PATRONES DE CORRIENTES Y DISTRIBUCIÓN …En invierno, las corrientes presentaron una estructura de dos capas, con flujos de salida del canal por la superficie y de entrada por la

5Patrones de corrientes y distribución vertical de temperatura y salinidadCienc. Tecnol. Mar, 29 (2): 05-21, 2006

* Proyecto CONA-C8F 02-16.

PATRONES DE CORRIENTES Y DISTRIBUCIÓN VERTICAL DE TEMPERATURA Y SALINIDADEN LA ENTRADA OCEÁNICA DEL CANAL DARWIN EN INVIERNO Y PRIMAVERA DE 2002*

CURRENTS PATTERNS AND VERTICAL DISTRIBUTION OF TEMPERATURE AND SALINITY AT THEOCEANIC ENTRANCE OF THE DARWIN CHANNEL WINTER/SPRING OF 2002

MANUEL CASTILLO1,MÓNICA BELLO2,HERNÁN REYES3

YENNY GUERRERO2

1Estación Costera de Investigaciones Marinas,Pontificia Universidad Católica de Chile, Alameda Nº 340, Santiago

E-mail: [email protected] Hidrográfico y Oceanográfico de la Armada

Errázuriz 254 - Playa Ancha - ValparaísoCódigo postal: 237-0168

3Instituto de Fomento PesqueroBlanco 839, ValparaísoE-mail: [email protected]

RESUMEN

En este trabajo se presentan los resultados de mediciones de temperatura, salinidad y corrientes,realizadas en la entrada occidental del canal Darwin en invierno y primavera del año 2002. Las medicionesfueron realizadas en un circuito rectangular, en el área centrada en 45o 26’ S, 074o 16’ W, por un ciclosemidiurno de marea (12 horas) en cada una de las etapas. Los datos de corrientes fueron obtenidos con uncorrentómetro perfilador acústico Doppler, mientras que la temperatura y salinidad fueron obtenidas conperfiladores CTD. Tanto las corrientes como la distribución vertical de temperatura y salinidad presentaronun comportamiento asociado al régimen de mareas. La temperatura aumentó 1 oC en primavera respecto alinvierno, mientras que la salinidad registró una disminución de 0,5 a 1,0 psu, en la capa de 0 a 100 m deprofundidad. Las amplitudes de corrientes presentaron mayores intensidades (>50 cm·s–1) en direcciónoeste y máximos de velocidad residual entre 25 y 20 cm·s–1 para la primera y segunda etapa, respectivamen-te. En invierno, las corrientes presentaron una estructura de dos capas, con flujos de salida del canal por lasuperficie y de entrada por la capa subsuperficial. En primavera, se presentó un esquema de tres capas, conlas capas superficial y de fondo hacia el oeste, mientras que la capa subsuperficial con dirección este. Lapresencia de estas estructuras reflejó un sistema dinámico, donde los cambios de dirección y magnitud delas corrientes estarían directamente relacionados con los cambios en la estructura de densidad (o boyantes).

Palabras claves: Canal Darwin, corrientes, temperatura, salinidad, mareas.

ABSTRACT

This work presents the results for temperature, salinity and currents measurements carried outin the western entrance of the Darwin channel during winter and spring 2002. These measurementswere carried out along a rectangular track within 45o 26’ S, 074o 16’ W, during a semidiurnal cycle (cma.12 hours). The currents data was obtained with an Acoustic Doppler Currentmeter Profiler (ADCP),meanwhile temperature and salinity profiles were obtained with a Conductivity, Temperature and Depth(CTD) device. All oceanographic data (currents, temperature and salinity) showed behaviour associatedwith the tidal cycle. During spring the mean temperature was 1 oC higher than winter, and the salinitydecay from 0.5 to 1.0 psu at the 0-100 m depth layer, with westward currents of strong amplitude (>50cm·s-1). The maxima for the subtidal velocity was 25 cm·s-1. In winter, the currents showed two layers,

6 Revista Ciencia y Tecnología del Mar, Vol. 29 (2) - 2006

the surface layer output from the channel and input oceanic water in the deep layer. In spring, thechannel showed a three layers structure where the surface and bottom layers had a westward flowwhereas the subsurface layer flowed eastward. The presence of these structures shed light about thecomplex dynamic of this area where the current vectors would be directly related to changes in density(buoyancy) structure.

Key words: Darwin Channel, currents, temperature, salinity, tides.

El objetivo general es describir las variacio-nes espaciales y estacionales (invierno y prima-vera) de la circulación y la distribución verticalde la temperatura, salinidad y sigma-t en la bocaoccidental del canal Darwin.

MATERIALES Y MÉTODOS

Durante los días 14 de julio y 20 de noviem-bre del año 2002, se realizaron mediciones deperfiles de temperatura, salinidad y corrientes,en un circuito rectangular, en el área centrada45o 26’ S, 074o 16’ W, al oeste del canal Darwiny al norte del canal Utarupa (entre islas Isquiliacy Veneria e islas Rivero y Matilde) (Fig. 1). Deaquí en adelante nos referiremos a estos díascomo etapa 1 y etapa 2, respectivamente.

Las mediciones continuas de velocidad, seextendieron por aproximadamente 12 horas encada uno de los días, permitiendo obtener 7 y 8repeticiones del circuito para los períodos de in-vierno y primavera, respectivamente. Los regis-tros de temperatura y salinidad, fueron tomadosen las estaciones A y D de cada circuito (Fig. 1),hasta una profundidad máxima de 120 m.

Para el registro de datos de corrientes se utili-zó un correntómetro perfilador acústico Doppler(ADCP) de 307 kHz, marca RD-Instruments, opera-do en modo bottom-track (BT). Este ADCP fue mon-tado sobre un catamarán de 4 m2, con sus cuatrotransductores apuntando hacia el fondo y remolca-do a un costado del buque a una velocidad máximade 2,5 m·s–1. Lo anterior permitió obtener una re-solución espacial de 150 m entre cada perfil develocidad registrado. El equipo fue programado paraemitir una señal cada 3 segundos en celdas de 4m de espesor, sin embargo, en los perfiles finalesde velocidad, estas observaciones crudas, fueronpromediadas cada 1 minuto. En forma simultáneaa las mediciones de corrientes, se registró la posi-ción geográfica de la embarcación mediante un GPSAshtech Z-12.

Los perfiles de temperatura y salinidad, fue-ron obtenidos mediante un registrador de tem-peratura, conductividad y profundidad (CTD) mar-ca SeaBird, modelos 19 y 25 para cada etapa

INTRODUCCIÓN

Las investigaciones oceanográficas relaciona-das al estudio de la dinámica de las aguas interio-res de la zona austral de Chile se han enfocado,principalmente, a la obtención de modelos teóri-cos y a mediciones directas de corrientes en áreaspuntuales. Los primeros utilizaron como entrada ladistribución de las variables físicas de temperatu-ra y salinidad (Pinochet & Salinas, 1996; Silva etal., 1998), mientras que, antes de la realizacióndel proyecto CIMAR 8 Fiordos (año 2002), las me-diciones de corrientes sólo habían consideradoáreas interiores de canales y fiordos, sin conexióndirecta con el área oceánica.

Las mediciones de corrientes en el área inte-rior de los canales han permitido conocer en te-rreno importantes características de la circula-ción en la zona austral y han ampliado la visiónde la circulación estuarina que antes sólo habíasido analizada a través de modelos teóricos decirculación. En el área de canales, Salinas & Hor-mazábal (1997) estimaron para la constricciónde Meninea un flujo neto superficial hacia el nor-te de 15,9 cm·s–1, y un flujo neto profundo haciael sur de 2,0 cm·s–1. En tanto que Cáceres et al.(2002) muestran la gran influencia del viento enla dinámica de las corrientes a lo largo del fiordoAysén. En canales con corrientes intensas comoen el canal Chacao, Cáceres et al. (2003a) re-portaron una mayor influencia de componentesfriccionales. Recientemente, Cáceres & Valle(2004) describieron para el paso Galvarino (44o

23’ S, 072o 36’ W) flujos que poseen una ten-dencia a rotar, condición que puede tener unagran importancia, puesto que indicarían la exis-tencia de una recirculación de aguas en el senoVentisquero.

Este trabajo constituye un primer aporte al es-tudio de la circulación en un canal interior en con-tacto directo con el océano. La información anali-zada fue obtenida durante las dos etapas, del Cru-cero Oceanográfico CIMAR 8 Fiordos realizado abordo del buque oceanográfico AGOR “VidalGormaz” del Servicio Hidrográfico y Oceanográficode la Armada (SHOA), entre el 1 y 26 de julio yentre el 15 y 28 de noviembre de 2002.

7Patrones de corrientes y distribución vertical de temperatura y salinidad

Fig. 1: Área de estudio.Fig. 1: Area of study.

respectivamente. Estos datos fueron procesadosy promediados cada 1 m, considerando las me-todologías sugeridas por el fabricante y las mo-dificaciones propuestas por el CENDOC (2004).Una vez terminado el procesamiento, los per fi-les verticales de salinidad fueron corregidos conmuestras discretas obtenidas con la roseta, si-guiendo la metodología dada por Seabird (2001).

El control de calidad de los per files de co-rrientes consideró la eliminación de los datosevidentemente erróneos de cada circuito, ade-más de criterios estándares de bondad sobreel 80%, gasto < 100 m3·s–1 y error menor a0,08 m·s–1, finalmente no se consideraron di-ferencias entre 1 a 3 m·s–1 entre las velocida-des registradas por el BT del ADCP y la veloci-dad registrada por el GPS. Un segundo criterioconsideró la corrección de la dirección, debidoa que el compás magnético del ADCP es afec-tado por los campos magnéticos generados ypor la desviación magnética local (Trump &Marmorino, 1997). De esta forma, los per filespromedios fueron corregidos mediante la me-

todología propuesta por Joyce (1989) y Pollard& Read (1989).

Los datos de corrientes fueron analizados entérminos de componentes ortogonales, donde lacomponente U contiene las variaciones este-oes-te, mientras que la componente V representa lasperturbaciones norte-sur. Las componentes co-rregidas fueron referidas a un punto en tierra (PR)ubicado en la parte sur del canal Darwin, en los45o 29’ S, 74o 16’ W (Fig. 1). De aquí en adelan-te todo el análisis realizado a la información decorrientes se hará considerando este punto dereferencia.

La información fue interpolada en arreglostipo matriz de datos (comúnmente denominadocomo grilla) de velocidad, cada arreglo fue sepa-rado por transecta (TR), las que consideraron unaseparación de 200 m en la horizontal (eje x) y de2 m en profundidad (eje y). Con los datos de co-rriente interpolados se procedió a estimar losarmónicos semidiurnos (sd) de la corriente, me-diante el ajuste por mínimos cuadrados (Emery


& Thomson, 1997), según la relación expuestaen la ecuación 1.

V(U,V)

= V(U,V)

r + V

(U,V) sd

· sen( ωsd

t + φsd

) (1)

Donde V(U,V)

representa el vector velocidad, mien-tras que V

(U,V) r es la velocidad residual. Además,

V(U,V) sd

es la amplitud del armónico semi-diurno, ωsd

es la frecuencia semi-diurna (2π/ ½ d) y φsd

repre-senta la fase semidiurna, en tanto que t es el tiem-po, medido en días.

Debido a que el mayor porcentaje de varianzase encontró asociado a la componente U, losresultados presentados se centraron en el com-portamiento de esta componente. Finalmente,para obtener una visión sinóptica del sistema decorrientes del área se utilizó nuevamente la ecua-ción 1, para obtener los contornos de velocidada un mismo tiempo (t), en las transectas D-A y C-B (sentido de orientación de las transectas, des-de el PR, Fig. 1).

La información de mareas para el área deestudio fue obtenida mediante la corrección delos pronósticos para puerto Italiano cuyo puertopatrón es bahía Orange (SHOA-PUB. Nº 3009).

RESULTADOS

Columna de agua

Las variables temperatura, salinidad y densi-dad en las estaciones A y D para ambas etapas,se presentan como series de tiempo (Figs. 2a y2b).

En invierno (etapa 1), la temperatura en lavertical, registró en las dos estaciones un estre-cho rango de variación, los que aumentaron des-de un valor mínimo de 9,5 oC en superficie a 9,9oC en los 120 m. La salinidad presentó valoresmínimos de 30,2 psu en superficie y valores máxi-mos de 32,8 psu en el último nivel de muestreo.La densidad experimentó variaciones desde23,28 kg·m–3 en la superficie a 25,27 kg·m–3 enlos 120 m.

Dentro de los primeros 40 m, la variaciónvertical de la temperatura de las estaciones A yD fue mínima, aumentando gradualmente bajoese nivel. La salinidad presentó un gradientepromedio de 0,2 psu/10 m, entre superficie y lamáxima profundidad, con las mayores variacio-nes bajo los 20 m, condición que es mostradapor la brusca profundización de las isohalinas apartir de este nivel. De forma similar, la densi-

dad se mantuvo con valores relativamente cons-tantes en los primeros 20 m, sin embargo, bajoeste nivel las isopicnas se profundizaron rápida-mente, alcanzando en el nivel de 120 m valoresmáximos de densidad.

En superficie, la salinidad y densidad mos-traron valores más altos en la estación A conrespecto a D en aproximadamente 0,3 psu y 0,2kg·m–3, en cambio, a nivel subsuperficial (bajolos 100 m) las temperaturas y salinidades regis-tradas fueron menores en A.

En la etapa 2 (primavera), la temperatura regis-tró un rango de variación entre 10,4 y 11,1 oC, mien-tras que en la variable salinidad el rango de varia-ción fue de 28,9 psu a 32,8 psu. La densidad(σ

t) registró valores entre 22,15 y 25,05 kg·m–3.

El mínimo térmico en este período se registró ensuperficie, sin embargo, el máximo se presentóen el día 20,2 centrado a 80 m de profundidad,como un pequeño núcleo de valores mayores a11 oC, en ambas estaciones. La salinidad pre-sentó en las dos estaciones un aumento en eltiempo, este comportamiento se expresó con elascenso entre 10 y 20 m de las isohalinas ubi-cadas entre los niveles de 40 y 100 m de pro-fundidad. Este ascenso es coincidente con laaparición del núcleo de máxima temperatura re-lativa. La densidad (al igual que la salinidad) re-gistró una notoria variación vertical. Las isopicnasregistraron un ascenso en torno a las 02 horas(GMT) del día 20 de noviembre (día 20,1), sinembargo hacia las 09 horas (GMT) las isopicnasnuevamente se profundizaron (día 20,4).

Mediciones de corrientes

Los contornos de corrientes durante ambosperíodos de observación mostraron patrones pro-medio muy similares, razón por la cual, los re-sultados se presentaron en términos de un de-terminado estado de la marea y no referidos a laprimera o segunda etapa de muestreo.

Con la finalidad de resaltar diferencias en elcompor tamiento de las corrientes del canalDarwin, se describirán los contornos de corrien-tes para las transectas D-A y C-B, en tres fasesde mareas: bajamar (Fig. 3), pleamar (Fig. 4) yllenante (de bajamar a pleamar) (Fig. 5). La fasede marea vaciante no fue presentada debido aque registró un comportamiento similar en in-tensidad, pero contrario en dirección, a lo obser-vado durante la llenante.

Durante la bajamar, en la transecta C-B (Fig. 3),se registraron corrientes de hasta 40 cm·s–1 hacia


Fig.

2:

Ser

ies

de t

empe

ratu

ra,

salin

idad

y s

igm

a-t

en las

est

acio

nes

A y

D.

a) e

tapa

1,

b) e

tapa

2.

Fig.

2:

Tem

pera

ture

, sa

linity

and

sigm

a-t

series

in

the

stat

ions

A a

nd D

. a)

sta

ge 1

, b)

sta

ge 2

.


Fig.

2:

Con

tinu

ació

n.Fi

g. 2

: To

be

cont

inue

d.


el oeste. Estas corrientes se presentaron hastalos 30 m de profundidad entre 3,2 a 4 km del PR.Sin embargo, en la capa superficial (5 m) estascorrientes abarcaron desde los 3 a los 5 km delPR. En general, los contornos de velocidad mostra-ron una predominancia de la dirección oeste e in-tensidades entre los 20 y 30 cm·s–1. Los contor-nos U de la transecta D-A mostraron un comporta-miento diferente a lo descrito para C-B, ya queesta última, presentó una capa de muy bajas in-tensidades relativas (< 10 cm·s–1) en el lado surdel canal, a 3,8 km del PR y centrado en los 10 m,condición que no se observó en la transecta C-B.

Durante la fase de pleamar (Fig. 4), el com-portamiento de las corrientes en las transectasD-A y C-B mostró la presencia de dos capas: unacapa superficial de aproximadamente 50 m condirección oeste y una profunda (>50 m) que sedirigió principalmente hacia el este. En términosde magnitud, la corriente superficial desarrollóintensidades entre los 10 y 15 cm·s–1, mientrasque en la capa profunda se registraron velocida-des de mayor intensidad, que no superaron los40 cm·s–1.

Las corrientes de mayor intensidad se pre-sentaron en las fases de cambio de marea. Du-rante la fase de llenante (Fig. 5), las intensida-des superaron los 50 cm·s–1, entre los 50 y 75m. En ambas transectas, la capa superficial re-gistró corrientes de muy baja intensidad (en tor-no a 0 cm·s–1) en la parte sur del canal (Fig. 5).

La caracterización armónica de las corrien-tes que se presenta a continuación, correspon-de a la transecta C-B, dado que ésta tuvo unmayor número de datos para efectuar lasinterpolaciones en tiempo y espacio, como tam-bién al alto grado de concordancia entre los con-tornos en ambas etapas de muestreo.

Los contornos de amplitud de las corrientessemidiurnas en la primera etapa (Fig. 6) mostra-ron valores en torno a 30 cm·s–1 entre los 5 y 50m de profundidad. Bajo los 50 m, se registraronamplitudes de 30 cm·s–1 a una distancia entrelos 2,5 y 3,7 km del PR. Mientras que, entre los4 y 6 km del PR se presentaron intensidades de40 cm·s–1. En los contornos de fase (Fig. 6) seobservó que la componente semidiurna (12 h)presentó un desfase de aproximadamente 1,5hora (45o) en los primeros 40 m, mientras quebajo esta capa, el desfase aumentó hasta alcan-zar las 3 horas (90o) en los 80 m.

Los contornos de velocidad residual (subma-real) de la transecta C-B indicaron, en esta etapa,

un comportamiento de dos capas (Fig. 7), dondela capa entre 5 y los 50 m desarrolló una direc-ción predominantemente hacia el oeste. En estacapa las corrientes de mayor intensidad se pre-sentaron entre los 3 y 5 km del PR, alcanzandoun máximo de aproximadamente 20 cm·s–1. Elcontorno de cero movimiento (0 cm·s–1) se pre-sentó a una profundidad media de 50 m. En lacapa profunda (> 50 m) las velocidades mayoresa 10 cm·s–1 se centraron a 80 m de profundidadentre los 3 a 4,8 km. del PR.

Los contornos de amplitud en la segunda eta-pa mostraron la predominancia de valores supe-riores a 35 cm·s–1 prácticamente en toda la co-lumna de agua. Los máximos, de aproximada-mente 50 cm·s–1, se ubicaron en la parte nortedel canal, centrados en 5,3 km del PR a una pro-fundidad entre los 40 m y 60 m (Fig. 8). Por otraparte, los contornos de fase mostraron una capaentre los 5 y 40 m, con un desfase de 1 hora.Bajo los 60 m de profundidad el desfase fue cero.

Los contornos de velocidad residual, para estaetapa, evidenciaron una estructura de 3 capas (Fig.9). La capa ubicada entre 5 y 40 m tuvo una direc-ción oeste y valores de 20 cm·s–1 entre los 3 y 4km del PR y velocidades de 10 cm·s–1 desde los 4hasta los 6 km del PR. El contorno de cero movi-miento, se ubicó aproximadamente a 50 m de pro-fundidad con una leve inclinación sur-norte. La capaentre los 50 y los 90 m, se dirigió hacia el este,alcanzando los 10 cm·s–1 en el centro de ésta. Otrocontorno de cero movimiento se situó entre los 90y los 100 m de profundidad, inclinado levementede norte a sur. Finalmente, entre los 100 m y elfondo se presentó una tercera capa de corrientescon intensidades menores a 5 cm·s–1 y con direc-ción hacia el oeste (Fig. 9).

DISCUSIÓN

Estacionalmente, la temperatura presentó enla vertical un aumento promedio de 1 oC en pri-mavera respecto al invierno, mientras que la sa-linidad disminuyó de 0,5 a 1 psu, principalmentehasta los 100 m de profundidad. Desde este ni-vel la salinidad se mantuvo similar hacia el fon-do, en los dos períodos. En la primavera de 1995(noviembre), Silva et al. (1997) registró, tempe-raturas al menos 1 oC mayores en el nivel de120 m y con salinidades similares a las encon-tradas en este trabajo, mientras que los valoresde salinidad superficial fueron 1 psu menores.Las diferencias encontradas en estos dos perío-dos pueden indicar una diferencia de volumendel aporte de agua dulce y/o distintas caracte-


Fig.

3:

Com

pone

nte

U (

este

-oes

te)

dura

nte

una

baja

mar

(1

4 d

e ju

lio d

e 2

00

2,

12

:45

GM

T),

la lín

ea n

egra

rep

rese

nta

la p

rofu

ndid

ad.

Fig.

3:

U c

ompo

nent

(ea

st-w

est)

dur

ing

a lo

w t

ide

(Jul

y 1

4,

20

02

, 1

2:4

5 G

MT)

, th

e bl

ack

line

repr

esen

t th

e ba

thym

etry

.


Fig.

4:

Com

pone

nte

U (

este

-oes

te)

en p

leam

ar (

14

de

julio

de

20

02

, 0

7:4

5 G

MT)

, la

lín

ea n

egra

rep

rese

nta

la p

rofu

ndid

ad.

Fig.

4:

U c

ompo

nent

(ea

st-w

est)

dur

ing

a hi

gh t

ide

(Jul

y 1

4,

20

02

, 0

7:4

5 G

MT)

, th

e bl

ack

line

repr

esen

t th

e ba

thym

etry

.


Fig.

5:

Com

pone

nte

U (

este

-oes

te)

en lle

nant

e (2

1 d

e no

viem

bre

de 2

00

2,

02

:45

GM

T).

Fig.

5:

U c

ompo

nent

(ea

st-w

est)

in

floo

d tide

(N

ovem

ber

21

, 2

00

2,

02

:45

GM

T).


Fig.

6:

Am

plitud

es (

cm·s

–1)

y F

ases

(o)

sem

idiu

rnas

par

a la

cor

rien

te m

edid

a en

la

etap

a 1

.Fi

g. 6

:S

emid

iurn

al a

mpl

itud

es (

cm·s

–1)

and

phas

es (

o ) f

or t

he c

urre

nt m

easu

rem

ent

in t

he leg

1.


Fig. 7: Velocidad residual para la corriente medida en la etapa 1.Fig. 7: Residual velocity for the current measurement in the leg 1.

rísticas que traen éstas aguas desde el interiorde los canales.

Las estaciones de muestreo en ambos perío-dos mostraron estratificación vertical en la co-lumna de agua, determinada principalmente porla salinidad. La mayor estratificación de la co-lumna de agua, se presentó en primavera ya quedurante este período se registraron menoressalinidades superficiales (en promedio 1 psumenor) que durante la etapa de invierno. Estasdiferencias estacionales de salinidad (densidad)podrían estar relacionadas con el apor te deaguas, producto de las diferencias en precipita-ción en ambos meses. Para el área no se tienenregistros de precipitación, sin embargo, más alsur se ha observado en datos de precipitaciónmensual-promedio en faro Ráper (46o 48’ S, 75o

36’ W) que en julio (etapa 1) se registran 162mm de agua caída, mientras que durante noviem-bre se registran sólo 55 mm de agua caída, esdecir, durante invierno se registran 3 veces máslluvia que durante primavera. El impacto del apor-te de aguas de lluvias, puede ejemplificarse dela siguiente manera, consideremos el caso sim-plificado donde la evaporación en el canal Darwinpueda ser despreciable, para un área de 1 km2,el aporte de aguas frescas sólo por lluvias du-rante el invierno podría bordear los 162x103 m3.

A nivel subsuper ficial, ambas estacionesmostraron aumentos de los valores de tempera-tura y salinidad, aproximadamente a las 7 horas(GMT) del 14 de julio (día 14,3) y 5 horas (GMT)del día 20 de noviembre (Figs. 2a y 2b) (día 20,2).Los valores máximos de cada una de estas va-riables están asociados al momento de pleamarcuando agua, del sector costero adyacente, in-gresa hacia el interior del canal con velocidades

en torno a la máxima intensidad. Mientras que,aproximadamente a las 12 horas (GMT) del día14 de julio (día 14,5) y a las 10 horas (GMT) del20 de noviembre (día 20,4), se registró la baja-mar, lo que produce intensidades cercanas almáximo hacia fuera del canal. Estos cambios detemperatura y salinidad fueron más notorios enla época de primavera, lo que se debería al efec-to de corrientes relativamente más intensas alas registradas durante la época invernal, fenó-meno probablemente influenciado por la cerca-nía de la sicigia durante la segunda etapa.

Según la clasificación dada por Pickard (1971)los perfiles de temperatura observados en 1995(Silva et al., 1997) son de tipo A, es decir, conmayor temperatura en superficie y decreciendohacia el fondo, sin presentar máximos subsuper-ficiales. En el 2002, sin embargo, son de tipo B,el cual corresponde a un perfil con un máximode temperatura a nivel subsuperficial. Esta es-tructura térmica es válida para las estaciones Ay D en los dos períodos de estudio.

Estudios de la estructura vertical de tempe-ratura y salinidad en la zona de fiordos han des-crito canales con fuerte mezcla en aquellos ubi-cados principalmente al norte del canal Darwin(Mora et al., 1993) pero también en estacionesubicadas al interior del mismo canal (Silva et al.,1997). Sin embargo, en las estaciones de mues-treo de este estudio se determinó la existenciade un gradiente vertical de temperatura y salini-dad. La existencia de este gradiente está aso-ciado a las aguas que ingresan al canal Darwindesde el sector oceánico y que, debido a su mayordensidad, se hunden bajo las aguas menos sali-nas y de menor densidad provenientes a nivelsuperficial desde el interior de los canales. Se-


gún los modelos de circulación propuestos porSilva et al. (1998), las aguas que ingresan alcanal Darwin por niveles subsuperficiales pro-vendrían de los primeros 60 m del sector oceáni-co. La presencia de un umbral de aproximada-mente 60 m en la boca occidental del canal, im-pediría el ingreso de aguas oceánicas másprofundas y explicaría la ausencia de salinida-des mayores a 33,5 psu, en el interior del canal,valores que han sido detectados en el sector cos-tero durante el invierno (Mora et al., 1993).

En los primeros 50 m la estación D presentótemperaturas más altas que en A en ambos pe-ríodos de muestreo. En esta misma capa, la sa-linidad fue mayor en A para el invierno y menoren primavera. Silva et al. (1997), observaron parala misma posición geográfica, una disminuciónde temperatura y salinidad respecto a los valo-res que se observan al este y oeste del punto.Lo anterior sugiere que el canal Utarupa, el cualse conecta al canal Darwin en el área dondeestán ubicadas ambas estaciones (Fig. 1) apor-taría aguas con distintas características de tem-peratura y salinidad, explicando las diferenciaspresentadas entre las estaciones A y D.

Las menores salinidades encontradas bajolos 50 m en la estación D, sugieren un menoraporte de agua salina con respecto a A debido auna menor circulación hacia el interior del canalen este sector. La información de corrientes se-ñala que en la fase de llenante y de pleamar hayuna menor velocidad en dirección este en la es-tación D, ubicada al lado izquierdo de la figura(Figs. 4 y 5), en comparación a lo que ocurre enla estación A, mientras que en el caso de la fasede bajamar en la estación D las corrientes haciael oeste fueron mayores.

Las corrientes en el canal Darwin mostraronun comportamiento claramente asociado al for-zante mareal, en donde, la onda de marea sepropaga en el sentido oeste-este, es decir, du-rante la fase de marea de llenante la corrienteva desde el sector oceánico hacia los canalesinteriores (corriente de flujo), mientras que envaciante la corriente va desde la zona interiorhacia el océano (corriente de reflujo).

Cáceres et al. (2002) estiman, para el fiordoAysén que la velocidad de la corriente (u) parauna frecuencia semidiurna se puede estimarmediante la expresión (ecuación 2):

u = a Y ω /A (2)

donde ω es la frecuencia de marea, Y es el áreadel lugar, a es la amplitud de la marea y A repre-senta el área cubierta por la transecta. Utilizan-do esta expresión estos autores determinaronque la intensidad de las corrientes debería fluc-tuar entre 10 a 20 cm·s–1. Al evaluar esta rela-ción para el canal Darwin se obtuvieron valoressimilares a los antes descritos, los que a la vezfueron similares a los obtenidos para la veloci-dad residual (25 y 20 cm·s–1 en la primera y se-gunda etapa, respectivamente), sin embargo,muy inferiores a las amplitudes máximas obser-vadas (>50 cm·s–1). Lo anterior, indicaría que otrotipo de factores acoplados como, la influenciadel viento o el aporte de aguas de menor densi-dad, estarían presentes en el área del canalDarwin.

Los resultados obtenidos en este trabajomuestran importantes diferencias en los residua-les de las corrientes entre ambas etapas demuestreo. En la primera etapa se presentó unaestructura típicamente influenciada por la marea,donde la onda de marea (Fig. 7) entra por la capasubsuperficial, bajo las aguas de menor salini-dad provenientes del interior de los canales,mientras que durante la segunda etapa se pre-sentó una tercera capa de fondo, dando origen ala estructura de tres capas mostrada en la figu-ra 9. Cáceres et al. (2002) y Cáceres et al.(2003b), asociaron la presencia de este tipo deestructura a la influencia del viento, el cual, su-mado a otros factores tales como, el estrés defondo, actuaría generando un flujo compensato-rio de fondo.

Estas estructuras de dos o tres capas obser-vadas en los contornos de corrientes, indicaronla existencia de un sistema dinámico, donde loscambios de dirección y magnitud en las corrien-tes deben tener una relación con los cambios enla estructura de densidad. Este punto queda cla-ramente ejemplificado al analizar las estructu-ras de la densidad a través del tiempo (Figs. 2ay 2b). En estas figuras se obser vó que lasisopicnas de ambas etapas presentan oscilacio-nes asociadas a cambios en las fases de ma-rea. Durante el invierno, la estructura de densi-dad fue menos estratificada que durante la pri-mavera (Figs. 2a y 2b), puesto que sólo laestación A, bajo los 20 m de profundidad, regis-tró este tipo de respuesta. Mientras que, duran-te la segunda etapa de medición (en primavera),se presentan oscilaciones en los contornos deambas estaciones (A y D), las cuales claramenteevidencian cambios en la boyantes determina-dos por las fases de marea.


Fig.

8:

Am

plitud

es (

cm·s

–1)

y Fa

ses

(o)

sem

idiu

rnas

par

a la

cor

rien

te m

edid

a en

la

etap

a 2

.Fi

g. 8

:S

emid

iurn

al a

mpl

itud

es (

cm·s

–1)

and

phas

es (

o ) f

or t

he c

urre

nt m

easu

rem

ent

in t

he leg

2.


Fig.

9:

Velo

cida

d re

sidu

al p

ara

la c

orrien

te m

edid

a en

la

etap

a 2

.Fi

g. 9

:R

esid

ual ve

loci

ty f

or t

he c

urre

nt m

easu

rem

ent

in t

he leg

2.


CONCLUSIONES

La columna de agua del sector de estudiomostró una notoria variación de la temperatura ysalinidad subsuperficial asociado al régimen demareas. La temperatura y salinidad en la colum-na de agua aumentó 1 oC y disminuyo 0,5 psuentre el período de invierno y el de primavera de2002. El aporte de agua dulce a la capa de losprimeros 25 m proviene del interior de la zonade canales, mientras que el agua de fondo pro-viene de los 60 primeros m del sector ubicado aloeste del punto de muestreo. Se sugiere que elcanal Utarupa, afluente del canal Darwin, recibeun menor aporte de aguas de mayor salinidad anivel subsuperficial desde el sector externo encomparación a lo que ocurre hacia el interior delcanal en estudio.

Las corrientes a lo largo del canal Darwinmostraron un claro comportamiento asociado alos cambios de fase de marea.

Durante la etapa 1, las corrientes respondie-ron a un comportamiento típico de un canal domi-nado por el forzante de marea, desarrollando unflujo de salida del canal (hacia el oeste) por la su-perficie y de entrada (hacia el este) por la capasubsuperficial. En las observaciones de primavera(etapa 2), los contornos de corrientes desarrolla-ron un esquema de tres capas, la superficial y lade fondo se dirigen hacia el oeste, mientras que lacapa subsuperficial posee dirección este.

Los máximos valores calculados para la ve-locidad residual fueron de 25 y 20 cm·s–1 haciael oeste, para la primera y segunda etapa, res-pectivamente.

REFERENCIAS

CÁCERES, M., A. VALLE-LEVINSON, H. SEPÚL-VEDA & K. HOLDERIED. 2002. Transversevariability of flow and density in a Chileanfjord. Continental Shelf Research, 22:1.683-1.698.

CÁCERES, M., A. VALLE-LEVINSON & L. ATKIN-SON. 2003a. Observations of cross-channelstructure of flow in an energetic tidal chan-nel. J. Gephys. Res., 108 (C4) 3.114: 11-1-11-9.

CÁCERES, M., A. VALLE-LEVINSON, J. FIERRO, M.BELLO & M. CASTILLO. 2003b. Variabilidadlongitudinal del flujo en canales con influen-cia batimétrica y topográfica. En Comité

Oceanográfico Nacional. Resúmenes Amplia-dos del crucero CIMAR 8 Fiordos, pp. 17-24.

CÁCERES, M. & A. VALLE-LEVINSON. 2004.Transverse variability of flow on both sides ofa sill/contraction combination in a fjord-likeinlet of southern Chile. Estuarine, Coastal andShelf Science, 60: 325-338.

CENDOC. 2004. Metodología de procesamientode datos obtenidos con perfilador CTD en:http://www.shoa.cl/cendhoc/manual/index.htm, Servicio Hidrográfico y Oceanográ-fico de la Armada de Chile, Errázuriz 254,Playa Ancha, Valparaíso.

EMERY, W. J. & R. E. THOMSON. 1997. DataAnalysis Methods in Physical Oceanography.BPC Wheatons, Great Britain. pp 632.

JOYCE, T. M. 1989. On in situ “calibration” ofshipboard ADCPs. J. Atmos. Oceanic Technol.,6: 169-172.

MORA, S., R. QUIÑONES, E. FIGUEROA, R. BA-HAMONDE, S. LILLO & H. REYES. 1993. Eva-luación directa del recurso merluza del sur eidentificación de recursos alternativos enaguas interiores de la XI región. Informe Fi-nal, Instituto de Fomento Pesquero, Blanco832, Valparaíso. pp 72.

PICKARD, G. 1971. Same physical oceanographicfeatures of inlets of chile. J. Fish. Res. Bd.Canada, 28: 1.077-1.106.

PINOCHET, P. & S. SALINAS. 1996. Estructurastérmica y salina de fiordos y canales adya-centes a Campos de Hielo Sur, Chile. Cienc.Tecnol. Mar, 19: 92-122.

POLLARD, R. & J. READ. 1989. A method forcalibrating shipmounted acoustic Dopplerprofilers and the limitations of gyro compasses.J. Atmos. Oceanic Technol., 6: 859-865.

SALINAS, S. & S. HORMAZÁBAL. 1997. Circula-ción en el estrecho de Meninea en el canalMoraleda 45o 15’ S. En Comité Oceanográfi-co Nacional. Resúmenes ampliados del cru-cero CIMAR-Fiordo 1, pp. 21-22.

SEABIRD. 2001. Computing temperature andconductivity slope and of fset correctioncoefficients from laboratory calibrations andsalinity bottle samples. Application note 31.Disponible: http://www.seabird.com/application_notes/AN31.htm. (19/12/2005).


SILVA, N., C. CALVETE & H. SIEVERS. 1997. Ca-racterísticas oceanográficas fisicas y quími-cas de canales australes chilenos entre Puer-to Montt y laguna San Rafael (Crucero CIMAR-Fiordo 1). Cienc. Tecnol. Mar, 20:23-106.

SILVA, N., C. CALVETE & H. SIEVERS. 1998. Ma-sas de agua y circulación general para algu-

nos canales australes entre Puerto Montt yLaguna San Rafael, Chile (Crucero CIMAR-Fiordo 1). Cienc. Tecnol. Mar, 21: 17-48.

TRUMP, C. L. & G. O. MARMORINO. 1997. Cali-brating a girocompás using ADCP and DGPSdata. J. Atmos. Oceanic Technol. Notes andcorrepondence, 14: 211-214.

Documents

PATRONES DE CORRIENTES Y DISTRIBUCIÓN …En invierno, las corrientes presentaron una estructura de dos capas, con flujos de salida del canal por la superficie y de entrada por la