Océano y Sistema Climático

Bloque A
Océano y clima
TEMA 1
EL OCÃ ANO Y EL SISTEMA CLIMATICO
⠫ Oceanografia: es una palabra que viene del griego formada por dos vocablos, océano y grafos. Grafos
significa describir, asÃ− que entenderemos por oceanografÃ−a la descripción del océano. Existe otra
tendencia relacionada con el estudio de oceanógrafos, de los paises de europa del Este. AhÃ− habÃ−a un
fuerte interés por el estudio del océano, y le llamaban oceanologÃ−a, que seria la ciencia del océano.
De alguna forma es mucho más estricto hablar de oceanologÃ−a que de oceanografÃ−a.
La subdivisión de las ciencias básicas hace que haya varias ramas:
• OceanografÃ−a fÃ−sica
• OceanografÃ−a quÃ−mica
• OceanografÃ−a geológica
• OceanografÃ−a biológica
Es evidente que cuando nosotros queremos interpretar como se comporta un determinado organismo en el
medio, o porqué de una forma u otra las corrientes inciden. Hay un lenguaje común a todo eso, y ese
lenguaje son las matemáticas. Ese lenguaje nos permitirá modelar e interpretar qué es lo que le ocurre a
cada uno de los elementos del sistema.
â ª Oceanografia fÃ−sica:
La fÃ−sica en el océano juega un papel importante ya que nos indica la distribución de propiedades (T, S,
p) y el movimiento del océano.
Puede no ser muy conocida la fÃ−sica marina pero tiene una importancia vital en los océanos como fuente
de comida y energÃ−a, además del océano y el clima.
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Prácticamente todas las ramas de la fÃ−sica influyen en el estudio del océano. Desde la mecánica de
fluidos a la fÃ−sica atómica y molecular. Gracias a la acústica se ha evolucionado mucho en el estudio de
los fondos.
¿Cómo se llevan a cabo los estudios fisicos del océano?
- Mediante la observación directa de sus propiedades y de los movimientos en el interior del fluido.
OF Descriptiva ó Sinóptica
- Estudiar teóricamente basándonos en los principios básicos de Termodinámica y Mecánica.
OF Dinámica.
TEMA 2
Océano y clima
1.- Tiempo y clima
“No es lo mismo tiempo y clima”
Tiempo que hace o el clima de un paÃ−s, nos estamos refiriendo a conceptos diferentes, aunque relacionados
entre sÃ−.
- Clima es lo que esperamos y tiempo es lo que tenemos. Esto es en pocas palabras una definición de clima
- Tiempo son los valores diarios de temperatura, lluvia, presion, viento, etc...
Pero clima es algo más que las variables del tiempo.
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Una definición más general:
Clima es el comportamiento promedio de los continentes, océanos, atmósfera, criosfera, en periodos
relativamente largos en el tiempo.
• Valores medios, aunque para muchas aplicaciones se utiliza un periodo de 30 años.
• Rol interactivo de los continentes, el agua y el hielo en la determinación de las propiedades de la
atmósfera. Es decir que lo que ocurre en el clima no es consecuencia única de la atmósfera, sino
consecuencia de muchos factores que unos a otros se interrelacionan y el resultado final es el clima.
• Criosfera incluye masas de hielo Antártida, Groenlandia, Polo Norte, glaciares montañosos.
La radiación solar es la fuente de energÃ−a responsable de lo que ocurre en el sistema climático.
2.- Definiciones
â « Sistema: conjunto estructurado de elementos, objetos y atributos constituidos por componentes o
variables que presentan relaciones unas con otras y operen de forma conjunta como un todo omplejo,
deacuerdo a ciertas pautas observadas.
â ª Sistema fisico: aquel cuyos componentes y variables son entidades ymagnitudes fÃ−sicas, y las
relaciones son de transferencia de materia y energÃ−a (por ejemplo un sistema no fisico serÃ−a el sistema
económico).
• Clasificación respecto al tipo de relación que mantenga con su entorno
. Abiertos / cerrados: si/no intercambian materia y energÃ−a con el entorno.
. Aislados: no intercambian ni materia ni energÃ−a.
⠫ Modelo: representación simplificada de un sistema que captura lo esencial del mismo, eliminando
elementos que resultan inecesarios debido a su escasa relevancia en el comportamiento global del sistema, a la
escala de trabajo a los objetos.
â « Componentes: cantidad de materia (expresado en unidades de masa o volumen) o energÃ−a (expresada
normalmente como temperatura).
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â « Flujo: transferencias de materia o energÃ−a entre componentes, y se expresan como tasas, unidades de
materia o energÃ−a por unidad de tiempo y/o espacio (Julios por unidad de tiempo y / o espacio)
â « Estructura: esquema que el sistema adopta
â « Funcion: cantidad de materia o energÃ−a que se almacena en los diferentes componentes y a las
transferencias de materia y energÃ−a que se produce entre ellos.
⠫ Entorno: todo lo que esta alrededor del sistema y que no forma parte de él
â « Equilibrio: constancia en las transferencias (entradas y salidas) entre los diferentes componentes de un
sistema a lo largo del tiempo (conjunto de entradas igual al conjunto de salidas).
â « Tiempo de residencia: tiempo promedio que una partÃ−cula de materia permanece en un determinado
componente y, en el caso de que el sistema esté en equilibrio es igual a la cantidad de materia presente en el
componente partido por la suma de las entradas.
3.- Sistema climático
Componentes del sistema climático:
. Atmosfera
. Hidrosfera: comprende los océanos y los mares del mundo
. Litosfera: comprendo la superficie terrestre continental e insular
. Criosfera: comprende el hielo marino, la cubierta de nieve estacional, glaciares de montaña y capas de
hielo a escala continental.
. Biosfera: comprende la vida vegetal y animal
Esquema de los componentes del sistema climático
Tiempo de residencia de una molécula de agua en distintas partes del Sistema
4.- Escalas temporales del Sistema Climático
• Los diversos componentes del sistema climático tienen escalas de tiempo diferentes.
• Aquellas componentes con escalas de tiempo muy largas (en el ejemplo el hielo antártico), pueden
considerarse cmo fijas (sin cambios) cuando evaluamos los cambios en la circulación de la
atmosfera y de los océanos.
Escalas temporales de diversos procesos involucrados en el sistema climático
5.- Escalas espacio-temporales fenómenos oceánicos
Recursos de internet
Wikipedia, cambio climático:
Se llama cambio climático a la modificación del clima con respecto al historial climático a una escala
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global o regional. Tales cambios se producen a muy diversas escalas de tiempo y sobre todos los parámetros
climáticos: temperatura, precipitaciones, nubosidad, etcétera. Son debidos a causas naturales y, en los
últimos siglos se sospecha que también a la acción de la humanidad.
El término suele usarse, de forma poco apropiada, para hacer referencia tan solo a los cambios climáticos
que suceden en el presente, utilizándolo como sinónimo de calentamiento global. La Convención Marco
de las Naciones Unidas sobre el Cambio Climático usa el término cambio climático sólo para referirse
al cambio por causas humanas:
Por 'cambio climático' se entiende un cambio de clima atribuido directa o indirectamente a la actividad
humana que altera la composición de la atmósfera mundial y que se suma a la variabilidad natural del clima
observada durante perÃ−odos de tiempo comparables.
Al ser producido constantemente por causas naturales lo denomina variabilidad natural del clima. En algunos
casos, para referirse al cambio de origen humano se usa también la expresión cambio climático
antropogénico.
Además del calentamiento global, el cambio climático implica cambios en otras variables como las lluvias
globales y sus patrones, la cobertura de nubes y todos los demás elementos del sistema atmosférico. La
complejidad del problema y sus múltiples interacciones hacen que la única manera de evaluar estos
cambios sea mediante el uso de modelos computacionales que intentan simular la fÃ−sica de la atmósfera y
de los océanos y que tienen una precisión muy limitada debido al desconocimiento actual del
funcionamiento de la atmósfera.
Causas de los cambios climáticos
Temperatura en la superficie terrestre.
El clima es un promedio, a una escala de tiempo dada, del tiempo atmosférico. Sobre el clima influyen
muchos fenómenos; consecuentemente, cambios en estos fenómenos provocan cambios climáticos. Un
cambio en la emisión del Sol, en la composición de la atmósfera, en la disposición de los continentes, en
las corrientes marinas o en la órbita de la Tierra puede modificar la distribución de energÃ−a y el balance
radiativo terrestre, alterando asÃ− profundamente el clima planetario.
Estas influencias se pueden clasificar en externas e internas a la Tierra. Las externas también reciben el
nombre de forzamientos dado que normalmente actúan de forma sistemática sobre el clima, aunque
también los hay aleatorios como es el caso de los impactos de meteoritos (astroblemas). La influencia
humana sobre el clima en muchos casos se considera forzamiento externo ya que su influencia es más
sistemática que caótica pero también es cierto que el Homo sapiens pertenece a la propia biosfera
terrestre pudiéndose considerar también como forzamientos internos según el criterio que se use. En las
causas internas se encuentran una mayorÃ−a de factores no sistemáticos o caóticos. Es en este grupo donde
se encuentran los factores amplificadores y moderadores que actúan en respuesta a los cambios
introduciendo una variable más al problema ya que no solo hay que tener en cuenta los factores que actúan
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sino también las respuestas que dichas modificaciones pueden conllevar. Por todo eso al clima se le
considera un sistema complejo. Según qué tipo de factores dominen la variación del clima será
sistemática o caótica. En esto depende mucho la escala de tiempo en la que se observe la variación ya que
pueden quedar patrones regulares de baja frecuencia ocultos en variaciones caóticas de alta frecuencia y
viceversa.
Variaciones solares
Variaciones de la luminosidad solar a lo largo del ciclo de las manchas solares.
La temperatura media de la Tierra depende, en gran medida, del flujo de radiación solar que recibe. Sin
embargo, debido a que ese aporte de energÃ−a apenas varÃ−a en el tiempo, no se considera que sea una
contribución importante para la variabilidad climática. Esto sucede porque el Sol es una estrella de tipo G
en fase de secuencia principal, resultando muy estable. El flujo de radiación es, además, el motor de los
fenómenos atmosféricos ya que aporta la energÃ−a necesaria a la atmósfera para que éstos se
produzcan.
Por otro lado, a largo plazo las variaciones se hacen apreciables ya que el Sol aumenta su luminosidad a
razón de un 10 % cada 1.000 millones de años. Debido a este fenómeno, en la Tierra primitiva que
sustentó el nacimiento de la vida, hace 3.800 millones de años, el brillo del Sol era un 70 % del actual.
Las variaciones en el campo magnético solar y, por tanto, en las emisiones de viento solar, también son
importantes, ya que la interacción de la alta atmósfera terrestre con las partÃ−culas provenientes del Sol
puede generar reacciones quÃ−micas en un sentido u otro, modificando la composición del aire y de las
nubes asÃ− como la formación de éstas.
Variaciones orbitales
Si bien la luminosidad solar se mantiene prácticamente constante a lo largo de millones de años, no ocurre
lo mismo con la órbita terrestre. à sta oscila periódicamente, haciendo que la cantidad media de
radiación que recibe cada hemisferio fluctúe a lo largo del tiempo, y estas variaciones provocan las
pulsaciones glaciares a modo de veranos e inviernos de largo perÃ−odo. Son los llamados perÃ−odos
glaciales e interglaciales. Hay tres factores que contribuyen a modificar las caracterÃ−sticas orbitales
haciendo que la insolación media en uno y otro hemisferio varÃ−e aunque no lo haga el flujo de radiación
global. Se trata de la precesión de los equinoccios, la excentricidad orbital y la oblicuidad de la órbita o
inclinación del eje terrestre.
Impactos de meteoritos
En raras ocasiones ocurren eventos de tipo catastrófico que cambian la faz de la Tierra para siempre. El
último de tales acontecimientos catastróficos sucedió hace 65 millones de años. Se trata de los impactos
de meteoritos de gran tamaño. Es indudable que tales fenómenos pueden provocar un efecto devastador
sobre el clima al liberar grandes cantidades de CO2, polvo y cenizas a la atmósfera debido a la quema de
grandes extensiones boscosas. De la misma forma, tales sucesos podrÃ−an intensificar la actividad
volcánica en ciertas regiones. En el suceso de Chichulub (en Yucatán, México) hay quien relaciona el
perÃ−odo de fuertes erupciones en volcanes de la India con el hecho de que este continente se sitúe cerca de
las antÃ−podas del cráter de impacto. Tras un impacto suficientemente poderoso la atmósfera cambiarÃ−a
rápidamente, al igual que la actividad geológica del planeta e, incluso, sus caracterÃ−sticas orbitales.
La deriva continental
Pangea
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La Tierra ha sufrido muchos cambios desde su origen hace 4.600 millones de años. Hace 225 millones todos
los continentes estaban unidos, formando lo que se conoce como Pangea, y habÃ−a un océano universal
llamado Panthalassa. Esta disposición favoreció el aumento de las corrientes oceánicas y provocó que la
diferencia de temperatura entre el Ecuador y el Polo fueran muchÃ−simo menores que en la actualidad. La
tectónica de placas ha separado los continentes y los ha puesto en la situación actual. El Océano
Atlántico se ha ido formando desde hace 200 millones de años.
La deriva continental es un proceso sumamente lento, por lo que la posición de los continentes fija el
comportamiento del clima durante millones de años. Hay dos aspectos a tener en cuenta. Por una parte, las
latitudes en las que se concentra la masa continental: si las masas continentales están situadas en latitudes
bajas habrá pocos glaciares continentales y, en general, temperaturas medias menos extremas. AsÃ− mismo,
si los continentes se hallan muy fragmentados habrá menos continentalidad.
La composición atmosférica
La atmósfera primitiva, cuya composición era parecida a la nebulosa inicial, perdió sus componentes
más ligeros, el hidrógeno diatómico (H2) y el helio (He), para ser sustituidos por gases procedentes de las
emisiones volcánicas del planeta u sus derivados, especialmente dióxido de carbono (CO2), dando lugar a
una atmósfera de segunda generación. En dicha atmósfera son importantes los efectos de los gases de
invernadero emitidos de forma natural en volcanes. Por otro lado, la cantidad de óxidos de azufre y otros
aerosoles emitidos por los volcanes contribuyen a lo contrario, a enfriar la Tierra. Del equilibrio entre ambos
efectos resulta un balance radiativo determinado.
Con la aparición de la vida en la Tierra se sumó como agente incidente el total de organismos vivos, la
biosfera. Inicialmente, los organismos autótrofos por fotosÃ−ntesis o quimiosÃ−ntesis capturaron gran parte
del abundante CO2 de la atmósfera primitiva, a la vez que empezaba acumularse oxÃ−geno (a partir del
proceso abiótico de la fotólisis del agua). La aparición de la fotosÃ−ntesis oxigénica, que realizan las
cianobacterias y sus descendientes los plastos, dio lugar a una presencia masiva de oxÃ−geno (O2) como la
que caracteriza la atmósfera actual, y aun superior. Esta modificación de la composición de la atmósfera
propició la aparición de formas de vida nuevas, aeróbicas que se aprovechaban de la nueva composición
del aire. Aumentó asÃ− el consumo de oxÃ−geno y disminuyó el consumo neto de CO2 llegándose al
equilibrio o clÃ−max, y formándose asÃ− la atmósfera de tercera generación actual. Este delicado
equilibrio entre lo que se emite y lo que se absorbe se hace evidente en el ciclo del CO2, la presencia del cual
fluctúa a lo largo del año según las estaciones de crecimiento de las plantas.
Las corrientes oceánicas
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Temperatura del agua en la Corriente del Golfo.
Las corrientes oceánicas, o marinas, son un factor regulador del clima que actúa como moderador,
suavizando las temperaturas de regiones como Europa. El ejemplo más claro es la corriente termohalina que,
ayudada por la diferencia de temperaturas y de salinidad, se hunde en el Atlántico Norte.
El campo magnético terrestre
De la misma forma que el viento solar puede afectar al clima de forma directa, las variaciones en el campo
magnético terrestre pueden afectarlo de manera indirecta ya que, según su estado, detiene o no las
partÃ−culas emitidas por el Sol. Se ha comprobado que en épocas pasadas hubo inversiones de polaridad y
grandes variaciones en su intensidad, llegando a estar casi anulado en algunos momentos. Se sabe también
que los polos magnéticos, si bien tienden a encontrarse próximos a los polos geográficos, en algunas
ocasiones se han aproximado al Ecuador. Estos sucesos tuvieron que influir en la manera en la que el viento
solar llegaba a la atmósfera terrestre.
Los efectos antropogénicos
El ser humano es hoy uno de los agentes climáticos de importancia, incorporándose a la lista hace
relativamente poco tiempo. Su influencia comenzó con la deforestación de bosques para convertirlos en
tierras de cultivo y pastoreo, pero en la actualidad su influencia es mucho mayor al producir la emisión
abundante de gases que producen un efecto invernadero: CO2 en fábricas y medios de transporte y metano
en granjas de ganaderÃ−a intensiva y arrozales. Actualmente tanto las emisiones de gases como la
deforestación se han incrementado hasta tal nivel que parece difÃ−cil que se reduzcan a corto y medio plazo,
por las implicaciones técnicas y económicas de las actividades involucradas.
Según el ministerio ambiental español, las reducciones de la intensidad energética en los vehÃ−culos
ligeros, que ofrecerÃ−an perÃ−odos de amortización a los usuarios de tres a cuatro años mediante el
ahorro de combustible, pueden disminuir las emisiones especÃ−ficas entre un 10% y 25% para el año 2020.
Además, si se utiliza diesel, gas natural o propano en lugar de gasolina, técnicamente se pueden reducir
las emisiones entre un 10% y 30%, que alcanzarÃ−an el 80% si los combustibles proceden de fuentes
renovables. AsÃ− mismo, el control de las fugas de refrigerante puede añadir otro 10% de reducción. La
aplicación de medidas fiscales sobre los combustibles, principalmente en paÃ−ses con bajos precios,
podrÃ−a reducir las emisiones del transporte por carretera en un 25%; aunque esta medida tendrÃ−a
implicaciones económicas indirectas en otros sectores.
Retroalimentaciones y factores moderadores
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Emisiones globales de dióxido de carbono discriminadas según su origen.
Muchos de los cambios climáticos importantes se dan por pequeños desencadenantes causados por los
factores que se han citado, ya sean forzamientos sistemáticos o sucesos imprevistos. Dichos desencadenantes
pueden formar un mecanismo que se refuerza a sÃ− mismo (retroalimentación o "feedback positivo")
amplificando el efecto. Asimismo, la Tierra puede responder con mecanismos moderadores ("feedbacks
negativos") o con los dos fenómenos a la vez. Del balance de todos los efectos saldrá algún tipo de
cambio más o menos brusco pero siempre impredecible a largo plazo, ya que el sistema climático es un
sistema caótico y complejo.
Un ejemplo de feedback positivo es el efecto albedo, un aumento de la masa helada que incrementa la
reflexión de la radiación directa y, por consiguiente, amplifica el enfriamiento. También puede actuar a
la inversa, amplificando el calentamiento cuando hay una desaparición de masa helada. También es una
retroalimentación la fusión de los casquetes polares, ya que crean un efecto de estancamiento por el cual las
corrientes oceánicas no pueden cruzar esa región. En el momento en que empieza a abrirse el paso a las
corrientes se contribuye a homogeneizar las temperaturas y favorece la fusión completa de todo el casquete y
a suavizar las temperaturas polares, llevando el planeta a un mayor calentamiento al reducir el albedo.
La Tierra ha tenido perÃ−odos cálidos sin casquetes polares y recientemente se ha visto que hay una laguna
en el Polo Norte durante el verano boreal, por lo que los cientÃ−ficos noruegos predicen que en 50 años el
Ôrtico será navegable en esa estación. Un planeta sin casquetes polares permite una mejor circulación de
las corrientes marinas, sobre todo en el hemisferio norte, y disminuye la diferencia de temperatura entre el
ecuador y los Polos.
También hay factores moderadores del cambio. Uno es el efecto de la biosfera y, más concretamente, de
los organismos fotosintéticos (fitoplancton, algas y plantas) sobre el aumento del dióxido de carbono en la
atmósfera. Se estima que el incremento de dicho gas conllevará un aumento en el crecimiento de los
organismos que hagan uso de él, fenómeno que se ha comprobado experimentalmente en laboratorio. Los
cientÃ−ficos creen, sin embargo, que los organismos serán capaces de absorber sólo una parte y que el
aumento global de CO2 proseguirá.
Hay también mecanismos retroalimentadores para los cuales es difÃ−cil aclarar en que sentido actuarán.
Es el caso de las nubes. Actualmente se ha llegado a la conclusión, mediante observaciones desde el espacio,
que el efecto total que producen las nubes es de enfriamiento.[1] Pero este estudio solo se refiere a las nubes
actuales. El efecto neto futuro y pasado es difÃ−cil de saber ya que depende de la composición y formación
de las nubes.
Cambios climáticos en el pasado
Los estudios del clima pasado (paleoclima) se realizan estudiando los registros fósiles, las acumulaciones de
sedimentos en los lechos marinos, las burbujas de aire capturadas en los glaciares, las marcas erosivas en las
rocas y las marcas de crecimiento de los árboles. Con base en todos estos datos se ha podido confeccionar
una historia climática reciente relativamente precisa, y una historia climática prehistórica con no tan
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buena precisión. A medida que se retrocede en el tiempo los datos se reducen y llegado un punto la
climatologÃ−a se sirve solo de modelos de predicción futura y pasada.
La paradoja del Sol débil
A partir de los modelos de evolución estelar se puede calcular con relativa precisión la variación del brillo
solar a largo plazo, por lo cual se sabe que, en los primeros momentos de la existencia de la Tierra, el Sol
emitÃ−a el 70% de la energÃ−a actual y la temperatura de equilibrio era de -41 ºC. Sin embargo, hay
constancia de la existencia de océanos y de vida desde hace 3.800 millones de años, por lo que la
paradoja del Sol débil sólo puede explicarse por una atmósfera con mucha mayor concentración de
CO2 que la actual y con un efecto invernadero más grande.
El efecto invernadero en el pasado
Variaciones en la concentración de dióxido de carbono.
La atmósfera influye fundamentalmente en el clima; si no existiese, la temperatura en la Tierra serÃ−a de
-20 ºC, pero la atmósfera se comporta de manera diferente según la longitud de onda de la radiación. El
Sol por su alta temperatura emite radiación a un máximo de 0,48 micrómetros (Ley de Wien) y la
atmósfera deja pasar la radiación. La Tierra tiene una temperatura mucho menor, y reemite la radiación
absorbida a una longitud mucho más larga, infrarroja de unos 10-15 micrómetros, a la que la atmósfera ya
no es transparente. El CO2 que está actualmente en la atmósfera, en una proporción de 367 ppm, absorbe
dicha radiación. También lo hace y en mayor medida el vapor de agua). El resultado es que la atmósfera
se calienta y devuelve a la tierra parte de esa energÃ−a por lo que la temperatura superficial es de unos
15ºC, y dista mucho del valor de equilibrio sin atmósfera. A este fenómeno se le llama el efecto
invernadero y el CO2 y el H2O son los gases responsables de ello. Gracias al efecto invernadero podemos
vivir. Para ver un cálculo pormenorizado sobre esta cuestión ir a: Balance radiativo terrestre.
La concentración en el pasado de CO2 y otros importantes gases invernadero como el metano se ha podido
medir a partir de las burbujas atrapadas en el hielo y en muestras de sedimentos marinos observando que ha
fluctuado a lo largo de las eras. Se desconocen las causas exactas por las cuales se producirÃ−an estas
disminuciones y aumentos aunque hay varias hipótesis en estudio. El balance es complejo ya que si bien se
conocen los fenómenos que capturan CO2 y los que lo emiten la interacción entre éstos y el balance final
es difÃ−cilmente calculable.
Se conocen bastantes casos en los que el CO2 ha jugado un papel importante en la historia del clima. Por
ejemplo en el proterozoico una bajada importante en los niveles de CO2 atmosférico condujo a los
llamados episodios Tierra bola de nieve. AsÃ− mismo aumentos importantes en el CO2 condujeron en el
periodo de la extinción masiva del Pérmico-Triásico a un calentamiento excesivo del agua marina lo que
llevó a la emisión del metano atrapado en los depósitos de hidratos de metano que se hallan en los fondos
marinos lo que aceleró el proceso de calentamiento hasta el lÃ−mite y condujo a la Tierra a la peor
extinción en masa que ha padecido.
El CO2 como regulador del clima
Durante las últimas décadas las mediciones en las diferentes estaciones meteorológicas indican que el
planeta se está calentando. Los últimos 10 años han sido los más calurosos desde que se llevan
registros,[cita requerida] y los cientÃ−ficos anuncian que en el futuro serán aún más calientes. La
mayorÃ−a de los expertos están de acuerdo que los humanos ejercen un impacto directo sobre este proceso,
generalmente conocido como el efecto invernadero. A medida que el planeta se calienta, los casquetes polares
se funden.
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Dado que la nieve tiene un elevado albedo devuelve al espacio la mayor parte de radiación que incide sobre
ella. La disminución de dichos casquetes también afectará, pues, al albedo terrestre, lo que hará que la
Tierra se caliente aún más. El calentamiento global también ocasionará que se evapore más agua de
los océanos. El vapor de agua actúa como el mejor "gas invernadero", al menos en el muy corto plazo.
AsÃ− pues, habrá un mayor calentamiento. Esto produce lo que se llama efecto amplificador. De la misma
forma, un aumento de la nubosidad debido a una mayor evaporación contribuirá a un aumento del albedo.
La fusión de los hielos puede cortar también las corrientes marinas del atlantico norte provocando una
bajada local de las temperaturas medias en esa región. El problema es de difÃ−cil predicción ya que, como
se ve, hay retroalimentaciones positivas y negativas.
Naturalmente, hay efectos compensadores. El CO2 juega un importante papel en el efecto invernadero: si la
temperatura es alta, se favorece su intercambio con los océanos para formar carbonatos. Entonces el efecto
invernadero decae y la temperatura también. Si la temperatura es baja, el CO2 se acumula porque no se
favorece su extracción con lo que aumenta la temperatura. AsÃ− pues el CO2 desempeña también un
papel regulador.
Aparece la vida en la Tierra
Con la aparición de las cianobacterias, en la Tierra se puso en marcha la fotosÃ−ntesis oxigénica. Las
algas, y luego también las plantas, absorben y fijan CO2, y emiten O2. Su acumulación en la atmósfera
favoreció la aparición de los organismos aerobios que lo usan para respirar y devuelven CO2. El O2 en una
atmósfera es el resultado de un proceso vivo y no al revés. Se dice frecuentemente que los bosques y
selvas son los "pulmones de la Tierra", aunque esto recientemente se ha puesto en duda ya que varios estudios
afirman que absorben la misma cantidad de gas que emiten por que quizá solo serÃ−an meros
intercambiadores de esos gases. En cualquier caso, en el proceso de creación de estos grandes ecosistemas
forestales ocurre una abundante fijación del carbono que sÃ− contribuye apreciablemente a la reducción de
los niveles atmosféricos de CO2. Actualmente los bosques tropicales ocupan la región ecuatorial del
planeta y entre el Ecuador y el Polo hay una diferencia térmica de 50 ºC. Hace 65 millones de años la
temperatura era 8 °C superior a la actual y la diferencia térmica entre el Ecuador y el Polo era de unos
pocos grados. Todo el planeta tenÃ−a un clima tropical y apto para los señores de la Tierra de esta época:
los dinosaurios. Un cataclismo cometario acabó con ellos. La extinción masiva de animales se ha producido
periódicamente en la historia de la Tierra.
Las glaciaciones del Pleistoceno
El hombre moderno apareció hace unos tres millones de años. Desde hace unos dos millones, la tierra ha
sufrido perÃ−odos glaciares donde gran parte de Norteamérica, Sudamérica y Europa quedaron cubiertas
bajo gruesas capas de hielo durante muchos años. Luego rápidamente los hielos desaparecieron y dieron
lugar a un perÃ−odo interglaciar en el cual vivimos. El proceso se repite cada cien mil años
aproximadamente. La última época glaciar acabó hace unos quince mil años y dio lugar a un cambio
fundamental en los hábitos del hombre con el descubrimiento de la agricultura y de la ganaderÃ−a. La
mejora de las condiciones térmicas provocó el paso del PaleolÃ−tico al NeolÃ−tico hace unos cinco mil
años.
No fue hasta 1941 que el matemático y astrónomo serbio Milutin Milankovitch propuso la teorÃ−a de que
las variaciones orbitales de la Tierra causaban las glaciaciones del Pleistoceno.
Calculó la insolación en latitudes altas del hemisferio norte a lo largo de las estaciones. Su tesis afirma que
es necesaria la existencia de veranos frÃ−os, en vez de inviernos severos, para iniciarse una edad del hielo. Su
teorÃ−a no fue admitida en su tiempo, hubo que esperar a principios de los años cincuenta, Cesare Emiliani
que trabajaba en un laboratorio de la Universidad de Chicago, presentó la primera historia completa que
mostraba el avance y retroceso de los hielos durante las últimas glaciaciones. La obtuvo de un lugar
11
insólito: el fondo del océano, comparando el contenido del isótopo pesado oxÃ−geno-18 (0-18) y de
oxÃ−geno-16 (0-16) en las conchas fosilizadas.
El mÃ−nimo de Maunder [editar]
Desde que en 1610 Galileo inventara el telescopio, el Sol y sus manchas han sido observados con asiduidad.
No fue sino hasta 1851 que el astrónomo Heinrich Schwabe observó que la actividad solar variaba según
un ciclo de once años, con máximos y mÃ−nimos. El astrónomo solar Edward Maunder se percató que
desde 1645 a 1715 el Sol interrumpe el ciclo de once años y aparece una época donde casi no aparecen
manchas, denominado mÃ−nimo de Maunder. El Sol y las estrellas suelen pasar un tercio de su vida en estas
crisis y durante ellas la energÃ−a que emite es menor y se corresponde con perÃ−odos frÃ−os en el clima
terrestre.
Las auroras boreales o las australes causadas por la actividad solar desaparecen o son raras.
Ha habido 6 mÃ−nimos solares similares al de Maunder desde el mÃ−nimo egipcio del 1300 a. C. hasta el
último que es el de Maunder. Pero su aparición es muy irregular, con lapsos de sólo 180 años, hasta
1100 años, entre mÃ−nimos. Por término medio los periodos de escasa actividad solar duran unos 115
años y se repiten aproximadamente cada 600. Actualmente estamos en el Máximo Moderno que empezó
en 1780 cuando vuelve a reaparecer el ciclo de 11 años. Un mÃ−nimo solar tiene que ocurrir como muy
tarde en el 2900 y un nuevo perÃ−odo glaciar, cuyo ciclo es de unos cien mil años, puede aparecer hacia el
año 44.000, si las acciones del hombre no lo impiden.
El cambio climático actual
Combustibles fósiles y calentamiento global
A finales del siglo XVII el hombre empezó a utilizar combustibles fósiles que la tierra habÃ−a acumulado
en el subsuelo durante su historia geológica. La quema de petróleo, carbón y gas natural ha causado un
aumento del CO2 en la atmósfera que últimamente es de 1,4 ppm al año y produce el consiguiente
aumento de la temperatura. Se estima que desde que el hombre mide la temperatura hace unos 150 años
(siempre dentro de la época industrial) ésta ha aumentado 0,5 ºC y se prevé un aumento de 1 ºC en
el 2020 y de 2ºC en el 2050.
Además del dióxido de carbono (CO2), existen otros gases de efecto invernadero responsables del
calentamiento global , tales como el gas metano (CH4) óxido nitroso (N2O), Hidrofluorocarbonos (HFC),
Perfluorocarbonos (PFC) y Hexafluoruro de azufre (SF6), los cuales están contemplados en el Protocolo de
Kioto.
A principios del siglo XXI el calentamiento global parece irrefutable, a pesar de que las estaciones
meteorológicas en las grandes ciudades han pasado de estar en la periferia de la ciudad, al centro de ésta y
el efecto de isla urbana también ha influido en el aumento observado. Los últimos años del siglo XX se
caracterizaron por poseer temperaturas medias que son siempre las más altas del siglo]
Planteamiento de futuro
Tal vez el mecanismo de compensación del CO2 funcione. En un plazo de cientos de años, tal vez el Sol
entrará en un nuevo mÃ−nimo. En un plazo de miles de años, tal vez reduzca la temperatura, la próxima
glaciación, o simplemente no llegue a producirse ese cambio.
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En el Cretácico, sin intervención humana, el CO2 era más elevado que ahora y la Tierra estaba 8 ºC
más cálida.
Véase también: Calentamiento global, oscurecimiento global, e influencia antropogénica sobre el
clima
Clima de planetas vecinos
Como se ha dicho el dióxido de carbono cumple un papel regulador fundamental en nuestro planeta sin
embargo el CO2 no puede conjugar cualquier desvÃ−o e incluso a veces puede fomentar un efecto
invernadero desbocado mediante un proceso de retroalimentación.
• Venus tiene una atmósfera cuya presión es 94 veces la terrestre, y está compuesta en un 97% de
CO2. La inexistencia de agua impidió la extracción del anhÃ−drido carbónico de la atmósfera,
éste se acumuló y provocó un efecto invernadero intenso que aumentó la temperatura
superficial hasta 465 °C, capaz de fundir el plomo. Quizá la menor distancia al Sol haya sido
determinante para sentenciar al planeta a sus condiciones infernales que vive en la actualidad. Hay
que recordar que pequeños cambios pueden desencadenar un mecanismo retroalimentador y si
éste es suficientemente poderoso se puede llegar a descontrolar dominando por encima de todos los
demás factores hasta dar unas condiciones extremas como las de Venus. Toda una advertencia sobre
el posible futuro que podrÃ−a depararle a la Tierra.
• En Marte la atmósfera tiene una presión de sólo seis hectopascales y aunque está compuesta en
un 96 % de CO2, el efecto invernadero es escaso y no puede impedir ni una oscilación diurna del
orden de 55 ºC en la temperatura, ni las bajas temperaturas superficiales que alcanzan mÃ−nimas de
-86 °C en latitudes medias. Pero parece ser que en el pasado gozó de mejores condiciones llegando
a correr el agua por su superficie como demuestran la multitud de canales y valles de erosión. Pero
ello fue debido a una mayor concentración de dióxido de carbono en su atmósfera. El gas
provendrÃ−a de las emanaciones de los grandes volcanes marcianos que provocarÃ−an un proceso de
desgasificación semejante al acaecido en nuestro planeta. La diferencia sustancial es que el
diámetro de Marte mide la mitad que el terrestre. Esto quiere decir que el calor interno era mucho
menor y se enfrió hace ya mucho tiempo. Sin actividad volcánica Marte estaba condenado y el
CO2 se fue escapando de la atmósfera con facilidad dado que además tiene menos gravedad que en
la Tierra lo que facilita el proceso. También es posible que algún proceso de tipo mineral
absorbiera el CO2 y al no verse compensado por las emanaciones volcánicas provocara su
disminución drástica. El caso es que el planeta se enfrió progresivamente a causa de ello hasta
congelar el poco CO2 en los actuales casquetes polares.
Materia multidisciplinar
En el estudio del cambio climático hay que considerar cuestiones pertenecientes a los más diversos campos
de la Ciencia: MeteorologÃ−a, FÃ−sica, QuÃ−mica, AstronomÃ−a, GeografÃ−a, GeologÃ−a y BiologÃ−a
tienen muchas cosas que decir constituyendo este tema un campo multidisciplinar. Las consecuencias de
comprender o no plenamente las cuestiones relativas al cambio climático tienen profundas influencias sobre
la sociedad humana debiendo abordarse éstas desde puntos de vista muy distintos a los anteriores, como el
económico, sociológico o el polÃ−tico.
Cultura popular
El polÃ−tico norteamericano Al Gore trata el tema del cambio climático, concretamente el calentamiento
global en la pelÃ−cula Una verdad incómoda, basada en una serie conferencias que ha dado por todo el
mundo. Ha recibido crÃ−ticas por parte de algunos autores, como el profesor danés Bjørn Lomborg.
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Además de ser el documental de Al Gore uno de los más completos, hay pelÃ−culas de ciencia ficción
que han marcado un impacto en la cultura popular sobre el Cambio Climático, tal es el caso de "El dÃ−a
después de mañana" ("The day after tomorrow") presentada en 2004 bajo la dirección de Roland
Emmerich, a pesar de su limitado rigor cientÃ−fico.
TEMA 3
TEMPERATURA
La temperatura y la salinidad se ven afectadas por factores externos ales como la insolación, evaporación,
precipitación. En la absorción de la energÃ−a solar hay un aumento de la temperatura, a esto se le
denomina inercia térmica.
Las variaciones en la t/s afectan a la densidad del agua en superficie, ademas estos cambios permiten la
identificación de las masas de agua.
1.- Generalidades
El agua de mar esta compuesta en un 96% de agua pura, y un 3,5% de sales, gases disueltos, sustancias
orgánicas sin disolver.
1.1.- Propiedades quÃ−micas del agua de mar:
• El dipolo eléctrico que form agreados (polÃ−meros) de 6 moléculas. Esto aumenta la lentitud de
reacción ante los cambios: punto de ebullición de -80 a 100ºC y punto de congelación de -110ºC a
ºC.
• Tiene un fuerte poder de disociación, lo que aumenta la conductividad eléctrica del agua.
El cloruro de sodio Na + Cl - es el principal componente de la salinidad oceánica. La figura muestra como el
cloruro de sodio en la forma hidratada hace que la molécula de agua se una con la carga positiva del
hidrógeno al cloruro y con la carga negativa del oxÃ−geno al sodio.
• Asociación de las moléculas de agua por enlaces de hidrógeno. Esto tiene un coste energético de 10
a 100 veces menor que enlaces moleculares lo cual facilita las reacciones para cambiar las condiciones
quÃ−micas.
• Forma de asociarse los tetraedros (mallas abiertas).
Agregados de moléculas individules, de a dos, de cuatro y ocho.
• En altas temperaturas dominan agregados individuales y los de dos moléculas.
• Bajas temperaturas dominan los racimos más grandes, ocupan menos espacio que los del mismo
numero de moléculas en racimos mas pequeños.
Máxima densidad del agua a los 4ºC
1.2.- Propiedades fÃ−sicas del agua de mar
. Efecto de las sales disueltas en agua:
• Disminución del punto de congelación
• T de máxima densidad y T de congelación coinciden
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. Momento dipolar grande
. Alta conductividad
1.3.- Constituyentes del agua de mar
Principales iones constituyentes del agua de mar
Cloro 55.3%
Sodio 30.8%
Sulfato 7.7%
Magnesio 3.7%
Calcio 1.2%
Potasio 1.1%
1.4.- Calor y temperatura
Calor: es una forma de energÃ−a
Calor especÃ−fico: es una magnitud fÃ−sica que indica la capacidad de un material para almacenar
energÃ−a interna en forma de calor.[] De manera formal es la energÃ−a necesaria para incrementar en una
unidad de temperatura una cantidad de sustancia; usando el SI es la cantidad de julios de energÃ−a necesaria
para elevar en un 1 K la temperatura de 1 kg de masa.[] Se la representa por lo general con la letra c.
Q(calor/volumen) = Ï” cpT (UNESCO, 1984)
T es la temperatura en K
Ï” la densidad del agua de mar
cp el calor especÃ−fico del agua de mar
2.- Temperatura del agua de mar
1. Propiedad termodinámica
2. Actividad de las moléculas y átomos del fluido: mayor actividad mayor temperatura
3. ¿Factores influyen en la distribución de T en el océano?
4. Flujo de calor a través de la superficie
5. Intercambios de calor con regiones adyacentes
6. Radiación Solar: fuente más importante de calor a través de la
superficie del mar.
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7. 70% penetra en la atmósfera - 30% reflejado hacia el espacio (nubes, partÃ−culas de polvo, …)
8. Insolación es la cantidad de energÃ−a solar que llega a la superficie de la Tierra por unidad de área y en
la unidad de tiempo.
9. Albedo es la cantidad de insolación reflejada por una superficie.
Ejemplos:
Superficie Albedo (%)
nieve Hasta 90
Arenas de desierto 35
Zonas con vegetación 10 - 25
Ôreas urbanas 12 - 18
Agua de mar (calma) 2
10.- La escala práctica de temperatura que se usa en estos momentos es la ITS-90, International temperature
Scale de 1990.
11.- La temperatura media de las aguas de los océanos es 3,8ºC, incluso en el ecuador la temperatura
media es tan baja como 4,9°C.
12.- 50% de las aguas está en el rango 1.3° C < T < 3.8° C
4.1.- Distribución de la temperatura de la T en la superficie del océano.
Û Intensidad de la insolación: depende (entre otros factores) del ángulo de incidencia de la radiación
solar sobre la superficie terrestre _ latitud, estación del año
Û Importancia de la observación desde sensores instalados en satélites TELEDETECCIà N. Hasta que
se comienza con la observación del océano desde satélites no se pudo conocer como variaba la SST de
unas regiones a otras, ni los cambios estacionales.
- La distribución de SST tiende a ser zonal, independiente de la longitud.
- Agua más cálida cerca del ecuador, agua más frÃ−a cercana a los polos.
- En la región comprendida desde los 40º de latitud y hacia el ecuador, el agua más frÃ−a tiende a
localizarse en la parte oriental del océano. Mientras que al Norte de esta latitud, las aguas más frÃ−as
tienden a estar en la parte occidental.
- Las anomalÃ−as de la SST (diferencias respecto de un valor promedio obtenido durante mucho tiempo) son
pequeñas: menos de 1,5ºC excepto en el PacÃ−fico ecuatorial donde las desviaciones pueden alcanzar los
3ºC.
- El rango anual de la SST es mayor en medias latitudes, especialmente en la parte occidental del océano.
La razón está en los vientos frÃ−os que soplan desde el continente en invierno y enfrÃ−a las aguas del
16
océano.
- En los trópicos el rango de T es aproximadamente menor de 2ºC.
- Transporte de Calor de las regiones de bajas latitudes a las altas latitudes a través de las corrientes en los
márgenes occidentales de los océanos.
- T oceánica superficial más alta en el PacÃ−fico, cerca de Borneo, corriente superficial dirigida hacia esa
zona que transporta agua que se ha ido calentando debido a la larga exposición al sol en esas latitudes
tropicales por todo el océano. (32 ºC).
¿qué es un perfil de temperaturas? Es la distribución de T en z. Donde z es la profundidad.
En general, la T disminuye con la profundidad
- El viento es el responsable de la existencia de una Capa de Mezcla (mixed layer) justo debajo de la
superficie del mar.
- CaracterÃ−sticas: constante T y S en un rango de profundidades que va desde la superficie hasta una
profundidad donde los valores difieren de los de la superficie.
- El grosor de la capa de mezcla está entre los 10 y los 200 m en gran parte de las regiones tropicales y de
medias latitudes.
- La profundidad hasta donde está la capa de mezcla y la temperatura de la misma pueden variar tanto
diariamente como estacionalmente.
- La capa de mezcla en latitudes medias es más delgada al finalizar el verano, cuando los vientos son más
débiles y la luz del sol calienta la capa superficial. En ocasiones, el calentamiento es tan intenso y los
vientos tan débiles, que la capa de mezcla es sólo de unos pocos metros. En otoño, con la aparición de
las primeras tormentas comienza la mezcla hacia abajo aumentando la capa de mezcla. En invierno, la capa de
mezcla continua engordando, hasta que tienen su profundidad máxima a finales del invierno. En la
primavera los vientos comienzan a debilitarse, aumenta la radiación solar, resultando la formación de una
nueva capa de mezcla.
Û Por debajo de la capa de mezcla, la T disminuye rápidamente con la profundidad.
Û La región, el rango de profundidades, donde la velocidad a la que disminuye la temperatura (el gradiente)
es mayor, se le llama termoclina.
Û La capa donde la temperatura cambia rápidamente con la profundidad, que se encuentra en el rango de
temperaturas 8 - 15°C (aproximadamente), se llama la termoclina permanente.
Está se sitúa a profundidades desde 150 - hasta 400 m en las zonas tropicales y a la profundidad de 400 1000 m en las zonas subtropicales.
Temperatura (arriba) y salinidad (abajo) como funciones de la latitud y profundidad en
los 1500 m superiores del Océano PacÃ−fico. (La imagen incluye al Océano Ôrtico en el
extremo derecho).
17
La mayor temperatura en los trópicos esta sobre los 28°C. Debajo de 1200 m la
temperatura es menor que 4°C. La termoclina permanente es el rango de profundidad
de rápido cambio de temperatura, la cual se encuentra en los trópicos en los 150 - 600
m.
La salinidad también muestra grandes cambios en los 500 m superiores,
primordialmente en respuesta al balance precipitación - evaporación. En el rango de
profundidad de 800 - 1500 m la salinidad es un poco uniforme con valores cerca de
34,5 sobre la mayor parte del Océano PacÃ−fico.
Los oceanógrafos se refieren a la capa superficial, con propiedades hidrográficas uniformes, como estrato
superficial mezclado. Este estrato es un elemento esencial del proceso de transferencia de calor y agua fresca
entre la atmósfera y el océano.
Usualmente ocupa los primeros 50m y 150 m de profundidad, sin embargo, puede ser más profundo durante
el invierno cuando el enfriamiento de la superficie del mar produce inversión convectiva de agua,
liberándose calor almacenado en el océano hacia la atmósfera. Durante la primavera y el verano, el
estrato mezclado absorbe calor, moderando los extremos de temperatura estacional del planeta al almacenar
calor hasta el siguiente perÃ−odo de otoño e invierno, mientras el estrato mezclado profundo del invierno
previo se cubre por un delgado estrato de agua cálida y ligera.
Durante este tiempo, se consigue la mezcla a través de la acción de las olas inducidas por el viento,
extendiéndose no más allá de una pocas decenas de metros.
Û Por debajo del estrato de mezcla activa, existe una zona de rápida transición donde, en la mayorÃ−a de
los casos, la temperatura decrece rápidamente con la profundidad. Este estrato de transición se denomina
termoclina estacional.
Û La termoclina estacional es somera en primavera y verano, profunda en otoño y desaparece en invierno,
cuando la pérdida de calor en la superficie genera inestabilidad.
Û En los inviernos tropicales, el enfriamiento no es lo suficientemente fuerte para destruir la termoclina
estacional, por lo que una propiedad somera llamada algunas veces termoclina tropical resulta mantenida
durante todo el año.
Û El rango de profundidad que va desde el fondo de la termoclina estacional hasta aproximadamente los 1000
m se conoce como la termoclina oceánica ó permanente. Esta es la zona de transición que separa las
aguas cálidas del estrato superficial de las aguas frÃ−as de las grandes profundidades oceánicas.
La temperatura en el lÃ−mite superior de la termoclina permanente depende de la latitud, estando muy por
encima de los 20°C en las regiones tropicales hasta justo arriba de 15°C en las regiones templadas. En el
lÃ−mite más bajo la temperatura es bastante uniforme siendo de 4 - 6°C dependiendo de que océano se
trate.
Û Por debajo del estrato superficial, el cual está en permanente contacto con la atmósfera, la temperatura y
la salinidad son propiedades conservativas, es decir, sólo pueden ser cambiadas a través de mezclas y
18
advección. Todas las otras propiedades del agua de mar, tales como oxÃ−geno disuelto, nutrientes,
etc son afectadas por procesos biológicos y quÃ−micos y en consecuencia son no conservativas.
Recursos de Internet
Distribución de la temperatura y salinidad con la profundidad; la estratificación de la densidad
La discusión en las clases anteriores se concentró en los procesos de interacción aire/mar, y por lo tanto se
trató la distribución de temperatura y salinidad solamente en la capa superficial, donde las variaciones
regionales y estacionales son mayores. Sin embargo, la mayor parte del océano está lleno de agua con
temperatura y salinidadrelativamente uniformes
Si la temperatura superficial es muy baja, la convección producto del enfriamiento puede profundizarse
más que la capa superficial. Esta situación se encuentra en las regiones polares donde el agua frÃ−a se
hunde al fondo del océano. Este proceso llena las aguas más profundas y es responsable de las corrientes
por debajo del kilómetro superior del océano. Las áreas de la convección profunda de invierno son el
Mar de Weddell y el Mar de Ross en el Océano Austral (o del Sur) , el Mar de Groenlandia y el Mar de
Labrador en la región ártica.
La temperatura media del océano es 3,8°C; incluso en el ecuador la temperatura media es tan baja como
4,9°C. La capa donde la temperatura cambia rápidamente con la profundidad, que se encuentra en el rango
de temperaturas 8 - 15°C, se llama la termoclina permanente. Está se sitúa a profundidades desde 150 hasta 400 m en las zonas tropicales y a la profundidad de 400 - 1000 m en las zonas subtropicales. La
figura muestra, como ejemplo, la distribución de la temperatura y salinidad en una sección meridional a
través del Océano PacÃ−fico. Note la uniformidad de ambas propiedades por debajo de la profundidad
de 1000 m. Note también que en muchas regiones, tanto la temperatura como la salinidad del océano
disminuyen con la profundidad. Una disminución de la temperatura da lugar a un aumento de la densidad, de
manera que la estratificación por temperatura produce una estratificación de la densidad estable. Una
disminución de la salinidad, por otra parte, produce una disminución de la densidad. Tomados por su propia
cuenta, la estratificación de la salinidad producirÃ−a, por lo tanto, una estratificación inestable de la
densidad. En el océano el efecto de la disminución de la temperatura es más fuerte que el efecto de la
disminución de la salinidad, asÃ− que el océano es establemente estratificado.
En contraste con la distribución subsuperficial de temperatura, la distribución de la salinidad subsuperficial
muestra mÃ−nimos intermedios. Ellas se conectan con la formación de masas de agua en los Frentes
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Polares, donde la precipitación es alta; los detalles serán discutidos más adelante en el curso. A muy
grandes profundidades, la salinidad aumenta otra vez porque el agua cerca del fondo oceánico se origina de
las regiones polares donde se hunde durante el invierno; el congelamiento durante el proceso aumenta su
salinidad.
Propiedades Acústicas
La luz y el sonido son dos portadores principales de información usados en la comunicación humana y
animal. En tierra, el sonido se atenúa sobre distancias mucho más cortas que la luz, lo cual hace que sea,
por lo tanto, la opción preferida para la comunicación a grandes distancias. La situación opuesta se
encuentra en el océano: Mientras que la luz no penetra muy lejos en agua, el sonido puede viajar sobre
grandes distancias y por lo tanto es utilizado para varios fines, tales como en el sondeo profundo, en la
comunicación, en localización de objetos y mediciones submarinas, por los animales y los semejantes seres
humanos. La información detallada sobre la velocidad del sonido (es decir, la velocidad de fase de las ondas
acústicas) es esencial para tales aplicaciones.
La rapidez del sonido c es una función de la temperatura T, salinidad S y presión p y varÃ−a entre 1400 m
s-1 y 1600 m s-1. En el océano abierto c está influenciada por la distribución de T y p, pero no mucho
por la de S; decrece con la disminución de la T, p y S. La combinación de la variación de estos tres
parámetros con profundidad produce un perfil vertical de la rapidez del sonido, con un mÃ−nimo notorio de
la rapidez del sonido en la profundidad intermedia: La temperatura disminuye rápidamente en el kilómetro
superior del océano y domina el perfil de la rapidez del sonido, es decir c disminuye con profundidad. En
las regiones más profundas (más o menos debajo del kilómetro superior) el cambio de temperatura con la
profundidad es pequeño y c está determinada por el aumento de la presión con la profundidad, es decir c
aumenta con la profundidad. Los cambios verticales de salinidad son demasiado pequeños tener un impacto;
pero la salinidad media se determina si c posee un bajo valor (si la salinidad media es baja) o alta (si la
salinidad media es alta) en promedio.
La imagen muestra ejemplos de perfiles de la rapidez del sonido. Observe las curvas para el Mar de Weddell y
el Mar Mediterráneo: El Mar de Weddell no tiene una estratificación térmica, por lo tanto no existe
efecto de la temperatura sobre c. El Mar Mediterráneo demuestra el efecto de la salinidad sobre c: el perfil es
similar al de otras regiones tropicales oceánicas, pero la más alta salinidad del Mar Mediterráneo aumenta
c en todos los niveles.
Si su navegador Internet utiliza JavaScript usted puede verificar la dependencia de la rapidez del sonido con la
temperatura, salinidad y presión con esta calculadora de la rapidez del sonido: Introduzca un valor de
temperatura, un valor para la salinidad y un valor para la presión y presione el botón de calcular.
Comparando su resultado con los de perfiles de rapidez del sonido de diversas regiones oceánicas ( Figura
5.3) y experimentando usted puede tener una idea de como son las temperaturas y salinidades que deben
existir en estas regiones para que produzcan las velocidades del sonido observadas.
20
Propagación del sonido
El sonido se propaga a lo largo de rayos (de la misma manera que lo hace la luz). AsÃ−, las leyes de la
óptica geométrica se aplican igualmente al sonido.
• El sonido viaja a través de trayectorias rectas donde la rapidez del sonido c es constante; de otra manera
la trayectoria se desvÃ−a hacia la región de valores más bajos de c.
• Rayos diferentes son independientes entre si.
• Las trayectorias sónicas son reversibles.
• La ley de reflexión (ángulo de incidencia = ángulo de reflexión) se cumple en el fondo del mar, en la
superficie marina, sobre objetos y superficies.
• La ley de refracción se cumple en las interfases:
Puesto que la estratificación en el océano es casi horizontal, la propagación del sonido en la vertical es
prácticamente a lo largo de un camino rectilÃ−neo. Esto es el fundamento del sondeo por ecos: La
profundidad se puede conocer siempre que se conozca la rapidez media del sonido. Un primer estimado es de
1500 m s-1; existen tablas que proveen las correcciones de c para distintas áreas de los océanos del
mundo.
La figura 5.4 da ejemplos de recorridos sónicos horizontales. El primer diagrama presenta la propagación
del sonido en la profundidad del mÃ−nimo de rapidez sónica (generalmente alrededor de los 1000 m de
profundidad). Los rayos de sonido se desvÃ−an de regreso hacia la profundidad del mÃ−nimo de rapidez del
sonido y viajan grandes distancias en esa profundidad (estos rayos pueden atravesar todos los océanos). El
canal sónico se conoce como el canal SOFAR (Por sus siglas en inglés, SOund Fixing And Ranging).
Antes de la introducción del Sistema de Posicionamiento Global (Por sus siglas en inglés, Global
Positioning System, GPS) el canal SOFAR se usó para localizar barcos y aviones en situación de auxilio, y
para el seguimiento de flotadores (con dos o más receptores) en el estudio de las corrientes oceánicas. El
segundo diagrama presenta una situación donde la capa mezclada de temperatura uniforme (tÃ−picamente
cerca de 100 m de grosor) se encuentra encima de la estratificación normal de la temperatura. En este caso la
rapidez del sonido aumenta debajo de la superficie, debido al aumento en la presión antes de que la
disminución normal debido a la temperatura asuma el control. El máximo de la rapidez del sonido que
resulta en la profundidad en la cercanÃ−a de los 100Â m de profundidad, crea una zona de sombra, puesto
que todos los rayos de sonidos se desvÃ−an alejándose de esa profundidad.
Nutrientes, oxÃ−geno y metales trazas limitantes del crecimiento en el océano
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Justus von Liebig descubrió lo que se ha conocido como la " Ley MÃ−nima " de la agricultura, que dice, la
productividad del ecosistema está limitada por el alimento que se agota primero. En tierra, el elemento
limitante es ya sea el fósforo, el nitrógeno o el potasio (dependiendo de tipo del suelo). En el océano los
elementos limitantes son:
(como fosfato orgánico e
inorgánico)
nitrógeno (como nitrato, nitrito y amonio)
silicio
(como silicato)
Sobre la tierra los nutrientes se incorporan al suelo mediante la descomposición de la materia orgánica
muerta. En los océanos la incorporación de nutrientes por las plantas (fitoplancton) tiene lugar en la zona
eufótica (la capa superficial hasta donde alcanza la luz). La mayorÃ−a de los nutrientes se eliminan de la
zona eufótica y se transfieren hacia los océanos más profundos a medida que se hunden los organismos
muertos (detrito). En las capas más profundas la materia orgánica se remineraliza, es decir los nutrientes
vuelven al medio en forma de solución. Este proceso requiere oxÃ−geno. De manera que
fósforo
• el océano no puede soportar ecosistemas altamente productivos, excepto aquellos donde los
nutrientes regresan desde abajo hacia la zona eufótica (surgencia o afloramiento)
• las concentraciones de nutrientes generalmente se incrementan con la profundidad (Figura 5.5),
mientras la concentración de oxÃ−geno disminuye (Figura 5.6). Las desviaciones a esta regla son
causadas por la advección de diferentes aguas
El oxÃ−geno y los nutrientes están vinculados en un ciclo de incorporación y descarga, de manera que una
razón fija de sus concentraciones se encuentra en las aguas oceánicas abiertas:
en peso
UAOÂ :Â CÂ :Â NÂ :Â F
212 : 106 : 16 : 1
atómico
=
en
=
109 : 41 : 7.2 : 1
gramos
UAO (Utilización Aparente del OxÃ−geno) = concentración de saturación - concentración observada
C = Carbono N = Nitrógeno F = Fósforo
Las últimas tres décadas del siglo pasado han visto grandes progresos en la comprensión de la quÃ−mica
del océano, y de allÃ− que ahora se entienda que fosfato, nitrato y silicatos no son los únicos nutrientes
limitantes del crecimiento en el océano. En más del 40% de las regiones oceánicas el crecimiento
biológico está limitado por el suministro de hierro (fe). La razón de esta diferencia entre los ecosistemas
terrestres y marinos se encuentra en la evolución temprana de la Tierra.
Como se describió en la clase introductoria, la composición de la atmósfera es el resultado de la presencia
de vida sobre la Tierra (compare la figura). Las primeras formas de vida en desarrollarse (los procariótidos,
que son, básicamente, nada más que moléculas rodeadas por una membrana y una pared celular)
encontraron una atmósfera que principalmente se componÃ−a de dióxido de carbono (CO2). Estas
utilizaron los elementos quÃ−micos disponibles en el océano para el almacenaje, transporte y transferencia
de energÃ−a. El hierro es uno de los elementos más abundantes y llegó a ser esencial para muchas
funciones celulares.
22
El advenimiento de la fotosÃ−ntesis en las plantas cambió dramáticamente la distribución relativa de C, O
y del Fe. A medida que el nivel de oxÃ−geno de la atmósfera incrementaba, el oxÃ−geno fue reducido
inicialmente por el hierro disponible, creando extensos depósitos de óxido ferroso en la corteza terrestre.
Eventualmente la fuente de hierro libre se agotó y comenzó la acumulación de oxÃ−geno que permitió la
evolución de formas de vida más altas. Pero aún la vida marina primitiva requiere del Fe para sus
funciones celulares, y ésto explica porqué en el océano el hierro es un elemento limitativo adicional y
en muchas situaciones el factor limitador. Los experimentos de campo han demostrado que la productividad
oceánica aumenta dramáticamente cuando el hierro se agrega a la zona eufótica.
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Antecedentes historicos
Tres etapas:
1.- Exploración del oéano (4000Ac- 1609Dc)
Fenicios, griegos, polinesios, vikingos, Magallanes
2.- Primeras investigaciones cientÃ−ficas (1609 - 1906)
Isaac Newton, James Cook, Charles Darwin, Gaspard Coriolis, Matthew Maury, William Dittmar.
3.- OceanografÃ−a moderna
Investigación multidisciplinar del océano, uso de instrumentación sofisticada.
Estado actual y tendencias:
• Esfuerzo internacional por estudios globales.
♦ ATOC (Acoustic Thermography of Ocean Climate)
♦ JGOFS (Joint Global Ocean Flux Study)
♦ TOGA (Tropical Ocean and Global Atmosphere)
♦ WOCE (World Ocean Circulation Experiment)
• Desarrollo de instrumentos más precisos y sofisticados.
Hay una tendencia a colocar boyas en el océano que nos permitan tomar datos en continuo de una serie de
parámetros, la teledetección...
Algunos datos de interés
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• Forma achatada
• Radio (ecuatorial) 6.378Km
• Radio (polos): 6.357Km
• Superficie: 510.100.934Km2
• Volumen: 1.083.319.780.000 Km3
Relación entre cantidad de tierra y agua: 1/2,43 ó 29% Tierra y 71% agua
Situación HN y HS
. HN (Tierra 40% - agua 60%)
. HS (Tierra 20% - agua 80%)
Helgoland Island (54ºN) T agua 3ºC - 18ºC
Bouvet Island (54ºS) T agua -1ºC - +1ºC. T atmosferica -4ºC - +25ºC
¡¡¡Importancia de los hielos!!!
. Cambio en las dimensiones fÃ−sicas, produce un cambio en la cantidad de radiación reflejada. Por tanto
varÃ−a el balance radiactivo.
. Reservorios de agua dulce
. Cambios en el volumen, variación de agua en estado liquido y gaseoso de la atmósfera.
...Recordemos
Escalas de temperatura
• Celsius, unidad de grado Celsius
• Kelvin, 0ºC = 273,16º K
• Farenheit
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