Weds bosLe,
oT~—| ¢
DR. SERGIO REYES COCA.- Miembro del Comité
V WV
DR. JUAN MANUEL Lonez MARISCAL.- Miembro del Comité
ohWY
DR. ANTOINE BADAN DANGON.- Jefe Depto. Oceanografia Fisica ~
= 4
DR. LUIS eDupHO9GnLDERON AGUILERA.- Director Estudios de Posgrado
EDUCACION SUPERIOR DE ENSENADA
DIVISION DE OCEANOLOGIA
DEPARTAMENTO DE OCEANOGRAFIA FISICA
CIRCULACION BAROTROPICA Y DISPERSION DE
CONTAMINANTESEN EL GOLFO DE MEXICO
TESIS
que para cubrir parcialmente los requisitos necesarios para obtenerel
grado de MAESTRO EN CIENCIASpresenta:
BENJAMIN MARTINEZ LOPEZ
A mi madre, por su ejemplo, pero sobre todo, porsu infinito amor, el cual se encuentra plenamente correspondido.
A mi padre y hermano de todo corazén.
A mi querida Tia Carmela y a todo el resto de mi familia,
Gracias por su apoyo y aliento.Deseo agradecer, en primer lugar, al Dr. Sergio Reyes todo el apoyo, la crftica y la sincera amistad que me ha brindado en el
transcurso de los Gltimos afios. Sinceramente, gracias por todo, mi
querido Sergio.
Al Dr. Alejandro Parés le agradezco su amistad (de la cual me siento orgulloso), sus ensefanzas y la oportunidad de trabajar con él, Mil gracias por todo ello.
Al Dr. Manuel Lépez le agradezco su atinada crftica, sus
valiosas sugerencias, sus enseianzas y la amistad brindada en eltanscurso de mi estancia en el CICESE,
Al Dr. Luis Aguilar, por su participacién como miembro de
mi comite de tesis. Desafortunadamente la premura fue tal que se vio
impedido de fungir como sinodal externo en mi examende grado.
Al Dr. Julio Sheinbaum, por su participacién como sinodal
en mi examen,
asi como por las observaciones y sugerencias tan
atinadas que hizo sobre mi trabajo.
A los integrantes del Grupo del Golfo de México y Mar Caribe: Dr. José Luis Ochoa, Dr. Edgar Pavia y Dr. Federico Graef, por la oportunidad de colaborar con ellos. A Pepe especialmente gracias por su ayuda en los Gltimos y diffciles momentos previos al examen.
A todos mis maestros, mil gracias por sus enseianzas.
A Fernando Miranda, por su ayuda en la elaboraci6n de algunas figuras, pero sobre todo por su amistad.
A Javier Garcfa, por su ayuda enla elaboracién de una parte del manuscrito final.
Serrano, Rigoberto Garcfa y Sonia Ponce. A Pedro Osuna y Emilio
Beier por la generosa platica, observaciones y amistad brindada.A las secretarias del Departamento de Oceanograffa Fisica gracias por su ayuda, especialmente a Adriana Bojérquez.
A Carlos Famozo y demds integrantes del Centro de Coémputo del CICESE, mil gracias por su ayuda conel sistema Sun.
Al CICESE, por todas las facilidades brindadas durante la
elaboracién de este trabajo.
Al CONACYT, por la beca otorgada para realizar mis
estudios de Maestrfa en el CICESE.
A todos los que por descuido omitf, mil disculpas y mil
gracias.INTRODUCCION
Ll Motivacién y objetivos
12 ElGolfo de México
MODELOS NUMERICOS UTILIZADOS IL1 Descripcién del Modelo Hidrodinémico
W2 Descripcién del Modelo de Dispersi6n
SIMULACION DE LA MAREA Y DE LA CORRIENTE DE YUCATAN
U.1 Frecuencias semidiurnas (M2, $2)U.2 Frecuencias diurnas (K1, O1) If.3 ‘Tipo de marea en el Golfo de México
1.4 ~—-Validacién del Modelo
5 Circulaci6nresidual y la Corriente de Yucatan
1.6 Componente baroclinica de 1a Corriente de Yucatan
CIRCULACION
IV.1 Circulacién de verano IV.2 Circulacién de invierno IV.3 Circulacién general de verano IV.4 Circulacién general de invierno
DISPERSION DE CONTAMINANTES
V1 Dispersién de petréleo en el Golfo de México V.1.1 Dispersion inducida por la marea
V.1.2 Dispersi6n inducidapor la marea y la Corriente de Yucatan V.1.3. Dispersién inducidaporel viento de verano
V.1.4 Dispersién inducida porel viento de invierno
V.1.5 Dispersién inducidaporla circulaci6n general y el viento V.2 Accidente del Ixtoc I
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES VI.1 Conclusiones
VI.2 Recomendaciones
LITERATURA CITADA
APENDICE A. PROCESOS SIMULADOS CON EL MODELO DE DISPERSION
10
11
Localizacién geografica y batimetria del Golfo de México.
Malla empleada enla discretizacién de la regién de
estudio. Corte vertical y plano horizontal.
Isolineas de amplitud (cm) y fase (grados referidos a Geenwich) para las componentes semidiurnas de
marea. Amplitud de la M2 (a), amplitud de la S2 (b),
fase de la M2 (c) y fase de la S2 (d).
Ejesdelas elipses de la marea M2 en la capa
superficial (0-20 m).Excentricidad de las elipses de lamarea M2. Valores
negativos indican rotacién anticiclénica; positivos,
rotacién cicl6énica. El incremento de los contornos es
0.2 y el rango es de -0.8 a 0.8.Isolineas de amplitud (cm) y fase (grados referidos a
Greenwich) para las componentes diurnas de marea.
Amplitud de la K1 (a), amplitud dela O1 (b), fase de
la K1 (c) y fase de la O1 (d).
Ejes de las elipsesde la marea K1 en la capa
superficial (0-20 m).
Excentricidad de las elipses dela marea K1. Valores
negativos indican rotacién; positivos, rotacién
ciclonica. El incremento de los contornos es 0.2 el
rango de -0.8 a 0.6
Isolineas del Numero de Forma (F) en el Golfo de
Mexico. F = (O1 + K1)(M2 + S2).
Prediccién del nivel del mar (linea gruesa) y calculado
con elmodelo hidrodinamico
(linea fina) en tres
localidades del Golfo de México: Tuxpan (a), Galveston(b) y Key West(c). Se utiliz6 la Condicién de Gradiente
en las fronteras abiertas para obtenerla velocidad. Corrientes residuales lagrangeanas inducidas porlamarea en la capa superficial (0-20 m)
12
13
14
15
16
1718
19
20
21
22Corrientes residuales lagrangeanas inducidasporla
interaccién de la marea y la Corriente de Yucatan.Capa superficial (0-20 m)..
Transporte residual lagrangeano, verticalmente
inte-grado en toda la columna de agua,debidoa la
_inter-accién de la marea y la Corriente de Yucatan.Circulacién resultante al modificar el modelo
hidrodi-namico barotrépico para convertirlo en uno de capa y media con gravedad reducida.Campos promedio de viento para los meses de enero
(a), febrero (b), julio (c) y agosto (d).
Corrientes superficiales promedio, inducidas porel
viento de verano.
Transporte promedio (Sv), verticalmente integrado
desde los 200 m de profundidad al fondo, generado
por el viento de verano.
Corrientes superficiales promedio inducidas porel
viento de invierno.Transporte promedio (Sv), verticalmente integrado
desde los 200 m de profundidad al fondo, generado
por el viento deinvierno.
Corrientes residuales superficiales debidas a la
ma-rea, ala Corriente de Yucatany al viento de verano.
Transporte promedio ( Sv) , verticalmente integrado
desdela superficie hasta los 200 m deprofundidad,
debido alamarea, ala Corriente de Yucatany al viento de verano.Transporte promedio, verticalmente integrado desde
los 200 mde profundidad al fondo, debido a la
ma-rea, ala Corriente de Yucatany al viento de verano.23 24 25 26 27 28 29
30
31
32Igual que la Fig. 20, pero paraelinvierno..
Igual que la Fig. 21, pero parael invierno.
Aspecto y ubicacién de las manchasdepetréleo
des-pués de 40, dias de simulaci6n dela dispersi6n
indu-cida por la marea (a); detalle de lamancha_ situada
en la zona del Canal de Yucatan (b) y en el norte de
la plataforma dela Florida (c).
Igual que la Fig. 25, pero se le ha sumadoa la marea la contribucién de la Corriente de Yucatan (a). Note la traslaci’on de la mancha depetréleo y_la orienta -cidn del eje principal en direccién de la corriente en
(b) y (¢)
Aspecto y localizaci6n de las manchas de petrdéleo
después de 40 dias de simulacién de la dispersién
debida al viento de verano(a); detalle de la mancha
resultante del derrame iniciado en la zona del
Ca-nal de Yucatan (b) y en la regidén norte de la
plata-forma dela Florida (c).
Igual que la Fig. 27, pero paraelinvierno.
Igual que la Fig. 25, pero se le sum6 a la mareala
contribuci6n de la Corriente de Yucatan y el viento
de verano.
Igual que la Fig. 29, pero paraelinvierno.
Distribuci6n del crudo derramadoporelIxtoc | para
el 3 de julio de 1979, comofue visto desde el avién
P-3 de la NOAA.Figura tomada de Galt (1979).
33
Distribucién de petréleo después de 3 meses de
simulacién. Note que la costade Veracruz ha
sido alcanzadaporlos hidrocarburos, llegando éstos Unicamente hasta el sur de Tamaulipas en
Amplitudes (A) y fases (F) utilizadas en las fronteras
abiertas para simular la marea en el Golfo de México.
Las localidades 1 y 2 correspondena los extremos
de la frontera sur (Canal de Yucatan); la 3y4 alos
de la frontera este (Estrecho de la Florida). Las pri-meras cuatro componentes corresponden a las
com-ponentes semidiurnas (M2 y S2) y diurnas (K1 y O1)
respectivamente; la quinta corresponde al desnivel
utilizado para simular la Corriente de Yucatan.
Amplitud en cm (A) y fase en grados referidos a
Greenwich (F) paralas mareas semidiurnas (M2 y
S2) y diurnas (K1 y O1) calculadas con el modelo
hidrodinamico. Predicciones en base a observa
-ciones.
Coherencia (C), funci6n de transferencia de
magni-tud (FTM)y funcién de transferencia de fase (FTF)
entre las predicciones y los_ resultados del modelo
empleando la Condici6n de Gradiente (CG) y la
Condici6n de Orlanski (CO). Se promedié para la
banda diurna (d) y la semidiurna(s).
Valores reportados para las elipses de marea en un
punto situado en la plataforma continental de
Flori-da (2940 N, 84 22.3’ W). Amplitud del semi-eje
mayor (A) y semi-eje menor (B) en cm; Angulo
entre el semi-eje mayor y ladireccién este (0), en
grados.
15
15
33
I. INTRODUCCION.
L.1. Motivacién y objetivos.
En el Golfo de México (GDM), zona de intensa actividad marftima, comercial
e industrial, han ocurrido accidentes muy graves de buques y pozos_petroleros
que lenta y continuamente han deteriorado su ecosistema. El mayor derrame de hidrocarburos, registrado hasta la fecha, ocurri6 el 3 de junio de 1979 al
quedar fuera de control el IXTOC I, un pozo mexicano de exploracién localizado en la Bahfa de Campeche. El flujo inicial de petrdleo fue de 30 000
barriles/dia, no pudiéndose controlar sino hasta el 23 de marzo de 1980. La cantidad de petrédleo derramado fue de 475 000 toneladas métricas, segtin
estimaciones oficiales de PEMEX [Jernelév y Lindén, 1981]. Durante el tiempo que duré el derrame, numerosas dependencias gubernamentales, académicas y privadas
de los Estados Unidos de América, se dieron a la tarea de elaborar pronésticos
sobre la trayectoria del crudo derramado y brindar asesoria sobre procesos
costeros, peligros para los recursos bidéticos y cambios en la composicién y toxicidad del petréleo que permanecié durante algunos meses en el mar.
Algunos paises industrializados, han venido desarrollando, durante las Ultimas décadas, modelos computacionales que permiten entender los procesos dinémicos que controlan sus mares, lo cual es de vital importancia cuando se trata de hacer predicciones de la distribucién espacio/temporal de
especffica, lo cual es de gran ayuda cuando se trata de brindar asesoria a las labores de contencién y recuperacién de algtin agente contaminante, como en el
caso de derrames de hidrocarburos.
La Reptiblica Federal de Alemania cuenta a la fecha con un modelo operacional, desarrollado en la Oficina Federal Alemana de Navegacién e
Hidrografia (BSH), para el cdlculo de corrientes, nivel del mar y procesos de dispersi6n de contaminantes; en la década que ha estado en uso ha sido de gran
utilidad [Dick y Soetje, 1990].
Estimar la circulacién del GDM, por medio de un modelo numérico, para
estudiar las caracteristicas hidrodindmicas que lo gobiernan y_ elaborar pronésticos de la propagacién de substancias t6xicas en esta cuenca, es
importante para la proteccién del entorno ecoldégico, asi como para las autoridades encargadas de coordinar acciones de emergencia en caso de derrames
de contaminantes, o también como un apoyo en la evaluacién de zonas ambientales de alto riesgo.
El objetivo de esta tesis es estudiar la circulacién barotrépica, asi como
los procesos que controlan la dispersién de contaminantes en el Golfo de México
utilizando el Modelo Operacional de la BSH.
El trabajo se ha dividido en 6 capitulos. En la siguiente seccién se describen las caracteristicas dominantes de la circulaci6n y la marea en el GDM.
En el capitulo segundo se describe el modelo numérico de circulacién. En el capitulo tercero se simulan la marea en el GDM y la Corriente de Yucatdén con
capitulo quinto se analizan las trayectorias seguidas por diversos contaminantes bajo la accién de las mareas, de la Corriente de Yucatan y del viento. Se
incluye ademds una simulacién del accidente del Ixtoc I. Finalmente, en el
capitulo sexto, se presentan las conclusiones del trabajo y las recomendaciones para futuras investigaciones.
1.2. El Golfo de México.
El GDM es un mar semi-cerrado con una profundidad mdxima de alrededor de 4000 m en su regién central. Se comunica al océano Atléntico por el Estrecho de
la Florida y al Mar Caribe por el Canal de Yucatén. Dentro de sus
caracterfsticas morfolégicas més sobresalientes podemos mencionar lo amplio de
la plataforma continental en las peninsulas de Florida y de Yucatén, disminuyendo un poco en la vertiente norte (costas de Texas, Louisiana, Mississippi y Alabama) y siendo muy angosta en la vertiente occidental (costas de Tamaulipas y Veracruz). La plataforma continental en la Peninsula de Yucatdén es conocida como el Banco de Campeche, denomindndose su porcién suroccidental Sonda de Campeche. En el extremo occidental del Banco de Campeche se encuentra una zona que exhibe cambios muy grandes de profundidad, esta regién es conocida como el Escarpe de Campeche. El margen norte del Banco de Campeche es denominado Talud de Yucatén y el margen de la Plataforma de La Florida es llamado, en suporcién norte, Escarpe de la Florida (Fig. 1).
Las mareas en el GDM son el resultado del forzamiento indirecto de las
occidental y de 17 a 33 cm para las costas localizadas sobre las amplias
plataformas continentales de la Florida [Zetler y Hansen, 1971]. Algunos
estudios numéricos (ver por ejemplo: Grijalva, 1971) y mediciones de presién de
fondo [Mofjeld y Wimbush, 1977] indican que las crestas de la onda de la marea
M2 son aproximadamente paralelas a las isolineas de profundidad en la Plataforma de la Florida. Para las componentes diurnas (Ki, O1) se ha encontrado que las amplitudes (aproximadamente 15 cm para cada una) y las fases son uniformes en todo el GDM,ésto debido a una resonancia de Helmholtz de la cuenca de alrededor de 0.64 cpd [Mofjeld y Wimbush, 1977]. Ello da como resultado que el caracter de las fluctuaciones del nivel del mar sea predominantemente diurno en la regién
central de la cuenca y de diurno a semidiurno cerca de las costas.
La circulaci6n en el GDM presenta dos caracteristicas semi-permanentes: la
Corriente de Lazo en la parte oriental y una celda de circulacién anticiclénicaen la frontera occidental [Nowlin y McLellan, 1967]. A la corriente de Lazo en
la zona del Estrecho de Yucatén se le nombra Corriente de Yucatén y en la zona del Estrecho de la Florida se le conoce como Corriente de la Florida. Se ha
visto que La Corriente de Lazo migra hacia el norte (intrusién) del GDM.
Inicialmente se pensd que el desplazamiento ciclico de esta corriente era
estacional, caracterizado por una intrusi6n minima durante el invierno,
incrementéndose durante la primavera hasta alcanzar una intrusidn mdéxima, con la separacién de un remolino, en el verano y otofio [Leipper, 1970; Nowlin y
modelo empirico y encontr6 que la penetracién hacia el norte depende de la
estructura de la vorticidad relativa de la Corriente de Yucatén. Molinari et al. [1978] concluyeron que la intrusién estacional variaba directamente con el
transporte geostréfico a través del Canal de Yucatén, ademas de que los
transportes en el Canal de Yucatén y en el Estrecho de La Florida se encontraban en fase y tenfan la misma magnitud. Hurlburt y Thompson [1980, 1982] usaron un modelo numérico y mostraron que la Corriente de Lazo puede penetrar al Golfo,
girar hacia el oeste y generar remolinos anticicl6nicos con una frecuencia de aproximadamente 11 meses sin que haya variacién temporal del flujo de entrada,
aunque también encontraron que las variaciones temporales en la capa superior del flujo de entrada podian afectar el periodo de desprendimiento de los remolinos. Se ha visto que la variabilidad del transporte entre el GDM y el
Atléntico es alta, Schott et al. [1988] indican valores para el Estrecho de la
Florida entre 20 x 10° y 40 x 10° m> s!, con una media de 30.5 x 10° m3 gs! y una desviacién estandar de + 3.0 x 10° m3 s"!. En un estudio reciente de Maul y Vukovich [1993] no se encuentra una relacién estadistica significante entre el ciclo de la posicién de la Corriente de Lazo y el ciclo anual del transporte en el Estrecho de La Florida.
En relacién a la celda de circulacién anticiclénica Ichiye [1962] propone la hipétesis de la propagacién hacia el oeste de los remolinos separados de la Corriente de Lazo, Ilegando a la frontera occidental y rompiendo en ella.
Sturges y Blaha [1976], bas4ndose en los datos de Hellerman [1967], proponen una segunda hipétesis para explicar el giro anticicl6nico en la regién occidental
concluye que la fuente primaria de energia para el anticiclén localizado en la
zona occidental del GDM la constituyen los remolinos anticiclénicos que llegan a
esta regién procedentes de la parte oriental, reforzando Ja hipdtesis de Ichiye
[1962].
Algunos estudios muestran que los giros anticiclénicos que se desprenden de la Corriente de Lazo se mueven hacia el oeste a velocidades de 3 a 8 cm/seg [Cochrane, 1972; Elliot, 1982]. Lewis y Kirwan [1985] muestran que el patré6n
primario de desplazamiento de estos giros es hacia el oeste a través de la porcién mds profunda del GDM; sin embargo un estudio mds reciente de Vukovich y
Crissman [1986] identifica una trayectoria més al norte en el desplazamiento de
los giros anticiclénicos. Su periodo de desprendimiento tiene una alta variabilidad, encontréndose en la literatura valores comprendidos entre 7 y 20
meses [Maul y Vukovich, 1992]. Cooper et al. [1990] reportaron dos giros simulténeos, uno "viejo", en la parte occidental, y otro "nuevo", separdndose
justamente de la Corriente de Lazo. El radio del viejo fue del orden de 100 km
década de 1980 y se le ha utilizado para hacer predicciones de nivel del mar, de corrientes de deriva y de dispersién de petréleo y algunas otras substancias quimicas y objetos flotantes. El modelo es de tipo operacional y es mejorado constantemente debido a variados proyectos de investigacién que se realizan en esa instituci6n. En esta tesis se usa la versién barotrépica del modelo, aplicada al GDM.
El modelo consta de dos partes: un programa para calcular corrientes (modelo hidrodindémico, MH) y un programa para calcular la deriva y dispersién de substancias (modelo de dispersién, MD). El modelo es de tipo predictivo. Baséndose en prénosticos de viento, mareas y presién atmosférica realiza predicciones de corrientes y elevacién de la superfice libre del mar (ESL) por periodos de hasta 36 horas.
IL.1. Descripcién del Modelo Hidrodinémico.
El cAlculo del campo de velocidad y de ESL se basa en las ecuaciones de
movimiento y la ecuacién de continuidad para un fluido incompresible. Después de
integrar estas ecuaciones en la vertical, sobre un rango de profundidad h, se obtiene el siguiente sistema de ecuaciones (ver por ejemplo: Siindermann, 1971):ou
at tat Y By” q@sen()-v + 0 ax ~ MW 9x2 7 An gy2 - AG = 0
i ou vy ou 2 = 1 op A aru A au A os(1)
av. av
av
1 ap
a2v
a2v
P= Po + pg(G+h)
donde:
x,y,z coordenadas espaciales
u, Vv componentes de la velocidad horizontal promedio en la capa de grosor h
w componente vertical de la velocidad C elevacién de la superficie libre
t tiempo
A operador diferencia entre capas (superior - inferior)
p densidad del agua
g aceleracién de la gravedad h grosor de la capa de integracién
@ velocidad angular de la tierra
latitud
p
presiéna la profundidad h
No presién atmosféricaAy coeficiente horizontal de viscosidad turbulenta
‘Tes componentes del esfuerzo del viento (s), del fondo del mar(f), interior de la columna de agua(i)
y se ha utilizado la condicién cinematica linealizada de frontera, w
(4)
a
fondo y w= = en la superficie libre. Oo
Para los esfuerzos zonales se emplea la siguiente relaci6n cuadratica (una relaci6n analoga es vélida para la componente meridional del esfuerzo):
Tx = Cy Pr. PT Wa CWy + Wy 7 be
(7)
as
-,
IR 4
.
ti, =tpuCw+v) /b (8)
donde:
Ts.x esfuerzo en la superficie del mar debido al viento
Trx esfuerzo en el fondo del mar
Ip coeficiente de fricciénde fondo del mar Wy, . Wy componentes del viento en direccién zonal y
meridional
PL densidad del aire
Cp
coeficiente de arrastre
En los términos de esfuerzos es utilizado un grosor de capa modificado, h* = h + 0.10 m, con la finalidad de evitar una divisién entre cero, en caso de que algtin punto htiimedo de la malla quede seco debido a variaciones grandes de la ESL en las zonas someras.
1-9
(9)
sh az
El sistema de ecuaciones diferenciales es resuelto empleando el método de diferencias finitas. Para la discretizacién de las ecuaciones se usa una malla similar a la de Richardson/Hansen (Arakawa tipo C). Para las derivadas
temporales son utilizados esquemas en diferencias hacia adelante; para las derivadas espaciales son utilizadas diferencias centradas; para los términos
advectivos se utiliza un método corriente arriba [Lillington, 1981]. Para la
discretizaci6n de los términos de fricci6n de fondo se emplea un esquema
semi-implicito [Backhaus, 1983]. El criterio de estabilidad para métodos explicitos (Courant, Friedrichs y Lewy, 1928] esté dado por:
At < ( Alnigimo) / (2 8 Hyéximd
(10)
donde:
At incremento en tiempo Al ancho de malla horizontal H profundidad
En las fronteras abiertas se prescribe la amplitud y la fase para las componentes de marea; para la velocidad se cumple que su gradiente normal a la frontera es nulo; a lo largo de la costa (fronteras cerradas) se aplica la
condicién de deslizamiento: la componente de la velocidad normal a ésta es cero y la componente tangencial libre.
be
ae
WIE
=
PRA
\\
N XS
K+1l \
t4 + x + WSSnSW AR
A A X i
N
x + SX
X A5 * WONAVVnSYN
XS
[IWWEMW
Corte Vertical
Plano 4 +
:
x i+
Horizontal ° J eo |
a
\
75° N, 98° O. El ancho de la malla horizontal se tomé de 15 minutos en ambas direcciones. Para la discretizaci6n de la vertical se emplean 5 niveles de
cémputo, correspondientes a 5 capas de grosor variable (Fig. 2). Las profundidades, relativas al nivel medio del mar, a las que se encuentran las interfaces de las capas de cémputo, son: 20, 50, 200 y L000 m. De la matriz de 51 X 68 X 5 elementos resultante de la discretizacién, 8571 corresponden a puntos htimedos, de los cuales 2221 se encuentran en la capa superficial. El ancho de malla minimo es de aproximadamente 26 km y la profundidad mdximaes de 4000 m, por lo tanto se utiliza un incremento en tiempo de 75 segundos, el cual cumple con el criterio de estabilidad de Courant, Friedrichs y Lewy.
El coeficiente de friccién de fondo se varié en un rango de 0.0020 < rm; <
0.0070, empleando finalmente un valor de 0.0025, ya que con este nimero se ajustaron mejor los valores de nivel del mar a las predicciones para tres localidades (ver seccién III.4). Para el coeficiente horizontal de viscosidad
turbulenta se utiliz6 un valor constante para todo el GDM, A, = 5000 m/?/s; para
el coeficiente vertical se utiliz6 A, = 0.006 m/s.5
Clt) = ). A, cos(ast - 6)
(11)
i=l
donde:
C: elevacié6n de la superficie libre en las fronteras abiertas
A;
amplitud de la constituyente
6; frecuencia angular de la constituyente o; constante de fase de la constituyente
t tiempo
Los primeros cuatro harménicos forman el forzamiento por marea; el quinto corresponde a los valores obtenidos para un forzamiento de frecuencia cero que se utilizardé para considerar la contribucién de la Corriente de Yucatén (ver Capitulo ITD).
El célculo de los esfuerzos en la interfase aire-agua, en las interfases de las capas intermedias y en el fondo del mar se realiz6 usando las relaciones (7), (8) y (9). Para estimar el esfuerzo del viento se utilizaron promedios mensuales de viento y una serie de vientos (a un nivel de 1000 mb) de 1979, procesados por el Centro Europeo de Pronéstico Metegrolégico (ver Capitulo IV).
a los extremos de la frontera sur (Canal de Yucatén); la 3 y 4 a los de la frontera este (Estrecho de la Florida ). Las primeras cuatro componentes corresponden a las componentes semidiurnas (M2 y $2) y diurnas (K1 y OL) respectivamente; la quinta corresponde al desnivel utilizado para simular la Corriente de Yucatan.
|
Localidad Componentes del forzamiento |
| |
;
ol
7
#277
+2 220
1
320
3
«314
«4 «0
|
|
2
9
282
3 250
3
210
3
#251
10 O
3
19 270
5
285
9
290
10
295
8
O
|
| 4
23 285
5
300
9
270
7
275
-7
=O
|
_
-
_
—
Tabla II. Amplitud encm (A) y fase en grados referidos a Greenwich (F) para las
mareas semidiurnas (M2 y S2) y diurnas (K1 y O1) calculadas con el modelo hidrodindémico. Predicciones en base a observaciones.
Localidad 7 - Predicciones : Resultados del modelo
M2 Kl M2 Ki
A F A F A F A F
Key West 17 70 9 358 7 67 9 355
Galveston 14 276 15 32 15 254 17 32
Tampico 7 250 13 24 7 240 16 31
Veracruz i] 243 15 9 7 242 i7 32
Coatzacoalcos 8 245 14 24 8 242 17 32
Campeche 22 2/1 27 «44 25 258 20 35
las constituyentes de marea, se generan movimientos que no podrén abandonar nuestro dominio de integracién, es decir, sufriran un cierto grado de reflexién en las fronteras abiertas. Esta reflexi6n se puede eliminar usando la condicién de radiacién de Orlanski [Chapman, 1985]. Sin embargo, al usarse condiciones de radiacidn en las fronteras abiertas no es posible determinar exactamente el contenido de masa en el drea de simulacién [Flather y Heaps, 1975]. En el modelo original utilizado en la BSH son resueltos satisfactoriamente los problemas de reflexi6n, inherentes a la CG utilizada, corriendo simultéaneamente un modelo bidimensional del Mar del Norte y acopléndolo dinaémicamente a los modelos tridimensionales de la Bahia Alemana y de su regién costera [Backhaus, 1980]. En el caso del GDM estamos limitados por el esfuerzo de cémputo y usamos tinicamente un modelo tridimensional con las caracteristicas ya mencionadas, pero ademas de utilizar la CG en las fronteras abiertas (frontera sur, situada entre la Peninsula de Yucatén y Cuba, de aqui en adelante FS; frontera este, localizada entre Cuba y la Peninsula de la Florida, de aqui en adelante FE) se utiliza la Condicién de Radiacién de Orlanski (de aqui en adelante CRO). Esto se hace con
la finalidad de ver hasta que punto el emplear una condicién de frontera
diferente afecta el patrén de circulacién obtenido en el interior o cerca de las fronteras abiertas de nuestra regién de estudio.II.2. Descripcién del Modelo de Dispersién.
particulas y el modelo simula su dispersién y su deriva. Las corrientes marinas
transportan a las particulas y aquellas localizadas en la superficie de! mar reciben un impulso adicional por el viento. Al simular la dispersién de
hidrocarburos se considera ademds el comportamiento ffsico de diferentes tipos de crudos en la superficie del mar, asi como en la columna de agua. El MD simula los siguientes procesos en la dispersién de petrdéleo:
Deriva producida por viento y corrientes Esparcimiento
Dispersi6nvertical y horizontal Evaporaci6on
1 Emulsificaci6n
Hundimiento
Atracamiento en la costa y depositacién en el fondo
Al simular la dispersi6n de hidrocarburos se deben agregar algunos términos a la ecuacién que describe la posicién horizontal de una particula, pues estos
contaminantes no acttiancomo trazadores pasivos [Dick y Soetje, 1990],
Ge =V + Vy t Vt Vs
(12)
donde
X posiciénde una particula
Vv velocidad de adveccién del agua
Vp
velocidad de dispersién
Vs velocidad de Esparcimiento
Por velocidad de adveccién del agua se entiende la velocidad de corriente promediada en posicién, en tiempo y en la capa de grosor h. La velocidad de dispersién Vos por medio de la cual se parametrizan los movimientos turbulentos, contiene todas las fluctuaciones de velocidad que no pueden ser resueltas por el
modelo hidrodinaémico. Se dividirdé en una parte dependiente de la velocidad de advecci6n y en una parte independiente de ella, simuléndose con el método de
Monte-Carlo.
En el caso de que se encuentren substancias flotando en la superficie del
mar, se debe tomar en cuenta, al calcular la posici6n de una particula, la
accién directa del viento sobre ésta y sobre los primeros centimetros de la columna de agua. Esto se expresard mediante la velocidad Vw.
Para el crecimiento de una mancha de petrdleo se debe considerar otra componente de velocidad, ante todo, inmediatamente después de que ocurre un derrame. La velocidad Vs describe la propagacién de la mancha debida a la gtavedad y a la tensién superficial (esparcimiento).
Al realizar estudios de contaminacién por derrame de hidrocarburos se deben tener en cuenta procesos adicionales como evaporacién y emulsificacién, los cuales influyen en el tiempo de residencia del petréleo en el mar. Por medio del cambio en las propiedades materiales del petréleo, estos procesos repercutiraén también en la dispersién de éste. En el apéndice A se hace una descripcién detallada de los procesos individuales y de la modelacién de cada uno de ellos,
siguiendo el trabajo de Dick y Soetje [1990].
Al implementar el modelo de dispersién al GDM se utiliz6 un incremento en
particulas considerado fue de 1000 para todos los experimentos, salvo la simulacién del accidente del Ixtoc I, experimento en el cual se emplearon 10 000
particulas con la finalidad de simular un derrame continuo de 3 meses de duracién. La eleccién del paso en tiempo y ntmero de particulas se tomé en
IH. SIMULACION DE LA MAREA Y DE LA CORRIENTE DE YUCATAN.
Para simular el comportamiento de la marea en el GDM se forzéel modelo con
cada una de las cuatro primeras frecuencias dadas en la Tabla 1, calculando mapas cotidales y los ejes de las elipses de marea para algunas constituyentes. El coeficiente de fricci6n de fondo se vari6 en un rango de 0.0020 a 0.0070;
encontréndose las mayores similitudes, entre los resultados del modelo y las
predicciones para algunas localidades, al asignarle un valor de 0.0025. Posteriormente se consideré el forzamiento debido a la interaccién de los cuatro harménicos simulté4neamente. En los diferentes experimentos realizados se utiliz6 la CG y la CRO, obteniéndose resultados muy similares. Lo descrito en las secciones siguientes corresponde a lo obtenido utilizando la condicién de
Orlanski, a excepcién de la seccién de validacién del modelo. En esta Ultima secci6n se comparan los resultados de nivel del mar, usando las dos condiciones
de frontera abierta, con las predicciones para 3 localidades. Posteriormente se comparan las corrientes producidas por la marea con algunos trabajos, observacionales y tedéricos, que tratan sobre las corrientes en la Plataforma de la Florida. Al final de este capftulo se considera el efecto de la Corriente de
Yucatén sobre la circulacién residual en el GDM.
Ifl.1. Frecuencias semidiurnas (M2, Sz).
Las cartas cotidales para las mareas semidiurnas sen muestran en la figura 3. Para cada una de estas frecuencias se obtuvo un punto amfidrémico situado al
norte de la Peninsula de Yucatan, aproximadamente a los 24.75° N, 87.75° O para
la M2 y a los 23.75° N, 88.75° O para la S2, con las fases rotando
Figura 3. lsolineas de amplitud (cm) y fase (grados referidos a Greenwich) para las componentes semidiurnas de marea. Amplitud de la M2
Eje maximo 0.26 cm/s
Sh
estudio de estos autores, como en el presente trabajo, se desprecié ei
forzamiento astronémico directo sobre el GDM; las diferencias estriban, basicamente, en que ellos usaron una malla horizontal con una resolucién de 40 minutos y no tomaron en cuenta ni los términos no-lineales ni la friccién, lo cual si es considerado en este trabajo. Las amplitudes méaximas para estas frecuencias se presentan en la plataforma continental de la Peninsula de la Florida, alcanzando 44 cm la M2, mientras que la S2 sélo llega a los 17 cm. Se observan otras dos zonas con amplitudes grandes: una localizada en la plataforma
continental de Texas-Louisiana, donde la Ma alcanza los 26 cm y la S2, 7 cm; y la otra situada en la Sonda de Campeche, donde la M2 llega a 25 cm mientras que la S2 tan sdloa 5 cm.
El efecto de las plataformas continentales de la Florida, de
Texas-Louisiana y de la Sonda de Campeche es importante para la respuesta del GDM al
forzamiento semidiurno, lo cual es evidente en las elipses de corriente
superficial para la M2 (Fig. 4). Los ejes de estas elipses muestran un flujo de entrada y salida uniforme por los estrechos de la Florida y Yucatén, con velocidades de 1 a 4 cm/s en las zonas profundas cercanas a estos estrechos y
menores de 1 cm/s en la regién occidental del GDM. Sobre el talud continental de
la Florida, de Texas-Louisiane y de Campeche se observan_ corrientes aproximadamente uniformes y polarizadas en direccién a la costa, con magnitudes incrementéndose conforme disminuye la profundidad. Estos resultados son consistentes con la teorfa desarrollada por Clarke y Battisti [1981] para
plataformas continentales amplias situadas en latitudes medias y_ bajas, pero
esta amplificacién no debe presentarse en las frecuencias diurnas.
Las magnitudes mdximas para la corriente se obtuvieron en la regién norte
de la plataforma de la Florida, teniendo un valor mdéximo de 26 cm/s. Este hecho
concuerda con lo reportado por Battisti y Clarke [1982], quienes indican que la
zona norte de la plataforma continental de la Florida (comprendida entre la Bahia Tampa y Apalachicola) es resonante para la M2.
La excentricidad de la elipse de marea, definida como el cociente b/a,
donde a es el semieje mayor y b es el semieje menor, ademas de proporcionar
informacién sobre el grado de polarizacién de la corriente nos indica el sentido de rotacién de ésta. Valores negativos corresponden a una rotacién anticiclénica y positivos a una rotacién ciclénica. En la figura 5 se muestra el valor de la excentricidad para la M2, observdndose valores positivos en las regiones profundas, en la porcién oriental del Banco de Campeche y en gran parte de la
plataforma de la Florida; los valores negativos abarcan las zonas costeras desde
la regién NO de la plataforma de la Florida hasta la Sonda de Campeche y parte del talud y del Canal de Yucatan.
IIL.2. Frecuencias diurnas (Ki, O1).
Para las frecuencias diurnas no se obtuvo ningtin punto de amfidromia, y la ‘fase, relativamente uniforme en casi todo el GDM para las dos componentes, indica una ocurrencia casi simulté4nea de mareas altas y bajas. En la regién del Canal de Yucatén se presentan cambios muy grandes en la fase de estas frecuencias, lo cual sugiere la presencia de un punto amfidrémico localizado en
Figura 6. Isolineas de amplitud (cm) y fase (grados referidos a Greenwich)
Eje maximo 0.22 cm/s
Figura 7. Ejes de las elipses de la marea K1 en la capa superficial
valores entre 2 y 3 cm y la O:1 valores de 4 cm, incrementdéndose paulatinamente a
lo largo del GDM y alcanzando sus valores méximos en la Sonda de Campeche,
llegando la Ki a 19 y la Or a 16 cm. Si bien el trabajo de Grace [1932]
reproduce correctamente la lenta variacién de la Ki en la parte occidental del
GDM, predice un gradiente erréneo de amplitud a través del Canal de Yucatan
[Mofjeld y Wimbush, 1977]. Los resultados del presente trabajo reproducen
correctamente, tanto la fase como la amplitud para esta frecuencia.
Las corrientes de marea para las frecuencias diurnas, a diferencia de las semidiurnas, no exhiben la gran polarizacién y el incremento de amplitud hacia la costa en las zonas someras de las plataformas continentales. Este resultado es consistente con la teoria de Clarke y Battisti [1981]. En la regién NO de la plataforma de la Florida, en la porcién occidental de la plataforma Mississippi-Alabama, en la plataforma de Texas-Louisiana y en la Sonda de Campeche, las corrientes presentan amplitudes de aproximadamente 4 cm/s (Fig. 7), con
excentricidades negativas que indican una rotacién anticicl6énica (Fig. 8). En la zona del Estrecho de Yucatén y la regién oriental del Banco de Campeche se
observan las corrientes m4ximas, con amplitudes entre 22 y 6 cm/s, rotando
anticiclénicamente; en la porcién central del Banco de Campeche las magnitudes son de aproximadamente 3 cm/s con’ una rotacién ciclénica. En la regién central
de la plataforma de la Florida la corriente muestra magnitudes de
aproximadamente 2 cm/s con rotacién anticiclénica, observandose el mismo sentido
de giro en la regién sur de la Florida pero con magnitudes llegando a los 11
cm/s en las regiones someras cercanas a Cayo Hueso. En general, las regiones
cicl6nica.
111.3. Tipo de marea en el Golfo de México.
El Numero de Forma (F) se define como la raz6nde amplitudes, F =
(K1+-01)/(M2+S2), es utilizado frecuentemente para caracterizar el tipo de marea
de una regién determinada [Defant, 1953]. Si F < 0.25, la marea es referida como
semidiuma; para 0.25 < F < 1.5, la marea sera referida como mixta
predominantemente semidiurna; para 1.5 < F < 3, la marea se denota como mixta
predominantemente diurna; para F > 3, la marea se clasifica como diurna. Los
resultados del célculo de este paraémetro son mostrados en la figura 9. El tipo
de marea que se obtiene para la regién central del GDM es diurno. En las zonas costeras de la plataforma de Florida y de Texas-Louisiana se tienen mareas de
tipo mixto, predominando la componente semidiurna. Desde las costas del sur de
Texas hasta Tabasco, las mareas son de tipo diurno, convirtiéndose en mixtas,
predominantemente diurnas, en la sonda de Campeche. En la regién norte del Banco de Campeche son de tipo diurno. Para la zona del Canal de Yucatdén y del Estrecho de la Florida se obtienen mareas de tipo mixto, predominado la componente semidiurna.
Las amplitudes y fases obtenidas en algunos puntos de control, localizados a lo largo del Golfo de México, son comparados con valores reportados en la Tabla II. En general, salvo algunos puntos, el mvdelo reproduce bien tanto las amplitudes como las fases.
IlI.4. Validacién del Modelo.
Para tener una idea de la confiabilidad del modelo, y con la finalidad de
Figura 9. Isolineas del Numero de Forma(F) en el Golfo de México.
(wo) seu pop ‘ai (wo) seul jop janIN
(uo) seu jap JeAIN
diurna (d) y la semidiurna(s).
Localidad Condicién de banda Cc ETM TF
frontera
0.953 1.084 -4.1
CG d
‘Tuxpan Ss 0.904 1.091 -11.4
CO d 0.958 0.993 1.7
s 0.907 11638 -12.4
CG d 0.919 1.084 -13.8 Galveston s 0.921 0.908 -24.0 CO d 0.926 0.996 - 7.8
s 0.909 0.959 -24.7
Key West CG d 0.946 0.895 -381
Ss 0.947 1.052 3.3
co d 0.948 0.862 -2.5
Ss 0.947 1.080 3.0
TablaIV. Valores reportados para las elipses de marea en un puntosituado en la plataforma continental de Florida (29° 40’ N, 84° 22.3’ W). Amplitud del semi-eje mayor(A) y semi-eje menor (B) en cm; dngulo entre el semi-eje mayor y la direccién este (0), en grados.
8 m del fondo Modelo Analitico Modelo de la BSH (Marmorino, 1983) (Battisti y Clarke, 1982) aplicado al GDM
Ma
Ki
Ma
M2
Ki
A 0.157 0.043 0.195 0.139 0.040
B 0.070 0.012 0.000 0.011 0.007
Gradiente en las fronteras abiertas en el cdlculo de la velocidad, se compararon
los resultados con algunos trabajos (teéricos y observacionales) sobre las
caracteristicas de las corrientes de marea_ encontradas en ia plataforma
continental de la Peninsula de Florida. Se compar6 ademds el nivel del mar
obtenido con las predicciones de 1985 para algunas localidades (Tuxpan,
Galveston y Key West). Para tal efecto se utiliz6 el forzamiento de marea
(primeros cuatro harménicos de la Tabla I) y las amplitudes y fases de éstos
fueron corregidas de acuerdo a los argumentos astronédmicos reportados en el
Deutsches Hydrographisches Institut [1967]. Las predicciones de nivel del mar
para Tuxpan fueron proporcionadas por el Instituto de Geofisica de la
Universidad Nacional Auténomade México, las de Galveston y Keywest por la NOAA
(National Oceanic and Atmospheric Administration).
Las dos versiones del modelo (con CG y CRO) reproducen aceptablemente el nivel del mar en las tres localidades mencionadas (Fig. 10) y no se encontraron
diferencias significativas entre los resultados de las dos versiones. Esto se
puede observar de los valores de coherencia calculados entre los resultados de
las dos versiones y las observaciones para esas localidades (Tabla Il). Al emplear la condicién de Orlanski se esperaba encontrar alguna diferencia
significativa con respecto a la Condicién de Gradiente pues, como se indicé en el capitulo II, el usar esta ultima condicién implica un cierto grado de reflexi6n de las orias de gravedad incidentes en las fronteras abiertas de nuestra regién de estudio. La similitud entre los resultados de los dos modelos quizés se deba a que lo angosto del Estrecho de la Florida y del Canal de Yucatén minimiza el efecto de reflexién inherente a la CG utilizada. Esto tltimo se infiere a partir de resultados de nivel del mar y, tal vez, al realizar un
cercanas a las fronteras abiertas, se podria llegar a resultados diferentes.
La diferencia entre las amplitudes calculadas con el modelo y_ las
predicciones tienen su energia distribuida principalmente en las bandas diurnas y semidiurnas (se omite la figura respectiva). Una parte de la energia del
residual es debida al forzamiento astrénomico directo, pues aunque este
forzamiento se despreci6 en este trabajo, esté presente en las _predicciones.
Otra parte de la energia del residual se le atribuye a las componentes de marea
no consideradas. No obstante el utilizar tinicamente cuatro componentes de marea,
la concordancia de las predicciones y los resultados del modelo para las tres
localidades resultan bastante aceptables y, para los objetivos de este trabajo,
es suficiente el considerar tinicamente estas 4 constituyentes pues, como se vera
en la siguiente seccién, las magnitudes de las corrientes residuales son
pequefias y juegan un papel secundario en la dispersién de contaminantes (ver
capitulo V).
Las corrientes de marea calculadas en la regién norte de la plataforma de
la Florida concuerdan con los resultados del trabajo de Marmorino [1983], quien
realiz6 un andlisis de datos de corrientes en una localidad situada en esta zona
(29° 40.0’ N, 84° 22.3’ O); sus resultados indican que las corrientes de marea
contribuyen con un 85 % de la energia cinética observada, dominando las
componentes semidiurnas, con corrientes rotando ciclénicamente. Battisti y
Clarke [1982] aplicaron en esta zona un modelo analitico de mareas para plataformas continentales amplias. Sus resultados reproducen muy bien las
observaciones en otras localidades, pero se obtienen resultados erréneos en esta
correspondiente al punto citado en el trabajo de Marmorino (1983), sus
resultados y los del modelo analitico de Battisti y Clarke [1982] son dados en
la Tabla IV.
IIL5. Circulaci6n residual y la Corriente de Yucatan.
La velocidad residual lagrangeana (u,) es definida segiin Maier-Reimer
[1977] como:
w=]Gon)at/f dt
(13)
donde h es el grosor de la capa y T es el periodo de la componente de marea mas
energética. El conocimiento de estas velocidades es de interés sobre todo cuando
se desea estudiar el transporte de substancias en mares someros y regiones
costeras.
Utilizar
la relacién (13)
en nuestro’
estudio present6 algunos
inconvenientes ya que no es posible obtener un periodo de integracién exacto para la suma de los cuatro harménicos que dan el forzamiento total por marea. Debido a ello se estimaron las corrientes residuales en un ciclo de mareas vivas y muertas empleando la relacién (13), forzando el modelo con las primeras cuatro frecuencias de la Tabla I. El periodo de integracién utilizado fue de 335 horas, repitiendo los célculos para tres intervalos de tiempo: dos traslapados y uno totalmente independiente. Se obtuvieron resultados muy similares en los tres casos. En la figura 11 se muestra el patrén residual superficial para elforzamiento por marea. Las velocidades mdximas son de apenas 2.5 a 5 mm/s.
Debido a los valores tan pequefios encontrados para las corrientes residuales, su contribucién a la dispersi6n de contaminantes es minima (ver capitulo V).we ERA bikie A TORRE ER A rey
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: 2.5- 5 4 50- 60
’ b- 16 # 68- 70
10- 20 A 70- 86
20- 36 4 80-180
30- 40 4 >160
mm/s
€4QADAN
Th
lo constituye la Corriente de Yucatén. Una manera de incorporar esta
contribucién al modelo, sin dejar de considerar el forzamiento por marea, es
prescribir en las fronteras abiertas una componente mds de la marea, pero de frecuencia cero. Conociendo el valor promedio del flujo de entrada deseado, es
posible obtener una estimacién geostréfica del gradiente requerido en la
amplitud de esta componente (fisicamente formada por un desnivel en la ESL entre Cuba y Yucatén y otro entre Cuba y la Florida). Esta amplitud se obtuvo, de una
manera indirecta, prescribiendo en la FS las velocidades correspondientes a un
transporte de aproximadamente 20 Sv. Al llegar al estado estacionario, los valores de la ESL en las dos fronteras serd4n las amplitudes de la componente de frecuencia cero, y corresponderén al estado de equilibrio de un flujo entrando por el Canal de Yucatdén y saliendo por el Estrecho de la Florida.
Al prescribir las velocidades en el Canal de Yucatén se impone la CG para
calcular el nivel del mar en esta frontera, eliminando con ello el flujo
geostréfico paralelo a ésta. Para el Estrecho de Florida se consideraron las siguientes posibilidades: 1) fijar el valor de la ESL en cero (condicién de fijamiento) y utilizar CG 6 CRO para obtener el valor de la velocidad; 2) emplear CG 6 CRO para las tres variables. Al emplear la posibilidad 1 se altera
el valor de la velocidad obtenido en los puntos interiores a la frontera, debido
a que la ESL permanece fija e igual a cero en la frontera, y este valor, junto
con el de la ESL en el punto interior a la frontera, son necesarios para obtener
el gradiente de presién. Este problema se resuelve, en parte, utilizando la
posibilidad 2, aunque ello nos conduce a violaciones en la ecuacién de
continuidad y, por lo tanto, a cambios en el contenido de masa en nuestra regién
cm/s
Figura 12. Corrientes residuales lagrangeanasinducidas porla
interaccion de la marea y la Corriente de Yucatan.
Capa superficial (0-20 m).
aaa ee meray way
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AAA AREVY4ESNNNNNVA DL OY
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20- 30 80-100
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2.5- 5 7 50- 66 5- 10 2 60- 70 19- 20 A 70- 80 20- 30 # 80-100 30- 40 « >100
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Figura 13. Transporte residual lagrangeano,verticalmente integrado en
frontera a cada uno de ellos. Lo anterior permite que el perfil de la ESL se
ajuste y permanezca casi constante cuando se alcanza el estado estacionario,
ademas de que la variabilidad en el contenido de masa es prdcticamente cero. Una
vez obtenido el desnivel de frecuencia cero, de la manera anteriormente
descrita, se agreg6 en el forzamiento dado por la relacién (11) como la quinta
componente.
La corriente superficial residual lagrangeana, resultante de agregar la
contribucién de la Corriente de Yucatén al forzamiento de la marea (Fig. 12),
presenta dos caracteristicas bien definidas: una corriente entrando por el Canal de Yucatén y otra inicidndose en las costas de Mississippi y extendiéndose a todo lo largo y ancho de las plataformas continentales de Mississippi, Alabama y
la Florida, uniéndose las dos corrientes en la regién del Estrecho de la
Florida. En la figura 13 se muestra el transporte residual lagrangeano para toda la columna de agua. De estos resultados se observa que el efecto de la Corriente de Yucatén es importante tnicamente en la regién oriental del GDM, lo cual se manifestaré también al realizar los experimentos de dispersién de contaminantes.
Se revisaron varios trabajos para comparar los resultados obtenidos al tratar de simular la contribucién de la Corriente de Yucatén a la circulacién general del GDM,pero, salvo algunas excepciones, no se encontré material alguno
para este fin. Monreal y Salas de Leén [1985] utilizando un modelo barétropico
de la Florida y no se present6 ninguna intrusién hacia el norte. Nuestros
resultados sugieren que la corriente barétropica permanece confinada en_ las regiones profundas del Canal de Yucatén y de Cuba, siendo la batimetria y la rotaci6n terrestre factores decisivos para mantener este estado de equilibrio en
el flujo barotrépico. Ademds podemos inferir que las intrusiones hacia el norte, que se observan en la Corriente de Lazo, son escencialmente baroclinicas. Se
debe tener en cuenta que en este trabajo se mantuvo el flujo de la Corriente de Yucatén constante; si bien se ha observado que el transporte por el Canal de
Yucatén y el Estrecho de la Florida es variable [Molinari et al., 1978; Scott et
al., 1988]. Tratando de encontrar una circulaci6n semejante a la reportada por Monreal y Salas de Leén [1985] se prescribieron velocidades constantes en la FS (en lugar del desnivel de frecuencia cero), eliminando la contribucién de la
marea; sin embargo, no fue posible lograr que el flujo penetrara en direcci6n NO (se utilizaron velocidades mAximas de 1.25 m/s con una direcci6n NO). Al omitir
los fuertes razgos batimétricos del GDM, considerando una plataforma continental pequefia y un fondo plano (profundidad promedio igual a 1600 m), se llegé a
resultados similares a los de estos autores. Sin embargo, de los resultados de
las diversas corridas del modelo utilizando batimetria real, es evidente que el
efecto del Banco de Campeche y de la plataforma de la Florida sobre la circulacién general del GDM es muy importante y no deberia de ser omitido en las simulaciones concurnientes a la circulacién barotrépica del GDM.
If.6. Componente baroclinica de la Corriente de Yucatén.
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se obtuvo, prescribiendo un flujo de entrada constante, una corriente entrando
por el Canal de Yucataén y saliendo por el Estrecho de Florida, la cual penetra
hacia el NO y desprende giros anticlénicos con un periodo de aproximadamente 11
meses (Fig. 14). Estos resultados concuerdan con los de Hurlburt y Thompsom
[1980]. Lo anterior sugiere que estas caracteristicas del patrén de circulacién
general del GDM son baroclinicas. En el presente trabajo no se considera esta
componente de la circulacién, lo cual seria deseable y es atin mds importante al realizar simulaciones de dispersién de contaminantes de largo plazo, como se veré en el siguiente capitulo. No obstante, el usar un modelo barotrépico, con varios niveles de cémputo y batimetria real para calcular las corrientes en el GDM,constituye un primer paso para el entendimiento de los procesos que rigen
IV. CIRCULACION.
La literatura consultada sobre la circulacién producida por el viento
difiere en el origen del giro anticiclénico observado como una_ caracter{stica
semipermanente de la parte occidental del GDM [Sturges y Blaha, 1976; Elliot,
1979], si bien, es evidente de estos trabajos, que el campo del esfuerzo del
viento presenta valores extremos en invierno y en verano. Elliot [1979],
utilizando datos de viento del National Climatic Center, refuta la idea,
propuesta por Sturges y Blaha [1976], sobre la contribucién del viento como mecanismo dominante en la circulacién anticiclénica de la regién occidental del
GDM, concluyendo que los remolinos, que se desprenden de la Corriente de Lazo,
son importantes para mantener la circulacién anticiclénica de esta zona.
Para obtener el patr6én de circulacién de verano e invierno en el GDM se corri6 el modelo por un periodo de un ajfio, utilizando como tnico forzamiento un campo de viento promedio mensual, calculado a partir de datos de viento COADS (Comprehensive Oceanic-Atmosphere Data Set) desde 1980 a 1991. Los campos
mensuales_ utilizados (Fig. 15) son consistentes con los que utiliz6 Elliot
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IV.1. Circulacién de verano.
El patrén superficial (0-20 m) de verano (Fig. 16), presenta una corriente
localizada en el Banco de Campeche y dirigida hacia el oeste, alcanzando
velocidades entre 5 y 17 cm/s en las costas de Yucatén. Al llegar a la regién proéxima al LEscarpe de Campeche la corriente se bifurca en dos ramales,
predominando la corriente hacia el sur, la cual, al Ilegar a las costas de
Tabasco, presenta magnitudes de aproximadamente 3 cm/s. Para la regién occidental del GDM (costas de Veracruz, Tamaulipas y sur de Texas) se observa una corriente débil, de sur a norte y paralela a la linea de costa, con
magnitudes de 1 cm/s para la costa veracruzana y de 1 a 4 cm/s para las costas de Tamaulipas y sur de Texas. En las zonas profundas localizadas entre el mérgen
occidental del GDM y el Banco de Campeche, la corriente se encuentra dirigida al
norte con magnitudes de aproximadamente 1.5 cm/s. En las regiones centrales del
GDM las velocidades son menores de 0.5 cm/s. La regién oriental del GDM (costa
de Florida, Alabama y Mississippi) presenta una corriente con direcci6n NO, con velocidades de aproximadamente 1 cm/s, abarcando desde el extremo sur de la plataforma de la Florida hasta el margen oriental de la desembocadura del Rio Mississippi.
El transporte para los primeros 200 m de la columna de agua (se omite la
figura respectiva) presenta, b4sicamente, las mismas caracteristicas de la
circulaci6n superficial, salvo la presencia de una incipiente celda ciclénica frente a la costa del sur de Texas. En el transporte de las 2 Ultimas capas (200 m al fondo, Fig. 17) se observan, como razgos dominantes: una circulacién
anticiclénica en la parte occidental; una circulaci6n hacia el oeste en la
porcién norte del GDM, la que, al Uegar al mérgen occidental se dirige hacia el
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vector maximo 0.183 SvFigura 17. Transporte promedio (Sv), verticalmente integrado desde los
200 m de profundidad al fondo, generado por el viento de
ademas un flujo hacia el este, a todo lo largo de las zonas profundas, el cual
sale del GDM porel Canal de Yucatan.
IV.2. Circulacién de Invierno.
La corriente superficial de invierno (Fig. 18) presenta, al igual que para
verano, una corriente bien definida en el Banco de Campeche dirigida hacia el
oeste, con magnitudes entre 5 y 18 cm/s. Sin embargo, el patrén resultante para
la regién occidental del GDM es diferente, destacdndose la presencia de unacorriente costera en la porcién norte. La cual se extiende, desde la regién
occidental de la desembocadura del Rio Mississippi, hasta las costas del sur de Tamaulipas y presenta magnitudes entre 0.55 y 2 cm/s. En la regién profunda, situada entre las costas de Tamaulipas y Veracruz y el Escarpe de Campeche, la direccién de la corriente es predominantemente hacia el NO y las magnitudes son
de aproximadamente 1 cm/s. Para la zona oriental se presenta, ademas de la
corriente hacia el NO descrita para el verano, una corriente costera dirigida hacia el SE, con magnitudes de aproximadamente 1 cm/s y localizada sobre la
porcién norte de la plataforma de Florida. Estas dos corrientes forman una
circulaci6n anticiclénicaen la regién costera de esta regién de GDM.El transporte para los primeros 200 m presenta esencialmente las mismas caracteristicas de la circulacién superficial (se omite la figura respectiva); para el transporte total en las 2 wltimas capas (Fig. 19) se observa la celda
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Figura 19. Transporte promedio (Sv), verticalmente integrado desde los
200 m de profundidad al fondo, generado porel viento de
IV.3. Circulacién general de verano.
Al incorporar la marea y la Corriente de Yucatdn, el patrén general de la
circulaci6n superficial de verano (Fig. 20) presenta, bdsicamente, las
caracteristicas de la circulacién residual debida a la marea y a la corriente de
Yucatén (ver Fig. 12); agregdndose a esta circulacién la corriente localizada en
el Banco de Campeche. Los razgos distintivos observados son: una corriente hacia el oeste, localizada en el Banco de Campeche y con magnitudes entre 2.5 y 10
cm/s; una corriente hacia el norte en las costas del norte de Veracruz,
Tamaulipas y sur de Texas, con magnitudes mdximas entre 5 y 10 cm/s en el sur de Tamaulipas; una corriente entrando al GDM por el Canal de Yucatén y saliendo por el Estrecho de Florida, con magnitudes m4ximas entre 20 y 30 cm/s en la regié6n
cercana a la FE; finalmente, se observa una corriente bien definida, inicidndose
en la zona oriental de la desembocadura del Rio Mississippi y continuando a lo
largo de las plataformas continentales de la regién oriental del GDM, uniéndose
en el extremo sur de la plataforma continental de la Florida a la corriente proveniente del Canal de Yucatén, alcanzdéndose en esta zona las velocidades
méximas de esta corriente, cuyos valores van de 10 a 20 cm/s.
El transporte para los primeros 200 m (Fig. 21) presenta, bdsicamente, las
mismas caracteristicas de la circulacién superficial, aunque es evidente la corriente hacia el norte que se presenta en la regién occidental del GDM. El origen de esta corriente se ha atribuido al rotacional del esfuerzo del viento y
a los giros anticiclénicos que llegan a esta parte del GDM provenientes del este [Sturges y Blaha, 1976; Elliot, 1979]. Los resultados de este trabajo, no
obstante que carecen de la contibucién de los giros anticiclénicos, concuerdan
cualitativamente con estos trabajos y reproducen satisfactoriamente la