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Hidrosfera
El rol de los océanos en el clima
• Por su bajo albedo son un excelente absorbente de radiación solar.
• Su gran capacidad calorífica reduce la magnitud del ciclo estacional de la temperatura superficial.
• Las corrientes transportan calor y otras propiedades de una región a otra.
• Afectan al clima indirectamente a través de procesos químicos y biológicos.
Propiedades del agua de marPara especificar el estado físico del agua de mar se requieren tres variables: presión, temperatura
y salinidad.
TemperaturaCapa de mezcla: temperatura casi constante (primeros 20 -200 m).
Océano profundo: la temperatura decrece lentamente con la profundidad alcanzando 2°C. Hay poca variabilidad espacial en el océano profundo.
Termoclinapermanente: la temperatura decrece rápidamente con la profundidad (~ 1000 m).
http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/climatology/Sea-Surf-Temperature.shtml
http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/climatology/Sea-Surf-Temperature.shtml
Salinidad
Es la masa de sales disueltas en un kilo de agua de mar.
SalinidadMínimo relativo en el ecuador asociado a exceso de precipitación.
Máximos en latitudes medias asociado a exceso de evaporación.
Los valores bajos en el Océano Ártico están asociados a descarga de ríos.
DensidadLa densidad aumenta con un aumento de la salinidad y
una disminución de la temperatura. Ambas tienen igual importancia en la variación de la densidad en
los rangos reales.
Para el agua dulce, la máxima densidad se alcanza a 4°C. Para el agua cuya salinidad es superior a 24,7 ‰
la densidad aumenta con una disminución de la temperatura hasta el punto de congelación.
Densidad potencial: densidad que el agua de mar con una determinada salinidad y temperatura tendría en
superficie.
• La fuerte estratificación en latitudes bajas y medias inhibe el movimiento vertical por lo que el océano profundo está �aislado� del océano superficial.
• La poca estratificación en latitudes altas sugiere que el agua del océano profundo proviene de regiones polares donde puede ocurrir hundimiento de agua superficial.
La capa de mezcla
Para mantener el balance de energía entre los términos de pérdida en superficie asociados
a evaporación y los términos de ganancia en los primeros metros asociados a la
energía solar debe haber un flujo de energía hacia arriba en las primeras capas del
océano (capa de mezcla).
Procesos de la capa de mezcla
Difusión molecular
Mezcla turbulenta
Convección: Upwelling
(surgencias) downwelling
Profundidad de la capa de mezcla
En invierno, la superficie se enfría fuertemente
favoreciendo convección ⇒⇒⇒⇒la capa de mezcla es
relativamente profunda.
En verano, la superficie se calienta y la mezcla es
menor ⇒⇒⇒⇒ la capa de mezcla es más delgada y cálida.
Circulación conducida por el viento
LAS CORRIENTES SUPERFICIALES
• Cuando la tensión del viento con un perfil meridional como el climatológico se incorpora en un modelo hidrodinámico del mar contenido por continentes se obtiene una solución con las siguientes características compatibles con la solucion de Eckmann:
• giro anticiclónico en el mar• corriente estrecha, 100 Km, profundas (hasta 2000 m) en la rama
que va hacia altas latitudes• alta velocidad (hasta 1 m/s) en la rama que se dirige hacia altas
latitudes• corriente ancha (300 a 1000 Km) en la rama de retorno hacia
bajas latitudes • esta ultima llega solo a 200 m de profundidad.• en la rama que va hacia latitudes bajas las velocidades son
menores, 10 cm/s
Corriente de Kuroshio
Corrientes en los contornos oestes
Corriente de Brazil
Corriente del Golfo
Corriente de Agulhas
Corrientes en los contornos oestes
Estas corrientes transportan agua cálida desde los trópicos a latitudes medias.
La velocidad de estas corrientes pueden exceder 1 m/s.
El flujo que retorna desde latitudes medias al ecuador es más gradual y ocurre en una extensión ancha a lo largo del centro de cada cuenca.
La Corriente del Golfo
La mayores temperaturas (~ 26°C) coinciden con las mayores velocidades cerca de 2 m/s.
De la corriente se desprenden meandros y anillos y eventualmente pierde la clara identidad.
La Corriente del Golfo
Implicancias en la SST
Fuerte gradiente.
Parte del calor es transportado hasta latitudes polares.
Como resultado, en latitudes altas y medias, el Atlántico este es más cálido que el oeste en el HN.
Corrientes en los contornos estes
Estas corrientes ocurren en los contornos estesde los océanos sobre latitudes tropicales y subtropicales.
Están asociadas a SST frías en los contornos estes de las cuencas.
Fluyen hacia el ecuador y luego giran hacia el centro de la cuenca.
Corriente de California
Corrientes en los contornos estes
Corriente de Canarias
Corriente de Perú
Corriente de Benguela
La circulación termohalinao La circulación termohalina es la conducida por variaciones en la densidad del
agua y domina el flujo en el océano profundo aunque también está acoplada a la circulación conducida por el viento.
o Esta circulación puede ser inferida de la distribución de trazadores comopor ejemplo la concentración de oxígeno en el agua de mar.
En el Atlántico…
En el AN se observanvalores altos que se
extienden haciagrandes
profundidades.
⇒⇒⇒⇒ Se puede inferir que el agua se hunde en el AN y se desplaza hacia el sur.
Por otro lado, las inferencias de la temperatura, salinidad, oxígeno y otros trazadores sugieren una circulación del Atlántico como la siguiente:
En el AN se forma el Agua Profunda del Atlántico que
fluye hacia el sur.
En el AS se forma el Agua Intermedia del Atlántico (fría y poco salina) que fluye hacia el
norte por encima del agua profunda.
En el AS se forma el Agua de Fondo del Atlántico que fluye hacia el norte por el fondo de la cuenca.
El agua de los océanos profundos se forma en latitudes altas del Atlántico norte y sur. Desde ahí, se propaga para abarcar también el Pacífico y el Índico.
o Se estima que el tiempo requerido para reemplazar el agua en el océano profundo através de la formación del Agua Profunda es del orden de 1000 años.
o Por lo tanto las propiedades térmicas, químicas y biológicas del océano profundoconstituye un origen potencial para la memoria del sistema climático en la escala temporalmayores al milenio.
Teorías para la circulación conducida por el viento
La capa de Ekman, transporte inducido por el viento y upwelling
Fridtjof Nansen >> Bjerkness >> Ekmann (1906)
LA CAPA DE ECKMANN• Campo uniforme de viento
• Océano de profundidad infinita Esta hipótesis es ~ correcta, ya que la acción de los vientos en el océano desaparece mucho antes de interactuar con el fondo
• Se ignoran fuerzas de presión
• Coeficiente turbulento de fricción constante con la profundidad
Consideramos un océano homogéneo con densidad constante y asumimos una tensión del viento con componente zonal y meridional. En una solución estacionaria, la fuerza de Coriolis está balanceada con la fuerza de fricción.
La fuerza de fricción se la consideró proporcional a la cortante de la velocidad mediante el coeficiente de difusión µµµµ.
2
2
dzudfv µ−= 2
2
dzvdfu µ=
Condiciones de borde:
La tensión del viento da la condición de la
cortante de velocidad en superficie.
En profundidades muy grandes el viento no
afecta y la velocidad se anula.
0
0
0 =
=
=z
dzdvdzdu
y
x
ρτ
µ
ρτµ
0== vu −∞→z
Solución para las velocidades:
Esta solución describe lo que se conoce como la espiral de Ekman.
+−
−=
−+
+=
4cos
4cos
4cos
4cos
0
0
πδτπδτµρ
πδτπδτµρ
δ
δ
zzf
ev
zzf
eu
xy
z
E
xy
z
E
µδ
2f=
La máxima magnitud se alcanza en
superficie donde la dirección es a 45º de
la dirección del viento.
La magnitud decae exponencialmente
con la profundidad y la dirección cambia
girando hacia la derecha en el HN.
Si integramos sobre la profundidad a la cual las corrientes son significativas se obtiene el transporte integrado en la capa de Ekman:
El transporte neto
horizontal es a 90º de la
dirección del viento (a la derecha en
el NH).
fdzuU y
EE0
0
ρτ
== ∫∞− f
dzvV xEE
0
0
ρτ−== ∫
∞−
• Balance de calor en los océanos:Ingresa por onda corta 65 Pwatts (Pwatt = 10**15)
• Ingresa por onda larga 108 Pwatts(desde la atmósfera)
• Sale en onda larga -140 Pwatts• Neto onda larga -32Pwatts
• Evaporación (C. Latente) -28 PwattsConducción molecular -5 Pwatts
• OJO estas cantidades son estimadas. Pueden tener errores hasta un 5%.
• Véase importancia de la evaporación casi igual al neto de onda larga
IPCC 2007, AR4 Ch 5
IPCC 2007, AR4 Ch 5
LITOSFERA
• En los sólidos el transporte de calor, se da solo por conducción molecular. No hay convección, turbulencia ni radiación como mecanismos eficientes de transporte. En esas condiciones, el flujo de calor G es proporcional al gradiente de temperatura. (conductividad: λ)
• G = -λ ∂T/∂z• Entre dos niveles el aumento de calor ∆G por unidad de área y tiempo es∆G = G1 � G2 = -λ 1 ∂T + λ 2 ∂T
• ∂Z 1 ∂Z 2En suelos homogéneos, λ 1= λ 2
∆G = - λ ( ∂T - ∂T )∂Z1 ∂Z2
-Representa el flujo neto de energía calórica fuera de la capa
Por otra parte ∆G*A*∆t = ∆Q∆Q diferencia de calor en la capaPor definición C = ∆Q / ∆T y además C = Cv mm = masaV = volumen
C = Cv ρ V = Cv ρ A ∆Z
C ∆T = ∆Q = ∆G A ∆tó Cv ρ A ∆Z ∆T = ∆G A ∆t[0]
y Cv ρ ∆T ∆Z = -λ ( ∂T - ∂T )∆t ∂Z1 ∂Z2
∆T = λ ( ∂T - ∂T ) 1 ∆t Cv ρ ∂Z 2 ∂Z 1 ∆Z
∆Z !!!! 0 ∂T = λ ∂ 2T [1]∂t Cv ρ ∂ Z 2
Retornando a [0]∆G = Cv ρ ∆T ∆Z haciendo Z 1 = 0
∆t y designando a Z 2 = Z y G 2 = G- G = -G 0 + Cv ρ ∆T ∆Z [2]
∆t
Cuando G = 0, para todo t se llega a la profundidad en que se amortigua la onda diurna o anual de temperatura. Así definida laprofundidad [2] se puede simplificar a
G 0 = Cv ρ ∆T ∆Z = C ∆T ∆Z∆t ∆t
ó ∆T = G 0 ∆t / ( C ∆Z)
Recordando que G 0 es el flujo de calor en superficie y Cv ρ = C donde ahora C es el calor especifico por unidad de
volumen.
Si se considera que los suelos son conglomerados de aire, sólido y líquido
Cv = Xs Cs + Xw Cw + Xa CaCs = capacidad calorífica por unidad de
volumen de sólidoCw = capacidad calorífica por unidad de
volumen de aguaCa = capacidad calorífica por unidad de
volumen de aireY X i es la fracción de volumen de la fase i.
arcilla
carbón
arena
Proporción agua en suelo/suelo seco
Valores de C para distintos suelos y humedad
G > 0 ↓↓↓↓
T decrece con Z
CLIMA CONTINENTALC pequeño
gran amplitud en la onda diurna y anual de temperatura
CLIMA MARITIMOCLIMA MARITIMOCLIMA MARITIMOCLIMA MARITIMOC grandeC grandeC grandeC grandeSin amplitud diurna o minima Sin amplitud diurna o minima Sin amplitud diurna o minima Sin amplitud diurna o minima Poca amplitud anualPoca amplitud anualPoca amplitud anualPoca amplitud anual
71% Total superficie
Cubierta por océanos
Balance hídrico
¿ Por qué es importante ?
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100
80-90 S
70-80 S
60-70 S
50-60 S
40-50 S
30-40 S
20-30 S
10-20 S
0-10 S
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100
0-10 N
10-20 N
20-30 N
30-40 N
40-50 N
50-60 N
60-70 N
70-80 N
80-90 N
Porcentaje de área cubierta por océano, en bandas de 10º latitud.
TIERRA OCÉANO
ATMÓSFERA
Porcentaje de agua almacenada
Glaciares ~ 74.4 %Agua subterránea ~ 25 %Lagos –ríos ~ 0.6 %Biósfera < 0.01 %
97.6 %
0.1 %
2.3 %
TIERRA OCÉANO
ATMÓSFERA
TRANSPIRACIÓN EVAPORACIÓN
EVAPOTRANPIRACIÓN
• Radiación entrante • Longitud del día• Temperatura • Humedad • Estabilidad del aire• Velocidad del viento• Disponibilidad de agua • Tipo de vegetación/suelo
Ciclo hidrológico
Atmosférica
Terrestre
Ramas
El complejo sistema de transporte del “agua” (en sus distintas fases/estados) constituye el ciclo hidrológico y es una consecuencia de la conservación del agua.
Balance de agua de la superficie de la tierra
Sin intercambio de humedad
Flujos horizontales de humedad∆∆∆∆H
PrecipitaciónP(incluye la transpiración)
Evaporación E
RocíoR
Flujos horizontales de humedad
GananciaFe Fe
Pérdida FsFs
Escurrimiento ESEscurrimiento
Precipitación
Rocío
Evaporación
∆∆∆∆H
P E
R
Escurrimiento ES
∆∆∆∆H = P + R – ES – E
Fe
Fs
Balance de agua de la superficie de la tierra
∆∆∆∆H = P + R + Fe – E – Fs
Redistribución horizontal de agua
Precipitación
Rocío
Evaporación
∆∆∆∆H
P E
R
∆∆∆∆H = P + R + Fe – E – Fs
Escurrimiento ES
∆∆∆∆H = P + R – ES – E
/ agua
Cambio nivel del agua
Balance de agua de la superficie de la tierra
Precipitación
Rocío
Evaporación
∆∆∆∆H
P E
R
∆∆∆∆H = P + R + Fe – E – Fs
Escurrimiento ES
∆∆∆∆H = P + R – ES – E
despreciable
∆∆∆∆H = P – ES – E
Período de un año " ∆∆∆∆H ∼∼∼∼ 0
P = E + ES
Balance de agua de la superficie de la tierra
Redistribución horizontal de agua
/ agua
Cambio nivel del agua
PrecipitaciónP
Evaporación ERocíoR
Advección horizontales de vapor
Ae
Tope de la atmósfera
As
Advección horizontales de vapor
∆∆∆∆Ha
Balance de agua en la atmósfera
PrecipitaciónP
Evaporación ERocíoR
FaFlujo neto de humedad
saliente
∆∆∆∆Ha
Balance de agua en la atmósfera
Advección horizontales de vapor
Ae As
∆∆∆∆Ha= E + Ae – P – As – R
PrecipitaciónP
Evaporación ERocíoR
FaFlujo neto de humedad
saliente
∆∆∆∆Ha
∆∆∆∆Ha= E + Ae – P – As – R
∆∆∆∆Ha = E – Fa – P – R
Período de un año " ∆∆∆∆Ha ∼∼∼∼ 0
E = P + Fa
despreciable
∆∆∆∆Ha = E – Fa – P
Balance de agua en la atmósfera
E = P + Fa
P = E + ES
P – E = – Fa
P – E = ES
– Fa = ES
Anualmente " escurrimiento de cualquier región es balanceado por un ingreso de humedad en la columna de aire sobre la región.
Balance de agua: tierra - atmósfera
Resumiendo
0
200
400
600
800
1000
1200
1400
1600
1800
200080
-90
N
70-8
0 N
60-7
0 N
50-6
0 N
40-5
0 N
30-4
0 N
20-3
0 N
10-2
0 N
0-10
N
0-10
S
10-2
0 S
20-3
0 S
30-4
0 S
40-5
0 S
50-6
0 S
60-7
0 S
70-8
0 S
80-9
0 S
mmECUADOR
Superficie de la tierra
Precipitación
Balance de agua anual. Distribución latitudinal
HN: 1009 mm/año HS: 1000 mm/año
mm/año
0
200
400
600
800
1000
1200
1400
1600
1800
200080
-90
N
70-8
0 N
60-7
0 N
50-6
0 N
40-5
0 N
30-4
0 N
20-3
0 N
10-2
0 N
0-10
N
0-10
S
10-2
0 S
20-3
0 S
30-4
0 S
40-5
0 S
50-6
0 S
60-7
0 S
70-8
0 S
80-9
0 S
mmECUADOR
Superficie de la tierra
Evaporación Precipitación
Balance de agua anual. Distribución latitudinal
HN: 1009 mm/año HS: 1000 mm/año
HN: 944 mm/año HS: 1065 mm/año
HN: 65 mm/año HS: -65 mm/año P - E
mm/año
-600-400-200
0200400600800
100012001400160018002000
80-9
0 N
70-8
0 N
60-7
0 N
50-6
0 N
40-5
0 N
30-4
0 N
20-3
0 N
10-2
0 N
0-10
N
0-10
S
10-2
0 S
20-3
0 S
30-4
0 S
40-5
0 S
50-6
0 S
60-7
0 S
70-8
0 S
80-9
0 S
mmECUADOR
EvaporaciónEscurrimiento Precipitación
P = E + ES
Balance de agua anual. Distribución latitudinalSuperficie de la tierra
mm/año
Evaporación Precipitación
mm/año
360
600390
610400 670
860
1350
510
670
410
470
0 30
CONTINENTES
- - + +
Balance de agua anual. Continentes y océanos.
490
270
240
160
220
60
30
Precip-Evap
Balance de agua anual. Continentes y océanos.
Precip-Evap Precipitación
1140
1210
1380
10101040
780
120 240
OCÉANOS
+ + - -
Evaporación
120
70 -370
-260
mm/año
Balance de agua anual. Continentes y océanos.
Precip-Evap Precipitación
1140
1210
1380
10101040
780OCÉANOS
+ + - -
Evaporación
70 -370
-260
mm/añoR0 = transporte agua de ríos,
continentes rodean
197
Atlántico
Balance de agua anual. Continentes y océanos.
Precip-Evap Precipitación
1140
1210
1380
10101040
780OCÉANOS
+ + - -
Evaporación
70 -370
-260
mm/año
72
Índico
R0 = transporte agua de ríos,
continentes rodean
Evaporación Precipitación
1140
1210
1380
10101040
780
120 240
360
600390
610400 670
860
1350
510
670
410
470
0 30
OCÉANOS
+ + - - CONTINENTES
- - + +
Balance de agua anual. Continentes y océanos.mm/año
