Balances de agua, sal y calor en los océanos

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BALANCES DE AGUA Y SAL EN LOS OCÉANOS
1.- Balance De agua
1. Hidrosfera y ciclo biologico
 Hidrosfera:
- La esfera de agua.
. El 70% de la Tierra está cubierta por agua
- Incluye toda el agua de la Tierra:
. Estado líquido: Océanos, ríos, lagos, interior de la superficie terrestre y como gotas de lluvia en la atmósfera.
. Estado sólido: Glaciares, nieve y hielo en el mar.
. Estado gaseoso: Como vapor de agua en la atmósfera
- Almacenes/reservorios de agua:
 Ciclo hidrológico. Balance del agua.
- Cantidad fija en promedio para cada reservorio.
. Los océanos contienen 97.5% del agua de la tierra.
. Los continentes el 2.4%.
. La atmósfera, menos del 0.001%.
- Este equilibrio es dinámico y el agua se mueve de un reservorio a otro.
- El movimiento de un reservorio a otro recibe el nombre de ciclo hidrológico o
balance del agua.
- Tiempo de residencia ⇒ Tiempo que pasa el agua en un reservorio.
. En grandes reservorios ⇒ Tiempo de residencia grande
. En pequeños reservorios ⇒ Tiempo de residencia pequeño
1.2.- Procesos que intervienen en el balance de agua
 Procesos que intervienen en el balance del agua
1. El agua de los océanos pasa a la atmósfera al evaporarse.
2. La mayor parte precipita de nuevo en los océanos.
3. El resto precipita sobre la superficie terrestre.
4. Parte de esta agua que precipita sobre tierra se evapora de nuevo
5. El resto vuelve a los océanos mediante aportes continentales
1.3.- Balance de agua a escala global
- Sobre los océanos ⇒ E – P = 37 1012 m3/año (E>P).
- Sobre los continentes ⇒ E – P = - 37 1012 m3/año (P>E).
- Por tanto ⇒ R = 37 1012 m3/año.
- Tiempos de residencia:
. En la atmósfera ⇒ tr = 11 días
. En el océano ⇒ tr = 3740 años
. En la superficie terrestre ⇒ tr = 908 años
1.4.- Balance a escala local
 Balance de agua a escala global
- En los océanos: E = P + R ⇒ E > P
- En la superficie terrestre: P = E + R ⇒ P > E
 Balance de agua a escala local
- A escala local lo anterior no se cumple
. Hay lugares del océano donde P>E
. Hay lugares sobre la superficie terrestre en que E>P.
-La salinidad en los océanos está controlada por la diferencia E – P fundamentalmente
. Donde E>P la salinidad es alta
. Donde E<P la salinidad es baja
 Diferencias E – P a escala local.
- Tasa de evaporación (proporcional
al calor de evaporación, constante de
evaporación (585 cal g-1)). Valores
máximos en los trópicos (azul).
-Tasa de precipitación (posible
conocer por observación directa).
Máximos en los “doldrums” (ITCZ) y
en frentes polares (≈ 50º) (marrón).
- La distribución de salinidad es el
reflejo de E-P.
- Las desviaciones entre S y E – P
ocurre donde hay aportes de aguas
continentales.
- La mayor parte de los ríos está en el
H. Norte. Por eso la relación entre S y
E-P es mejor en el H. Sur
 Balance para los océanos considerados individualmente.
- En el Atlántico R es mayor (mayor número de ríos).
- Sin embargo P-E+R < 0 ya que E>>P.
- En el Pacífico R es menor, pero P-E+R > 0 porque P ≈ E.
- Explicación: Parte del agua que se evapora en el Atlántico cae al Pacífico.
1.5.- Zona de convergencia intertropical (ZCIT)
ITCZ (InterTropical Convergence Zone) - ZCIT
(Zona de Convergencia InterTropical)
- Zona de confluencia de los vientos alisios del HN y los alisios del HS.
- Zona de máxima temperatura de la superficie del mar.
- Generalmente está localizada al Norte del ecuador, abundante formación de nubes y fuertes lluvias.
ITCZ (InterTropical Convergence Zone) - ZCIT
(Zona de Convergencia InterTropical)
1.6.- Principio de conservación del volumen
 Principio de conservación del volumen.
- A escala local en el balance de agua además de E, P y R se han de tener en cuenta el volumen de agua transportado (entrada y salida) hacia el área de interés.
- El principio de conservación del volumen proviene de la propiedad
de casi incompresibilidad del agua
. En un reservorio cerrado (bahias, fiordos,...) la cantidad de agua que
entra tiene que ser igual a la que sale, si el nivel promedio del mar permanece constante.
- Esta es un ejemplo de situación en estado estacionario, en el que el agua entra y sale del sistema pero su volumen total permanece constante.
- Para un fiordo o bahía como el representado en la figura, la conservación
del volumen puede expresarse como:
VI + R + P = VO + E ⇒ VO - VI = (R + P) – E = F
donde V es el transporte de volumen (m3/s)
2.- Balance de sal en los océanos
1.- Principio de conservación de la sal
- Masa total de agua en los océanos (1.4 1021 kg). Considerando una
salinidad media a escala global de 34.7
. La cantidad total de sal disuelta en el océano es de 4.8 1019 kg.
- Se sabe que la tasa de entrada de sal al océano (a través de los ríos 
principalmente) es de 3 1012 kg/año
. El aporte de los ríos incrementa la cantidad de sal de los océanos
durante un año en una parte de 16 millones.
- Por tanto, las variaciones de sal en el océano (fuentes y sumideros) sólo son importantes a escala geológica
. El tiempo para reemplazar la sal del océano sería de 16 millones de
años aproximadamente.
- En los problemas de circulación oceánica se utiliza una escala
temporal inferior a los 1000 años.
. Es una buena aproximación entonces suponer que el contenido total
de sal es constante ⇒ Principio de conservación de la sal
- Las variaciones de la salinidad en el océano son el resultado de procesos de dilución y de concentración causados por desequilibrios en el balance de agua en la superficie.
- El principio de conservación de la sal se puede emplear a escala local sobre un volumen de agua limitado (siempre que no haya una entrada significativa de sal por aportes fluviales).
- Se aplica generalmente a cuerpos de agua pequeños que tienen una conexión limitada con el océano principal (mares semicerrados, estuarios, fiordos y bahías).
.La circulación en el interior puede representarse como si estuviera producida por dos capas de fluido de salinidades diferentes.
- Para un cuerpo de agua con una conexión con el océano el principio de conservación de la sal se expresa como
ρIVISI = ρOVOSO
donde SIy SO son las salinidades del agua de mar entrante y saliente y
ρIy ρO sus densidades respectivas.
-Ya que las diferencias entre las densidades serán como mucho del
3% entonces ρI ≈ρO y la conservación de la sal queda entonces,
VISI = VOSO
- Despejando de la ecuación anterior ⇒
- Sustituyendo en la conservación de la cantidad de agua, VO - VI = F, donde F = (R + P) – E
- De forma similar se obtiene que
- Se pueden distinguir dos situaciones
. Si F<0 entonces E > R + P y SO > SI
. Si F>0 entonces E < R + P y SO < SI
2.2.- Aplicación al mar mediterráneo
- Caso en que E > P + R 􀂼 S0 > S1 ⇒ el agua que sale es más salina
que el agua que entra.
- Para valores de salidad, SI=36.3‰ y SO=37.8‰, y un flujo de entrada
VI=1.75 106 m3s-1,
. El flujo saliente nos da VO=1.68 106 m3s-1, y el balance neto, F=(R+P)-E= -7 104 m3s-1, es decir que la evaporación excede la entrada de agua fresca en un valor de 7 104 m3s-1
· Este valor de VI implica una entrada de 5.5 104 km3 año-1.
.Ya que el Mar Mediterráneo tiene una capacidad de 3.8 106 km3 ⇒ este
mar tardaría 70 años en renovar su volumen de agua.
- En este caso, las variaciones de T son menores que las variaciones de S,
. Entonces el agua más salina será más densa y se hundirá, fluyendo hacia
fuera de la cuenca por debajo del flujo de entrada menos salino.
- Este comportamiento también lo presenta el Mar Rojo y el Golfo Pérsico.
. Todos ellos producen agua en el fondo con una salinidad alta: para los dos primeros casos llegan a alcanzar valores de 42, mientras que para el Mediterráneo, como ya hemos visto la salinidad típica está en torno a 38.
2.3.- Aplicación al mar Negro
- Caso en que P + R > E 􀂼 S0 < S1 ⇒ el agua que sale es menos
salina que el agua que entra.
- Para valores de salinidad, SI=35.0‰ y SO=17‰ y un flujo de entrada VI=
103 m3s-1,
. El flujo saliente nos da VO=13 103 m3s-1, siendo el balance neto, F=(R+P)- E= 6.5 103 m3s-1,es decir que existe un flujo neto de agua fresca que entra en el mar.
- Este valor de VI implica una entrada de agua salina de 0.02 104 km3
año-1.
. Ya que el Mar Negro tiene una capacidad de 0.6 106 km3 ⇒ el tiempo de residencia aquí sería de 3000 años aproximadamente.
- Esta es la situación que encontramos en el Mar Báltico, donde la
salinidad del agua superficial puede llegar a ser del orden de 10.
TEMA 9
BALANCES DE CALOR EN LOS OCÉANOS
1.- Introducción
 A escala global el calor entra y sale de los oc éanos a trav és de su superficie .
- A trav és de ella entra la energ ía procedente del sol .
- También por ella sale la energ ía o se intercambia con la atm ósfera.
 Existen otras fuentes de calor secundarias :
- Por procesos qu ímicos/biológicos .
- Desde el interior de la Tierra y actividad hidrot érmica .
- Fricci ón de las corrientes con el fondo y l ímites de continentes.
- Radiactividad .
 Las fuentes secundarias son despreciables .
 A escala local hay que considerar el calor transportado por las corrientes oce ánicas .
 Una magnitud importante es la capacidad calorífica (o calor espec ífico ) de un determinado material.
- Es la cantidad de calor necesario para elevar en un grado la temperatura de la unidad de masa de una determinada sustancia.
- Los oc éanos poseen una mayor capacidad calor ífica que la atm ósfera y la tierra .
- La capacidad calor ífica del agua es:
cp agua≈1 cal g-1ºC-1ó~ 4187 J kg-1 ºC-1
- El cambio en la energ ía de un material ( ΔE) producido por un cambio en su temperatura (ΔT) es:
ΔE =m cp ΔT
2. Importancia de los océanos en el balance de calor de la tierra
· Del total de energía que procedente del sol llega a la tierra (100%)
· 30% se refleja
· 19% es absorbida por la atmósfera y nubes
· 51% absorbida por la superficie terrestre (tierra y océanos)
· La superficie terrestre absorbe más de la mitad de la energía que la atmósfera
2.1.- Comparación océanos-atmósfera
· En los meses de verano el calor se almacena y en el invierno se desprende.
· Mostraremos que los océanos almacenan y desprenden más calor que la atmósfera 
· En cuanto a su calor específico:
· En cuanto a su densidad: 
· Los volúmenes de océano y atmósfera por metro cuadrado de superficie que intercambian calor con la atmósfera en un ciclo anual son:
· Entonces las masas de océano y atmósfera que interambian calor son:
· Tomamos los siguientes valores como tipicos de los cambios de temperatura entre el verano y el invierno para la atmósfera y el océano.
· Entonces podemos comparar los valores de energía almacenada e la atmósfera y el océano en forma de calor en un ciclo anual.
· Por tanto
· También podemos calcular cuanto deberia cambiar la temperatura del océano si le suministramos en forma de calor la misma energía necesaria para cambiar la temperatura de la atmósfera 10ºC
2.2.- Comparación océanos-tierra
· Los datos de tierra necesarios para calcular la energía transferida como calor en un ciclo anual son
· Tomando como valor tipico el cambio de temperatura anual
· El valor de energía almacenada por la tierra en un ciclo anual
· Por tanto
· Lo que debería cambiar la temperatura del océano si le suministramos en forma de calor la misma energía necesaria para cambiar la temperatura de la tierra 10ºC
3.- Factores que influyen en el balance de calor
3.1.- Factores que influyen en el balance de calor
· Los términos que intervienen en el balance de calor de un volumen de agua del océano son:
· Qsw flujo calor procedente del Sol (onda corta) (+)
· Qlw flujo emite la tierra hacia la atmósfera (onda larga) (-)
· QE flujo calor latente por evaporación agua (-,+)
· Qs flujo calor sensible o de conducción (-,+)
· Qv flujo calor transportado por las corrientes oceánicas (advección) (+,-)
· Qt calor “ganado o perdido” (almacenamiento en la capa superficial) (+,-)
· Estos términos o flujos de calor representan la cantidad de energía que atraviesa la unidad de suerficie en la unidad de tiempo
· Por tanto, estos flujos se miden en Watios/m2 
3.2.- Balance e calor en el océano a escala global
· A escala global como la temperatura de los océanos permanece constante.
· La cantidad de calor que entra a través de la superficie es igual a la que sale (estado estacionario) 
3.3.- Balance de calor en el océano a escala local
· A escala local el calor puede ser almacenado o liberado en la capa superficial:
· La cantidad total de calor Qt que gana o pierde una determinada región del océano es:
4.- Elementos de la teoría de la radiación
4.1. Especto de ondas electromagnético
· Las ondas o radiación electromagnéticas son una forma efectiva de transmitir energía entre sistemas que no están en contacto físico.
· Es el mecanismo por el cual el sol calienta la Tierra.
· La radiación electromagnética abarca un amplio rango de longitudes de onda o frecuencias
· Se denomina espectro electromagnético
· La relación entre la longitud de onda y la frecuencia viene dada por 
· De interés en el balance de calor del océano son
· Radiación visible o radiación de onda corta (SW)
· Radiación infrarroja o radiación de onda larga (LW)
4.2.- Elementos de la teoría de la radiación
· Todos los cuerpos irradian energía en forma de ondas electromagnéticas
· La cantidad total de energía irradiada depende de su temperatura, y viene dado por la ley de Stefan Boltzman
· La cantidad de energía irradada depende de la longitud de onda
· La longitud de onda a la cual la emisión de radiación es máxima, también depende de la temperatura del cuerpo y viene dada por la ley de Wien.
· Cantidad total de energía irradiada
 	
· La longitud de onda de máxima radiación
5.- Radiación de retorno o de onda larga
5.1.- Qsw – Radiación solar o de onda corta
· El sol irradia energía a una temperatura = 6000ºK, y tine su pico de máxima emisión de radiación en el visible (radiación de onda corta)
· Rango de insolación para un ciclo anual:
 
5.2.- Factores que afectan a Qsw
· Duración del día (depende de la latitud y de la estación)
· Altura del sl encima del horizonte (depende de la latitud, estación y hora del día)
· Camino recorrido por los rayos del sol al atravesar la atmósfera
· Area de la superficie sobre la que incide la radiación solar
· Atenuación por las nubes
· Reflexión sobre la superficie del océano (depende del ángulo de elevación solar y de la rugosidad de la superficie)
5.3.- Qsw para el Pacífico...
6.- Radiación de retorno o de onda larga
6.1.- Qlw – Radiación infrarroja o de onda larga
· El océano pierde caolr a través de su superficie, emitiendo radiación
· El agua de mar a la temperatura de 290K radia fundamentalmente longitudes de onda cercanas a los 10nm (absorbidas principalmente por las nubes y también por el vapor de agua)
(El valor medio anual del flujo neto de onda larga emitido por el océano esta entre)
6.2.- Factores que afectan a la Qlw
· Claridad de la atmósfera (grosor de las nubes, altura a la que se encuentran, presencia de vapor de agua...)
· Temperaura del agua de mar
· Cobertura de niebe y hielo
6.3.- Qlw para el Pacífico...
7.- Transferencia de calor por evaporación
7.1.- QE – Transferencia de calor por evaporación
· La evaporación tiene lugar cuando el agua del océano cambia de fase, se convierte en vapor y pasa a la atmósfera
· Comienza cuando el aire esta insaturado de humedad. El aire caliente puede retener más humedad que el frío
· Esta es la situación normal, que supone una perdida del calor del océano hacia la atmósfera
· La condensación tiene lugar cuando el aire caliente encuentra al agua fría y se condensa
· Esta es la situación contraria a la anterior y supone una pequeña ganancia de calor por el océano
7.2.- Factores que afectan a Qe
· Velocidad del vient
· Humedad relativa
· Si el viento es intenso y el aire seco, el agua que se evapora es mucho mayor que cuando el viento es débil y la humedad relativa del aire es cercana al 100%
7.3.- Qe para el Pacífico8.- Transferencia de calor por conducción
8.1.- Qs – Transferencia de calor por conducción
	
· Se produce por la diferencia de temperatura entre el océan y la atmósfera
· La superficie del océano es en promedio 0,8ºC mas caliente que el aire encima de éste
· Por ello la transferencia de calor tiene lugar desde el océano hacia la atmósfera, y constituye una pérdida de calor
8.2.- Factores que afectan a Qs
· Diferencia de temperatura
· Intensidad del viento
8.3.- QH para el Pacífico
9.- Variabilidad en el balance de calor
9.1.- Variabilidad geográfica en el balance de calor
· QSUP en el Pacífico...
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