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 mar
Para especificar el estado físico del agua de mar
se requieren tres variables: presión, temperatura y
salinidad.
Temperatura
Capa de mezcla:
temperatura casi
constante (primeros
20 -200 m).
Termoclina
permanente: la
temperatura decrece
rápidamente con la
profundidad (~ 1000
m).
Océano
profundo: la
temperatura
decrece
lentamente con
la profundidad
alcanzando 2°
C. Hay poca
variabilidad
espacial en el
océano
profundo.
http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/climatology/SeaSurf-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.
Salinidad
Mínimo 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.
Densidad
La 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
Corrientes en los contornos oestes
Corriente de
Kuroshio
Corriente
del Golfo
Corriente de
Brazil
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 estes
de los océanos sobre latitudes tropicales y
subtropicales.
Fluyen hacia el ecuador y luego giran hacia el
centro de la cuenca.
Están asociadas a SST frías en los contornos
estes de las cuencas.
Corrientes en los contornos estes
Corriente de
California
Corriente de
Perú
Corriente de
Canarias
Corriente de
Benguela
La circulación termohalina
o 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 como
por ejemplo la concentración de oxígeno en el agua de mar.
En el Atlántico…
En el AN se observan
valores altos que se
extienden hacia
grandes
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 de
Fondo del Atlántico que fluye hacia
el norte por el fondo de la cuenca.
En el AS se forma el Agua
Intermedia del Atlántico (fría y
poco salina) que fluye hacia el
norte por encima del agua
profunda.
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 a
través de la formación del Agua Profunda es del orden de 1000 años.
Por lo tanto las propiedades térmicas, químicas y biológicas del océano profundo
constituye un origen potencial para la memoria del sistema climático en la escala temporal
mayores al milenio.
o
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.
2
fv   
d u
dz
2
2
fu  
d v
dz
2
La fuerza de fricción se la consideró proporcional a la cortante de la
velocidad mediante el coeficiente de difusión .
Condiciones de borde:


du


x
dz
0
dv

dz

y
0



z  0



La tensión del viento da
la condición de la
cortante de velocidad en
superficie.
u  v  0
z  
En profundidades muy
grandes el viento no
afecta y la velocidad se
anula.
Solución para las velocidades:
uE 
vE 
e
z
0
e
0
z


f 


f 
y
y
 

cos   z 
 
4 

 

cos   z 
 
4 

 
x
x
 

cos   z 

4 

 

cos   z 

4 

f
2
Esta solución describe lo que se conoce
como la espiral de Ekman.
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:
0
U
E



u E dz 

0
y
0 f
VE 


v E dz  

x
0 f
El transporte
neto
horizontal es
a 90º de la
dirección del
viento (a la
derecha en
el NH).
• 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)
Conducción molecular
-28 Pwatts
-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
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Unidad 2