S16.1 El impacto de las escalas de tiempo y espacio en el muestreo y la instrumentación

Las escalas de tiempo y espacio de los fenómenos físicos oceanográficos se resumieron en el capítulo 1 (figura 1.2). Los requisitos de recogida de datos para estudiar movimientos con tantas variaciones temporales y espaciales son exigentes, lo que requiere una gran variedad de métodos de muestreo. Como se describe en el capítulo 6, los estudios a casi todas las escalas requieren un promedio o un filtrado para eliminar las escalas espaciales y temporales que no son de interés. Sin embargo, no es posible medir cada espacio y escala temporal para formar promedios y estadísticas perfectas. Por lo tanto, los oceanógrafos observacionales deben comprender las fuentes de error e incertidumbre, que pueden deberse a las limitaciones instrumentales o de muestreo, o a las señales en diferentes frecuencias y longitudes de onda.

Por ejemplo, los perfiles oceanográficos profundos tradicionales (Sección S16.4) se hicieron y se siguen haciendo desde los buques de investigación para estudiar las escalas espaciales y temporales más grandes de la circulación oceánica y las distribuciones de propiedades. Estos siguen siendo la única forma de medir el océano profundo con gran precisión, y la única forma de realizar la mayoría de las mediciones químicas. Una estación oceanográfica profunda puede tardar hasta tres horas y un corte transversal a través de un océano puede tardar hasta dos meses, lo que supone limitaciones para la interpretación. Los perfiles individuales, muy separados entre sí, no pueden utilizarse para estudiar las mareas, las olas internas o los remolinos, por ejemplo, pero estos y otros movimientos de menor escala afectan a las mediciones de cada estación. Sin embargo, hay formas útiles de procesar y analizar los datos para que puedan ser utilizados para estudiar el gran espacio y las escalas de tiempo de interés.

Como segundo ejemplo, los altímetros de los satélites (Sección S16.9.9) miden la altura de la superficie del océano, pasando sobre cada punto de la superficie del océano cada semana o dos. La altura de la superficie depende de varias cosas: la circulación oceánica, las olas superficiales y las mareas, la expansión y la contracción debidas al mayor o menor calor o sal en el agua, y la distribución desigual de la masa en la tierra sólida (variaciones en el geoide). El geoide, que no varía en el tiempo, domina la señal altimétrica. Por lo tanto, las mediciones altimétricas dependientes del tiempo han sido muy útiles, proporcionando información significativa sobre la «mesoescala» dependiente del tiempo (de decenas a cientos de kilómetros) y la dependencia temporal a gran escala en la altura de la superficie del mar, que está asociada con los cambios en la circulación a gran escala, la variabilidad climática, como El Niño, y el aumento global del nivel del mar.

La interpretación de las mediciones altimétricas en presencia de la expansión térmica requiere información sobre la estructura de la temperatura y la salinidad bajo la superficie, que un satélite no puede ver. Por lo tanto, las mediciones in situ se combinan con la altimetría. Dado que los diferentes conjuntos de datos no coinciden en cuanto a la frecuencia de muestreo y la ubicación, la combinación plantea importantes problemas de análisis de datos, que se han resuelto recientemente mediante el uso de la asimilación de datos (sección 6.3.4). Y como tercer ejemplo extraído de la altimetría, los muchos días que transcurren entre las pasadas de los satélites sobre un lugar determinado significan que las escalas de tiempo más cortas, debidas por ejemplo a las mareas, se miden en diferentes momentos de sus ciclos en cada pasada del satélite. Este «aliasing» produce una falsa escala temporal larga (apartado 6.5.3). Se tiene mucho cuidado en la elección de la frecuencia orbital de los satélites y en la interpretación de los datos para tratar adecuadamente estas escalas de tiempo más cortas, para eliminarlas en la medida de lo posible de las escalas de tiempo más largas.

Volviendo a la observación de la circulación a mayor escala desde la parte superior hasta el fondo del océano, que es el objetivo principal de este texto, podría parecer que el empleo de numerosos instrumentos que miden las corrientes directamente sería el mejor enfoque. De hecho, a principios del siglo XXI se inició un programa global (Argo, descrito en la sección S16.5.2) para monitorizar continuamente la velocidad dentro de la columna de agua utilizando flotadores subsuperficiales relativamente baratos que siguen las corrientes subsuperficiales (en su mayoría a una sola profundidad) e informan a los satélites a intervalos regulares. Este programa ya ha revolucionado la observación del interior del océano, sobre todo por los perfiles de temperatura y salinidad recogidos en cada viaje a la superficie, que se han estandarizado a intervalos de diez días; los datos de velocidad han sido menos utilizados. Un despliegue global de boyas de superficie logra el mismo objetivo en la superficie del mar (Sección S16.5.1). Estos métodos de muestreo lagrangiano en todo el océano no eran posibles antes del comienzo de las comunicaciones globales por satélite, y sigue siendo prohibitivo instrumentar el océano a todas las profundidades. Los correntímetros, tanto mecánicos como acústicos, miden directamente el flujo en un punto determinado durante varios años; se desarrollaron y desplegaron ampliamente después de la década de 1950. Los correntímetros dan información sobre la velocidad (velocidad y dirección) del agua sólo cerca de la ubicación (en el tiempo y en el espacio) del propio instrumento; la experiencia indica que pueden producirse grandes variaciones en la velocidad a lo largo de pequeñas distancias, así como en pequeños intervalos de tiempo. Debido a estas escalas espaciales y al elevado coste de los despliegues de correntímetros, no ha sido posible instrumentar ampliamente el océano. En la actualidad, los correntómetros se utilizan principalmente en corrientes bien definidas de no más de varios centenares de kilómetros de anchura, o en zonas objetivo específicas para muestrear todas las escalas temporales (el espectro temporal completo) en esa zona, a veces durante muchos años. Todas las mediciones directas de las corrientes subsuperficiales han proporcionado sólo una pequeña proporción de nuestro conocimiento observado de la circulación oceánica. Por otro lado, allí donde se han utilizado proporcionan una información inestimable; por ejemplo, cuantificando el transporte total y las variaciones de corrientes fuertes y relativamente estrechas como la Corriente del Golfo o el Kuroshio.

A falta de suficientes mediciones directas de las corrientes oceánicas, los oceanógrafos que estudian la circulación utilizan métodos indirectos. Uno de los más antiguos, que sigue siendo de uso muy común, es el método geostrófico o dinámico, que relaciona la distribución horizontal de la presión con las corrientes horizontales (apartado 7.6). La mayoría de las corrientes con escalas de tiempo superiores a unos pocos días (excepto en el ecuador) están en equilibrio geostrófico, que es un equilibrio entre el cambio horizontal (gradiente) de la presión y la fuerza de Coriolis. La velocidad geostrófica es perpendicular a la dirección del gradiente de presión debido a la rotación de la Tierra. La distribución de la presión depende de la altura de la superficie del mar y también del perfil vertical de la densidad del agua del mar en una latitud y longitud determinadas. Por ello, el principal método para cartografiar la circulación oceánica ha sido medir la distribución de la temperatura y la salinidad del océano. A continuación, se calcula la distribución de la densidad, a partir de la cual se calcula el gradiente de presión horizontal en cada profundidad, dada una suposición del gradiente de presión en una profundidad (que podría estar en la superficie, debido a la altura de la misma). A continuación se calculan las corrientes geostróficas.

El paso de estimar el gradiente de presión a una profundidad no es trivial, dada la falta general de observaciones de velocidad distribuida. (Los despliegues de flotadores en el subsuelo que comenzaron en la década de 1990 fueron motivados en primer lugar para proporcionar dicho campo de velocidad a una profundidad). El enfoque tradicional ha consistido en exigir la conservación de la masa dentro de las regiones oceánicas y, a continuación, hacer conjeturas sobre la distribución de la velocidad a una profundidad determinada, basándose en la cartografía de las distribuciones de propiedades dentro del océano. Los «métodos inversos» (introducidos pero no desarrollados en la sección 6.3.4) formalizan el uso de restricciones basadas en la conservación de la masa y en las distribuciones de propiedades, que se ven afectadas por la mezcla.

Algunas propiedades del agua también son trazadores inherentes del tiempo (secciones 3.6 y 4.7). Estos incluyen trazadores que son biológicamente activos y se restablecen en lugares específicos. Por ejemplo, el contenido de oxígeno se satura a través del contacto con la atmósfera en la capa superficial, y luego es consumido por las bacterias dentro de la columna de agua, dando una edad aproximada para una parcela de agua determinada. El reloj incorporado de la desintegración radiactiva en los trazadores transitorios es más prometedor, ya que es independiente del carácter físico y biológico del entorno. Los trazadores antropogénicos, como los clorofluorocarbonos (CFC), han sido inyectados en el sistema terrestre por la humanidad. Si se conoce la historia de su liberación en el medio ambiente, como es el caso de los CFC, entonces son trazadores útiles de las trayectorias que siguen las aguas oceánicas superficiales a medida que se desplazan hacia el interior del océano.

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