modelo barotropico de Akaprahamyan (1991), forzado por los vientos predominantes del Oeste y sin mareas muestran que existen dos sistemas de circulacion dentro del GSM. Uno de ellos esta compuesto por un giro cerrado anticiclonico al SO del golfo y otro mas abierto y debil de circulacion ciclonica, cercano a la boca del mismo, que realiza el intercambio de agua con la plataforma adyacente. De esta manera el agua ingresaria al GSM por el sur y saldria por el norte. Rivas (1989) empleo un modelo barotropico bidimensional para estudiar el efecto del viento en el GN. El experimento con vientos de Oeste mostro una circulacion media que divide al GN meridionalmente en dos giros: uno anticiclonico al Oeste y otro ciclonico al NE. La circulacion media en el GSJ ha sido menos estudiada, pero recientemente el analisis de datos de sensores remotos indico que tambien estaria dividido meridionalmente en dos dominios con aguas de diferentes caracteristicas termohalinas (Amoroso & Gagliardini, 2010; Gagliardini & Rivas, 2004). Recientemente, Tonini et al. (2006) estudiaron la circulacion barotropica sobre un amplio sector de la Plataforma Continental Argentina que incluye a los golfos norpatagonicos empleando el Princeton Ocean Model (POM, Blumberg & Mellor, 1987). De los resultados de esta simulacion se desprende que la respuesta del oceano en el GSM se presenta en la forma de dos giros de recirculacion cuya intensidad y sentido de circulacion dependen de la direccion del viento. Los patrones de giro en los GN y GSJ se hallan muy poco definidos y por lo tanto no son analizados en el trabajo mencionado.

En relacion a estas caracteristicas de circulacion, se han presentado varios interrogantes en la resolucion de problemas de indole tanto fisicos como biologicos. Uno de los interrogantes fundamentales es la determinacion de la circulacion tridimensional media de gran escala, es decir, la extension, intensidad y mecanismos fisicos responsables de la formacion de los giros en el interior de los golfos y su relacion con la distribucion de propiedades observada. Entre los posibles factores que controlan los giros se incluyen rectificacion topografica de la onda de marea sobre topografia variable, gradientes horizontales de densidad y viento en superficie, pero la contribucion de cada uno de ellos a la circulacion media permanece desconocida. Por otro lado, se requiere determinar con mayor precision los mecanismos de intercambio entre los golfos y la plataforma continental adyacente, no solo para conocer el intercambio de propiedades fisicas sino tambien las biologicas y la conectividad existente entre especies.

El objetivo de este trabajo es analizar la importancia relativa de la marea y el viento, en la circulacion media residual en la region, extendiendo los resultados previos mediante el empleo de un modelo tridimensional barotropico de alta resolucion. Esta situacion seria representativa del invierno, donde la columna de agua se encuentra bien mezclada en la vertical. La circulacion oceanica es simulada empleando un solo forzante por vez (i.e. mareas), luego en combinacion con otro unico forzante (i.e. vientos) y finalmente, en simulaciones mas realistas con forzantes combinados. El proposito de estos experimentos es proveer un marco relativamente simple donde la respuesta de los golfos a forzantes de escala sinoptica pueda ser interpretado independientemente de otros factores ambientales. En sistemas dinamicos complejos como el que nos ocupa, esta parece ser la tecnica mas adecuada para enfrentar el problema ya que la contribucion de cada proceso fisico puede ser cuantificada separadamente. En articulos posteriores se discutiran situaciones dinamicas mas complejas que incluiran variaciones de densidad, flujos de calor y masa en la superficie. Un mejor conocimiento del sistema de corrientes, tales como giros oceanicos, corrientes costeras, remolinos topograficos y frentes tendra un fuerte impacto en el suceso de modelos fisico-biologicos acoplados que podrian ser usados, entre otras cosas, para estudiar la retencion o dispersion larval. Esto a su vez proveera las bases para comprender la dinamica del ecosistema y disenar mejores estrategias de manejo sustentable, particularmente de las pesquerias locales.

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MATERIALES Y METODOS

El modelo numerico utilizado en el calculo es el Regional Ocean Model System (ROMS), que se describira brevemente ya que las ecuaciones del modelo y los algoritmos numericos que utiliza para su resolucion estan detallados en Shchepetkin & McWilliams (2005). El modelo es tridimensional (3D) dependiente del tiempo y resuelve las ecuaciones primitivas en una grilla de diferencias finitas C de Arakawa. El modelo utiliza coordenadas curvilineas ortogonales en la horizontal (que permiten un mejor ajuste en las regiones costeras) y coordenadas sigma en la vertical (que tienen la particularidad de adaptarse a la topografia de fondo) y emplea un submodelo de clausura turbulenta (Mellor & Yamada, 1982), para resolver la mezcla vertical en las capas superficial y de fondo. La mezcla horizontal se resuelve con un operador armonico Laplaciano ([A.sub.M] [[gradacion].sup.2] [bar.U]) con [bar.U] el vector velocidad horizontal y AM un coeficiente de difusion que depende del tamano de la grilla. Para lograr mayor eficiencia computacional, en casos donde la propagacion de ondas superficiales sea importante, el modelo emplea una separacion en dos modos: uno externo con paso de tiempo mas pequeno y otro interno con paso de tiempo menos restrictivo. Para la resolucion de la difusion vertical se emplea un esquema temporal semi-implicito.

Para el presente trabajo se diseno un modelo en un dominio computacional que comprende 3[gardos] en latitud y 5,5[grados] en longitud (Fig. 1b). La discretizacion espacial posee variacion telescopica en orden creciente de S a N y de E a O, siendo la mayor resolucion cercana a 1 km en la zona interior de los golfos y la menor de 4 km en la zona de la plataforma exterior. La discretizacion vertical comprende 20 niveles sigma distribuidos segun los siguientes parametros de control: theta_s = 7, theta_b = 0,8 y hc = 10 m. Esto conlleva a un menor espaciamiento en las capas de fondo y en la superficie para lograr una mejor representacion de las capas limites. El paso de tiempo interno es de 300 s y la longitud de la simulacion varia de acuerdo al experimento. Hay tres bordes abiertos en los bordes laterales este, norte y sur, donde se aplican las condiciones de borde propuestas por Marchesiello et al. (2001) y seleccionadas segun el siguiente criterio: radiacion siguiendo el esquema de Flather para el modo externo bidimensional y radiacion siguiendo el esquema de Orlanski para las velocidades del modo interno. No se emplean esponjas o relajaciones en los bordes abiertos. El modelo se inicializa con densidad uniforme y esta forzado por la onda de marea en los bordes abiertos y vientos de direccion y magnitud constante en superficie.

RESULTADOS

Modelo forzado por marea

Las mareas en esta region son extremadamente energeticas e importantes en la respuesta barotropica del oceano. El efecto de la marea sobre la circulacion puede dividirse en dos partes: un efecto indirecto a traves del incremento de la difusion vertical y la friccion de fondo, y otro directo a traves de las corrientes residuales generadas por interacciones nolineales entre la onda de marea y la geomorfologia del lugar. Para analizar estas influencias sobre la circulacion general se forzo el modelo con seis componentes principales de marea ([M.sub.2], [S.sub.2], [N.sub.2], [K.sub.2], [K.sub.1] y [O.sub.1]) en los bordes abiertos. Estas componentes explican mas del 90% de la varianza de corrientes de marea en la region (Rivas, 1997). Como los detalles de la circulacion por mareas se han discutido en trabajos anteriores (Tonini et al., 2006; Tonini & Palma, 2009), a continuacion se presentara una descripcion resumida de estos resultados, junto con una comparacion con observaciones.

La onda de marea ingresa al dominio desde el sur y se propaga como una onda costera de Kelvin hacia el noroeste con amplitud decreciente sobre la plataforma argentina. El sistema anfidromico esta compuesto de dos anfidromos: uno ubicado en 41[grados]30'S, 61[grados]W, frente al GSM (Fig. 2a) y otro desplazado mas al sur localizado aproximadamente en 47[grados]S, 62[grados]W, que se encuentra fuera del dominio de estudio (Glorioso & Flather, 1997; Palma et al., 2004a, Tonini et al., 2006). El anfidromo ubicado frente al GSM no se halla bien representado en los trabajos mencionados, que cubren la mayor parte de la plataforma Argentina, posiblemente debido a la falta de resolucion espacial y el consecuente suavizado excesivo de la topografia de fondo. La amplitud de la onda presenta considerable variacion espacial, con rangos que van desde 1,80 m en la region costera al sur de Peninsula Valdes (PV) a mas de 3 m en el noroeste del GSM (Fig. 2a). La onda Kelvin pierde gran parte de su energia luego de ingresar al GSM y por lo tanto mas hacia el Norte, las amplitudes costeras se reducen considerablemente (menos de 0,50 m en cercanias de la desembocadura del Rio Negro, Fig. 2b). La boca del GN presenta una restriccion mayor a la propagacion de la onda de marea. La variacion de amplitudes va desde 1,50 m en la boca a 1,85 m en la zona de Puerto Madryn. En el GSJ, debido a sus reducidas dimensiones y las restricciones que presenta la zona de intercambio con el GSM, las amplitudes no presentan grandes variaciones espaciales y son cercanas a los 3 m.

Uno de los aspectos mas importantes en la cuantificacion del efecto de mezclado de la marea, es la correcta determinacion de los flujos de energia y su disipacion. En la region de estudio la mayor disipacion se concentra en el sector E y N de PV (valores mayores a 16 W [m.sup.-2]) y en menor medida en las bocas del GN (> 3W [m.sup.-2]) y GSJ (> 1W [m.sup.-2]). La magnitud total de la disipacion integrada en todo el dominio de estudio es cercana a 12,3 GW (Tonini & Palma, 2009), aproximadamente un 15% del total disipado en la plataforma Patagonica (Palma et al., 2004a). En la boca del GSM se observo que la energia de disipacion presento valores que superan los 0,1 W [m.sup.-2], delimitando una zona de transicion entre aguas de la plataforma y aguas del interior del GSM (Fig. 2a, lineas negras). En esta region, el aumento de mezcla vertical provocado por la marea genera frentes termicos que separan durante la primavera-verano aguas estratificadas (en el interior y exterior del GSM) de aguas bien mezcladas (en la boca), detectados mediante datos satelitales (Glorioso, 1987; Gagliardini & Rivas, 2004; Romero et al., 2006). Con el fin de validar estos resultados, se realizo la comparacion de valores de amplitud de la marea en 16 estaciones costeras, a partir de datos de la tabla de marea elaborada por el Servicio de Hidrografia Naval Argentino (Fig. 2b). La grafica indica una buena correlacion entre los valores medidos y las observaciones, con maximos de error para la componente [M.sub.2] inferior al 2% (maximo de 5,5 cm). El modelo reproduce con bastante precision la amplificacion que sufre la componente [M.sub.2] dentro del GSM.

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El movimiento neto del agua dentro de la periodicidad que genera la marea es conocido como circulacion residual, siendo su magnitud generalmente menor al de las corrientes instantaneas (Robinson, 198). La figura 2c muestra los vect res transporte (H[bar.V]), donde H es la profundidad y [bar.V] la velocidad media en la vertical y la funcion corriente calculada con esos transportes, luego de un promedio de 30 dias. Se realizaron experimentos adicionales de periodos mas extensos (1 ano) sin variaciones importantes en el patron general mostrado. La circulacion es principalmente ciclonica en la mayor parte de la region. Tanto el GSM como el GN presentan giros de cuenca en su interior. El flujo ingresa mayormente por el sector sur de la boca del GSM y forma un intenso giro de recirculacion ciclonico en la zona sur sobre la entrada del GSJ con un maximo cercano a los 0,08 Sv (1 Sv = [1.10.sup.6] [m.sup.3] [s.sup.-1]). El flujo que continuo hacia el O gira hacia el N al alcanzar la costa y se va degradando mientras alimenta diversas ramas del giro ciclonico interior (Fig. 2c). El GN se encuentra, al igual que el GSM, dominado por un giro cerrado de circulacion ciclonica con transportes maximos de 0,05 Sv, con una distribucion de lineas de corriente que siguen la batimetria del golfo. Al N y E de PV, sobre la costa, se generan giros de pequenas dimensiones de sentido anticiclonico. Estos giros son producidos por rectificacion topografica de la onda de marea en bancos y depresiones (Park & Wang, 1994) y el sentido de giro es tal que dejan las regiones menos profundas a la izquierda, lo cual es consistente con resultados teoricos y numericos previos de circulacion en regiones macromareales (i.e. Lynch & Naimie, 1993).

Se compararon tambien los resultados obtenidos con el modelo y observaciones directas de corrientes medias en dos puntos cercanos al GN (Rivas, 1997) y en zonas costeras al interior del GSM (Moreira et al., 2009) (Fig. 2d). La comparacion se realizo con el nivel vertical mas cercano a la profundidad del fondeo, de acuerdo a la discretizacion vertical seleccionada. La componente [M.sub.2] muestra una subestimacion leve (1,5%) de la amplitud en la boca del GN, con valores de 0,43 m [s.sup.-1] y una buena coincidencia en la direccion de la corriente media. El fondeo mas alejado de la boca muestra una amplitud de 0,35 m [s.sup.-1] que difiere en 7% a la observacion directa con la direccion levemente rotada. En las estaciones dentro del GSM y GSJ la comparacion con los datos publicados por Moreira et al. (2009) para esta componente es muy buena, con errores dentro de lo esperable (maximos de 20[grados] grados en la inclinacion y 20% en la magnitud de las corrientes) (Fig. 2d).

Golfos forzados por vientos del oeste

El esfuerzo del viento en la superficie es ampliamente reconocido como uno de los mayores forzantes de la variabilidad observada en el oceano en escalas submareales. Desde el punto de vista del modelado, la respuesta barotropica del oceano forzada por el viento puede considerarse compuesta de tres componentes: a) la capa superficial de Ekman impulsada por el viento local, b) el campo de presiones y capas de fondo de Ekman asociadas que resultan de convergencias y divergencias del transporte de Ekman en la capa superficial, y c) efectos remotos transmitidos a la region de estudio a traves de ondas costeras atrapadas (Greenberg et al., 1997). En esta seccion se estudiara la respuesta a un viento del O, transversal a la costa, temporalmente constante y de magnitud 0.1 Pa (EO1, Tabla 1). Estos son los vientos predominantes en la region (Palma et al., 2004b). El modelo parte del reposo y se integra durante 60 dias. Luego de un periodo transitorio de unos 20 dias, evaluado a traves de la evolucion temporal de la energia cinetica promedio, el modelo alcanza un estado cuasi-estacionario. Se empleara para el analisis un promedio mensual entre los dias 30 y 60. Para aislar el efecto indirecto de la marea, se compararan los resultados del modelo forzado con vientos, de aquel forzado simultaneamente por vientos y mareas pero donde se extraen las corrientes residuales de marea (EO2) (Davies & Lawrence, 1994). Posteriormente, se analiza la sensibilidad de estos resultados a cambios en la magnitud y direccion del viento.

Flujo medio y circulacion de los golfos

La estructura horizontal de la respuesta para el experimento EO1 en los tres golfos responde a un patron general, separando cada golfo zonalmente en dos giros, uno anticiclonico en el O y otro ciclonico en el E (Fig. 3a). En el caso del GSM el giro O es mas intenso en el SO y pierde intensidad hacia el N. El giro E es semicerrado y se comunica con la plataforma exterior. El intercambio total con la plataforma, con agua ingresando por el borde Sur de la boca y saliendo por el borde N, es del orden de los 0,08 Sv. Una parte importante del transporte que ingresa por el S permanece cerca de la boca del GSM y de la entrada del GSJ en giros de recirculacion ciclonicos. El resto (del orden de 0,05 Sv) sigue hacia el N en direccion meridional y egresa por la costa N (Fig. 3a). En el caso de los GN y GSJ la comunicacion del giro E con el exterior se halla muy restringida.

Los resultados del EO2 (que incluye indirectamente la disipacion mareal) muestran un patron general similar al EO1 pero con algunas diferencias (Fig. 3b). Los flujos costeros en la plataforma exterior, particularmente alrededor de la Peninsula Valdes, son menos intensos, lo que conduce a un menor intercambio entre el GSM y el exterior. El giro aniciclonico E del GSM es menos intenso en la costa sur expandiendose hacia el N y el O. Por otro lado, en la region occidental de los tres golfos se aprecia una reduccion del transporte de los giros ciclonicos y la inhibicion de giros de recirculacion (i.e. S del GSM). El flujo superficial en la parte mas profunda del GSM y GN se alinea en la direccion NE (Fig. 3c). La magnitud de las corrientes es de unos 20 cm [s.sup.-1] en la parte superior de la capa de Ekman y disminuye rapidamente con la profundidad, siendo practicamente nula por debajo de los 40 m (Fig. 4a). El balance de cantidad de movimiento transversal a la costa de la capa superficial establece un equilibrio entre el termino de Coriolis, la difusion vertical (esfuerzo del viento) y el gradiente de presiones (Fig. 4b). El esfuerzo del viento tiende a mover la masa de agua hacia el NE (siguiendo la dinamica de Ekman), y el gradiente de presiones generado indirec-tamente por el viento, tiende a moverla hacia el S. En las regiones costeras o en otras regiones donde la topografia es poco profunda (entrada del GSM), la dinamica esta controlada mayormente por el gradiente de presiones (elevaciones) y el flujo de la capa superficial se alinea mas con la direccion del viento (la componente meridional de la velocidad, v es casi nula), llegando en algunos casos a tener una componente hacia el S (15 km de la costa). Existen excepciones a esta regla que estan relacionadas con la geometria de los golfos, en el GSM por ejemplo, las mayores velocidades superficiales se producen en la costa N, donde la profundidad es baja y la direccion del viento es efectivamente a lo largo de la costa (Fig. 3c). El flujo en la capa de fondo en el GSM presenta una estructura mas compleja. Se observa que el agua que es expulsada del golfo en la capa superficial, retorna en mayor medida por un flujo de fondo intenso de aguas de la plataforma que ingresa por el N de PV (Fig. 3d). En la costa N del golfo, contrariamente, una parte del flujo de fondo se dirige hacia la plataforma exterior mientras que otra gira hacia el S y se une al flujo ingresante produciendo una surgencia genera-lizada en la costa O del golfo. El balance de momento para la capa de fondo (Fig. 4c) indica principalmente un balance geostrofico donde las corrientes siguen a las varia-ciones del gradiente de elevacion; hacia el S en la region costera y la boca y hacia el N (aunque con velocidades bajas) en la zona central. El balance promediado en la vertical (Fig. 4d) muestra que las ramas de los giros que se mueven hacia el S (Fig. 3b) responden a un efecto principalmente geostrofico dominado por las capas profundas y provocado indirectamente por la accion del viento sobre la costa y boca del GSM, mientras que el flujo medio de la region central, mas debil, hacia el N es dominado por la accion directa del viento en la capa superficial. Los giros de recirculacion apoyan la hipotesis de que a excepcion de las zonas S y N de la boca, las aguas del golfo, por debajo de la capa de Ekman, se hallan en buena medida aisladas de la plataforma exterior (Piola & Rivas, 1997).

En el GN los vectores de velocidad superficial siguen un patron similar al analizado para el GSM. Los vectores de velocidad de fondo muestran una mayor correlacion con las isobatas (Fig. 3d), generando un giro ciclonico en la zona mas profunda y un giro menos definido anticiclonico en la costa O. La estructura tridimensional es tal, que el flujo va de la costa S a N en superficie; luego estas masas de agua se hunden en la costa N y vuelven a la costa S en dos direcciones: parte va hacia la boca y recircula volviendo por la parte profunda y el resto retorna por la costa O. Dada su reducida profundidad, en el GSJ los vectores de la capa superficial responden en gran medida a la direccion del viento.

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Sensibilidad a la magnitud del viento

Para evaluar la influencia que tiene la magnitud del viento sobre el modelo forzado por vientos medios se analizaron dos experimentos adicionales: un experimento EO2a en el cual se fuerza al modelo con un viento de magnitud 0,05 Pa (la mitad de la utilizada en EO2), y otro EO2b donde el forzante es de magnitud 0,2 Pa (duplicando a EO2, Tabla 1). La circulacion muestra patrones generales de circulacion similares al experimento EO2, aunque con variaciones en intensidad de los giros formados en el interior de los golfos y el transporte de intercambio con aguas externas. En el caso del EO2a (Fig. 5a) el giro anticiclonico en la costa O del GSM muestra similar intensidad, pero una dimension mayor, ocupando gran parte del golfo y manteniendo su centro en el SO. El giro ciclonico principal disminuye aproximadamente a la mitad de la intensidad. El experimento que duplica la magnitud del viento (EO2b) incrementa la intensidad de la circulacion y el transporte de manera regular en todo el dominio, con mayor intensificacion de los giros anticiclonicos en la costa O, que tienen un impacto mas directo del viento (Fig. 5b).

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Para analizar el impacto de la magnitud del viento y la disipacion mareal sobre los transportes a traves de la boca del GSM y la intensidad de los giros del GN se analizara las curvas de funcion corriente en dos secciones, B-B y C-C respectivamente (Figs. 5c y 5d). En estas curvas la pendiente indica la direccion e intensidad del flujo medio (u = [patial derivative][psi]/[patial derivative]y), es decir pendientes positivas flujo entrante a la seccion, pendientes negativas flujo saliente y con mayor pendiente indicando mayor intensidad de las corrientes medias. De esta manera, el maximo de las curvas representa el maximo transporte intercambiado a traves de la seccion. Para la boca del GSM este transporte es mayor en el caso forzado con vientos de 0.1 Pa y sin efecto disipativo indirecto de la marea (EO1). El flujo hacia el golfo es mas intenso y concentrado en la zona S de la boca (primeros 30 km), mientras que el egreso se distribuye en el resto de la seccion, intensificandose cerca del borde norte (90100 km) (Fig. 5c). La situacion cambia cuantitativamente con el agregado de la mezcla mareal (EO2). En este caso el transporte maximo de intercambio se reduce a 0,03 Sv, con una zona de ingreso y egreso mas amplia y una zona central practicamente sin movimiento. Cuando los vientos aumentan o disminuyen de magnitud, el intercambio se modifica en forma directamente proporcional, siendo cercano a 0,015 Sv, si el esfuerzo de viento es 0.05 Pa (EO2a) y aumenta hasta 0.06 Sv cuando el esfuerzo de viento es de 0.2 Pa (EO2b) (Fig. 5c). Esto en parte es debido a que el transporte en aguas de la plataforma aumenta junto con la intensidad del viento y favorece a un mayor intercambio (Fig. 5b). El corte que atraviesa zonalmente el interior del GN muestra que para el experimento sin disipacion mareal el giro ciclonico sobre la costa E es de mayor intensidad (0,05 Sv) que el anticiclonico (0,03 Sv) (curva EO1, Fig. 5d). La disipacion mareal disminuye sustancialmente el giro ciclonico (casi anulandolo) y aumenta levemente la intensidad del giro anticiclonico (EO2). Este patron se ve fortalecido con la disminucion de la intensidad del viento llegando incluso a anularse el giro ciclonico (EO2a y Fig. 5a). Si el viento duplica su intensidad el giro anticiclonico alcanza su maxima magnitud (0,09 Sv).

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Sensibilidad a la direccion del viento

Para analizar la respuesta de los golfos frente a cambios en la direccion del viento se disenaron tres experimentos adicionales: vientos del N (EN2), vientos del E (EE2) y vientos del S (ES2) (Tabla 1). En todos los casos se tiene en cuenta el efecto disipativo (indirecto) pero no las corrientes residuales de la marea. Ademas de contribuir a la comprension del efecto de vientos espacialmente variables, estos experimentos idealizados pueden ser utiles tambien para la interpretacion de mediciones que normalmente se realizan durante periodos cortos de tiempo y se hallan influenciados por eventos particulares de vientos. A continuacion se analizara con mas detalle la accion de un viento de direccion N (transversal al estudiado en la seccion anterior).

La circulacion media forzada por vientos del N responde con giros de circulacion al igual que en el EO2, aunque la division de estos giros se orienta meridionalmente. En el GSM se genera un giro anticiclonico, intenso y definido en el NO que transporta 0,1 Sv y otro ciclonico al SE de menor intensidad y menos definido que transporta 0,05 Sv y se comunica con aguas de plataforma produciendo un intenso intercambio con el golfo (Fig. 6a). Los golfos GN y GSJ muestran giros de menor intensidad y un mayor aislamiento con el exterior. El GN tiene un comportamiento similar al GSM con un mayor dominio del giro anticiclonico NO, aunque debido a la orientacion de su costa muestra una division de los giros mas zonal, siendo el giro oriental ciclonico y muy debil. La circulacion de los golfos forzados por vientos del E (Fig. 6b) y S (Fig. 6c) muestra una estructura similar a los casos descriptos previamente (O y N, respectivamente), pero con sentido de circulacion opuesto. No obstante, esta inversion en la circulacion no es completamente simetrica debido a la particular orientacion de las costas con la direccion del viento.

La estructura vertical del flujo para vientos del N, muestra un flujo superficial mucho mas intenso penetrando a mayor profundidad en la costa O y en la zona de la boca de los golfos, mientras que la region central muestra una capa de Ekman muy poco profunda. La distribucion vertical del flujo se realiza en dos capas, siendo el retorno por la region central del golfo bajo la capa de Ekman, principalmente entre 10 y 50 m de profundidad (Fig. 7a). En la region costera, el balance de cantidad de movimiento transversal a la costa en la capa superficial (Fig. 7b), muestra que el esfuerzo del viento (termino difusivo vertical) se ve potenciado por una corriente geostrofica generada por la depresion del nivel del mar asociada al transporte aguas afuera. A excepcion de esa region costera, el flujo en la capa de fondo es hacia el S (opuesto a la direccion del viento) y regulado por un balance geostrofico (Fig. 7c). El balance promediado en la vertical (Fig. 7d) muestra que la estructura transversal de los giros responde tambien a un balance geostrofico.

Golfos forzados por vientos y marea

El efecto directo de la marea sobre la circulacion general forzada por los vientos se obtiene agregando a la solucion analizada anteriormente, el efecto de las corrientes residuales de marea calculadas con el experimento ET (EO3, Tabla 1). Las isolineas de elevacion indican maximas elevaciones en la parte este del dominio principalmente en el N y la costa E del GSJ y GN, donde los valores alcanzan los 0,02 m en contraste de abruptas depresiones al N de PV (~0,15 m, Fig. 8a). En la boca del GSM, se aprecia una zona de transicion de elevacion cercana a cero, donde la mezcla vertical por mareas es importante y esta delimitada por la zona de maxima disipacion mareal (Fig. 2a).

Uno de los cambios con respecto al experimento forzado solo por viento, es la reduccion del giro anticiclonico de la costa O del GSM, el cual se restringe a la zona S del golfo (Fig. 8b). De esta manera el forzante de marea impone una circulacion ciclonica (horaria), que enmascara o inhibe la circulacion impuesta por el viento, aun cuando la magnitud del viento es importante (~0,1 Pa). Se visualizan claramente las estructuras de menor escala tipicas de la circulacion residual forzada por marea, los giros anticiclonicos al N de PV y los cuadrupolos a la entrada del GSJ y GN, producto de la rectificacion de la onda de marea por variacion en la linea de costa y topografia de fondo. En el GN se observa un cambio mas importante, con circulacion predominante ciclonica dominada por las corrientes residuales de marea, y dos pequenos giros antici-clonicos de recirculacion, uno en la costa O y otro al SE, cercano a la boca, mas intenso y definido. El GSJ muestra una marcada influencia de las corrientes residuales de marea, generando un dipolo de giros de recirculacion que dominan practicamente toda la dinamica en el golfo. La costa E del golfo, la cual presenta zonas poco profundas, muestra leves variaciones influenciadas por los vientos del O.

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[FIGURA 8 OMITIR]

En el interior del GSM y GN y en aguas externas al golfo, las velocidades superficiales giran hacia el NE como indica la teoria de Ekman (Fig. 8c). En la zona de transicion delimitada entre la boca del GSM y el frente de PV, en la boca del GN y GSJ, las velocidades se reducen en modulo y la direccion no es tan precisa debido a que el factor dominante es la adveccion no-lineal generada por rectificacion topo-grafica de la onda de marea. Este efecto se aprecia claramente en el balance de cantidad de movimiento, donde la dinamica impuesta por marea modifica sustancialmente los terminos de adveccion no-lineal y gradiente de presiones (Fig. 9a). Los flujos de fondo en el GSM muestran corrientes mas intensas en la costa y mas debiles en las zonas profundas del golfo (Fig. 8d), marcando el claro aporte de las corrientes residuales de marea. Las corrientes de fondo en el GN tienen circulacion de sentido horario indicando que el giro ciclonico medio se extiende sobre toda la columna de agua.

Para el caso forzado por vientos del N (EN3, Tabla 1), disminuye levemente el transporte del giro anticiclonico NO en el GSM y se intensifica el giro ciclonico al SE y conexion con aguas de plataforma. En la boca del GSM aparecen los giros de recirculacion anticiclonicos al NE de PV, mostrando una dinamica mas intensa con respecto al EN2 (Fig. 10a). El giro al NO esta controlado por el viento en balance geostrofico, entre el gradiente de presiones y Coriolis, mientras que hacia la boca del golfo, los terminos advectivos no-lineales se amplifican gobernando la dinamica y equilibrandose con el gradiente de presiones (Fig. 9b). El GN adopta una circulacion mas dependiente de la topografia de fondo, donde la zona interna y profunda es dominada completamente por un giro ciclonico. El giro anticiclonico al NO generado por el viento queda reducido a zonas de baja profundidad cercana a la costa. En la zona de la boca del GN, al igual que en el GSJ, se observa una intensa dinamica gobernada por los giros de recirculacion (cuadruplos) que genera la marea. El interior del GSJ tiene una debil circulacion en comparacion a la observada en la boca (Fig. 10a).

Al incluir la marea al caso de vientos del E (EE3), los giros anticiclonicos al NE de los golfos se inhiben en parte, reduciendose a la costa N y la circulacion ciclonica logra una influencia mayor en el interior (Fig. 10b). En el caso de vientos del S (ES3), se muestra un gran dominio de los giros ciclonicos, principalmente en el GN donde queda enmascarado por completo el giro anticiclonico del caso forzado solo por viento (Fig. 10c). Tanto para el caso EE3 como para el ES3, persisten las estructuras generadas por marea como cuadrupolos y giros de cuenca y de recirculacion.

[FIGURA 9 OMITIR]

Un analisis de los transportes de intercambio de las aguas del GSM con la plataforma, muestra que la marea (Fig. 11a, linea cian) impone un transporte maximo de 0,06 Sv a 40 km (mitad S), con ingreso por el S y egreso por el N. Los diferentes patrones de vientos influyen en las magnitudes del transporte pero no permiten modificar esta estructura general. Los vientos N y O son aquellos que inducen el mayor transporte a traves de la boca (0,1 y 0,08 Sv), mientras que los vientos E y S logran reducir el transporte de egreso llegando a invertirlo cerca de la costa N (Fig. 11a, Figs. 10a y 10c). Los transportes a traves de la transecta C-C en el GN indican que el giro ciclonico impuesto por marea (Fig. 11b, linea cian) entre los 30 y 60 km, es practicamente invariable frente a los cambios de direccion del viento y transportan aprox. 0,06 Sv, mientras que en la costa O del golfo (de 0 a 30 km) los vientos N y O generan un transporte en sentido anticiclonico que transporta 0,03 Sv (Fig. 11b).

[FIGURA 10 OMITIR]

[FIGURA 11 OMITIR]

DISCUSION

En este trabajo se analizo en detalle la respuesta barotropica de los golfos norpatagonicos cuando son forzados por marea y vientos idealizados en superficie. Las comparaciones del modelo de mareas con mediciones existentes indican una buena concordancia con los valores de amplitud de la componente principal [M.sub.2] y magnitud e inclinacion de las elipses de marea.

La circulacion inducida por viento del O en los tres golfos responde a un patron general, separando cada golfo zonalmente en dos giros, uno anticiclonico en el O y otro ciclonico en el E. En el caso del GSM el giro al E es el que se comunica parcialmente con la plataforma. En el caso de los golfos Nuevo y San Jose la comunicacion con el exterior se halla muy restringida. La inclusion del efecto indirecto (disipacion) producido por la marea genera flujos menos intensos sobre la costa en la plataforma exterior, lo que conduce a un menor intercambio entre el GSM y el exterior, y giros mas debiles en el interior de los tres golfos. El flujo superficial consiste en campos asociados a la capa de Ekman y al campo de presiones generado por el gradiente de elevaciones. En regiones profundas el flujo superficial gira hacia la izquierda respecto a la direccion del viento siguiendo la teoria de Ekman. El flujo de fondo presenta una estructura mas compleja, donde se observan giros de recirculacion ciclonicos en el GN y GSM, que confirman la hipotesis de que a excepcion de las zonas S y N de la boca, las aguas del golfo por debajo de la capa de Ekman se hallan en buena medida aisladas de la plataforma exterior (Rivas & Beier, 1990). Los experimentos numericos de sensibilidad a la magnitud del viento, muestran que esta impacta directamente sobre la intensidad de la circulacion generada, tanto en la distribucion espacial como tridimensional. A mayor intensidad del viento se intensifican los giros anticiclonicos sobre la costa oeste e indirectamente los ciclonicos y el transporte a traves de la boca y se profundiza la capa de Ekman afectada por los flujos superficiales.

Los experimentos de sensibilidad a la direccion del viento mostraron una estructura de circulacion en los golfos en giros separados meridionalmente cuando los vientos son paralelos a la costa (N y S) y giros divididos zonalmente cuando los vientos son perpendiculares a la costa (O y E). Los vientos del N generan una intensa circulacion en el GSM, siendo favorecidos por la extensa costa oeste del GSM, con transportes maximos en el giro anticiclonico NO y el ciclonico que conecta con la plataforma exterior.

La circulacion forzada por vientos en el GN y GSJ, por su geometria podria asemejarse al comportamiento de grandes lagos, debido a la reducida conexion con el exterior. Csanady (1973) analizo el movimiento barotropico inducido por vientos en el lago Ontario, encontrando una circulacion media compuesta por dos giros. El autor atribuye esta distribucion a los intensos "jets" costeros generados por el esfuerzo directo del viento (y en la misma direccion) y el retorno del flujo por las zonas profundas. De esta manera, para un viento O, el flujo medio deberia ser hacia el E en las costas S y N y hacia el O en la zona mas profunda, conformando dos giros uno anticiclonico al S y otro ciclonico al N. Exceptuando la capa de Ekman, este parece ser el patron general de circulacion reproducido por el modelo (Fig. 3b). Davies & Lawrence (1994) realizaron experimentos con vientos constantes en el mar de Irlanda incluyendo el efecto disipativo de la marea mediante una friccion de fondo calculada en base a las corrientes residuales de la componente [M.sub.2]. Los autores encuentran efectos similares en cuanto a la reduccion de las magnitudes de las corrientes generadas solo por el viento y producido por la mayor penetracion vertical de la energia del viento en profundidad, dependiendo de la turbulencia local generada por marea.

Los resultados son tambien consistentes con una modelizacion previa, que utiliza el modelo numerico POM forzado por vientos y desarrollado en un dominio mas extendido y de menor resolucion espacial (Tonini et al., 2006). Los autores encuentran un patron general de circulacion dentro del GSM para vientos del O y del N (giros anticiclonicos en el E y ciclonicos en el O) que es similar al descripto en este trabajo, aunque los giros anticiclonicos son menos intensos y mas extendidos zonalmente, mientras que los giros ciclonicos son mas cerrados y con menor comunicacion con la plataforma externa (Tonini et al., 2006). Estas diferencias podrian estar asociadas a la menor resolucion y por lo tanto, mayor suavizado batimetrico del modelo previo en particular, con respecto a una mejor representacion de la region costera y de la boca del GSM. Por las mismas razones, los patrones de giro en los GN y GSJ son poco definidos y por lo tanto, no son analizados en el trabajo mencionado.

Si adicionamos las corrientes residuales de marea, la circulacion media queda en gran medida dominada por estas ultimas como son los giros anticiclonicos al norte de PV, los cuadrupolos a la entrada del GSJ y GN y circulacion ciclonica en el GSM y GN, producto de la rectificacion de la onda de marea por variacion de la topografia de fondo. A pesar que la magnitud de los vientos es importante (0,1 Pa), no alcanzan para modificar las estructuras impuestas por el forzante de marea. La mezcla por marea en la zona de estudio es muy intensa y en las regiones donde es maxima, el flujo superficial tambien es modificado. El transporte en la boca del GSM para el caso de marea (ET) muestra un maximo ingresando por el sur y egreso por el N, el cual se ve favorecido por el generado por viento N (EN3), produciendo un transporte maximo de intercambio, y vientos O (EO3). Los vientos del E y S reducen el transporte entre el GSM y la plataforma, debido a que generan circulacion opuesta a la marea, resultando una circulacion mas aislada en el interior.

En el caso del GN, la circulacion en el interior generada por la marea (ET) muestra un sentido ciclonico que favorece el inducido por vientos del E y S, mientras que los experimentos del N y O, se oponen en la costa O generando un transporte en sentido anticiclonico.

DOI: 10.3856/vol39-issue3-fulltext-9

AGRADECIMIENTOS

Agradecemos la financiacion de los siguientes proyectos de investigacion: PICT04-25533 (Agencia Nacional de Promocion Cientifica y Tecnologica), PGI-240086 (UNS), PIP05-6138 (CONICET) y PIP09-112-200801-03072 (CONICET). Parte de este trabajo tambien ha sido realizado con la ayuda del proyecto CRN 2076 otorgado por el Inter-American Institute for Global Change Research (IAI). El IAI es financiado por la US National Science Foundation (Grant GEO-0452325).

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Received: 25 October 2010; Accepted: 3 October 2011

Mariano H. Tonini (1) & Elbio D. Palma (1,2)

(1) Instituto Argentino de Oceanografia, CONICET (8000) Bahia Blanca, Argentina

(2) Departamento de Fisica, Universidad Nacional de Sur y CONICET (8000) Bahia Blanca, Argentina

Corresponding author: Mariano Hernan Tonini (mtonini@criba.edu.ar)
Table 1. Numerical experiments and their characteristics.

Tabla 1. Experimentos numericos y sus caracteristicas.

                             Forzantes

Experimento  Direccion   Magnitud   Marea   Disipacion
              viento      viento              mareal

ET               -          -        Si         Si
EO1            Oeste      0.1 Pa     No         No
EO2            Oeste      0.1 Pa     No         Si
EO2a           Oeste     0.05 Pa     No         Si
EO2b           Oeste      0.2 Pa     No         Si
EE2            Este       0.1 Pa     No         Si
EN2            Norte      0.1 Pa     No         Si
ES2             Sur       0.1 Pa     No         Si
EO3            Oeste      0.1 Pa     Si         Si
EE3            Este       0.1 Pa     Si         Si
EN3            Norte      0.1 Pa     Si         Si
ES3             Sur       0.1 Pa     Si         Si
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Author:Tonini, Mariano H.; Palma, Elbio D.
Publication:Latin American Journal of Aquatic Research
Date:Nov 1, 2011
Words:8110
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