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Propiedades Físicas del Agua de Mar
La Tierra vista desde un
satélite meteorológico
estacionario. El carácter
turbulento del flujo es
evidente a partir de los
patrones de nubosidad, los
cuales actúan como
trazadores para el flujo. Es
claro que los remolinos
dominan el flujo, como el
remolino que se encuentra en
la parte norte central de
Australia.
Dos ejemplos de remolinos en un modelo numérico de alta resolución de
la circulación oceánica. Izquierda: La corriente del Golfo vista a través
de la temperatura superficial del mar; derecha: remolinos producidos
por las corrientes al sur de áfrica vistos mediante la salinidad
superficial marina (oscuro es dulce, rojo es salino).
Propiedades del agua de mar
El agua de mar es una mezcla de 96,5% de agua pura y 3,5% de otros
materiales, tales como sales, gases disueltos, sustancias orgánicas y
partículas sin disolver. Sus propiedades físicas están determinadas
principalmente por las del agua pura 96,5%. Por lo tanto, las
propiedades físicas del agua pura se discutirán primero.
El agua pura, en comparación con los fluidos de composición similar,
presenta muchas propiedades poco comunes. Esto es a
consecuencia de la estructura particular de la molécula de agua
H2O: Los átomos del hidrógeno llevan una carga positiva, los de
oxígeno llevan dos cargas negativas, pero el arreglo del átomo en la
molécula de agua es tal que las cargas no están neutralizadas
Arreglo del átomo de oxígeno
(O) y de los dos átomos de
hidrógeno (H) en la molécula de
agua. El ángulo entre los
átomos de hidrógeno cargados
positivamente es de 105°, lo
cual es bastante cerca de los
ángulos externos de un
tetraedro regular (109° 28').
Interacción de dos moléculas de agua en
el arreglo tetraédrico del enlace de
hidrógeno. Los átomos de hidrógeno de
la molécula de agua de circunferencia
azul se unen a la molécula de agua de
circunferencia roja de tal manera que
los cuatro átomos del hidrógeno forman
un tetraedro .
Las principales consecuencias de la estructura molecular del agua pura
son:
1.- La molécula de agua es un dipolo eléctrico, formando agregados de
moléculas (polímeros), de 6 moléculas en promedio a unos 20°C. Por lo
tanto, el agua reacciona más lenta a los cambios que las moléculas
individuales; por ejemplo el punto de ebullición se desplaza de -80°C a
100°C, mientras que el de congelación lo hace de -110°C a 0°C.
2.- El agua tiene un fuerte e inusual poder de disociación, es decir
separa el material disuelto en iones eléctricamente cargados. En
consecuencia, el material disuelto aumenta mucho la conductividad
eléctrica del agua. La conductividad del agua pura es relativamente
baja, pero la de la agua de mar está a mitad de camino entre el agua
pura y el cobre. A 20°C, la resistencia de la agua de mar de contenido
salino del 3,5% por encima de los 1,3 km aproximadamente, iguala a la
del agua pura por sobre 1 mm.
3.- El ángulo de 105° es cercano al ángulo de un tetraedro, es decir
una estructura con cuatro brazos que emanan de un centro a ángulos
iguales (109° 28'). Consecuentemente, los átomos de oxígeno en el
agua tratan de tener cuatro átomos del hidrógeno asociados a ellos
en un arreglo tetraédrico. Esto se llama un "enlace de hidrógeno", en
contraste al enlace molecular (iónico) y al enlace covalente. Los
enlaces del hidrógeno necesitan una energía de enlace de 10 a 100
veces más pequeña que la de los moleculares, así que el agua es muy
flexible en su reacciones para cambiar las condiciones químicas.
4.-Los tetraedros tienen por naturaleza mallas más abiertas que los
arreglos más cercanos (o más cerrados) de empaquetamiento
molecular. Ellos forman agregados de moléculas individuales, de a
dos, de a cuatro y ocho. A altas temperaturas los agregados
individuales y los de dos moléculas dominan; a medida que baja la
temperatura los racimos más grandes comienzan a dominar. Los
racimos más grandes ocupan menos espacio que los del mismo número
de moléculas en racimos más pequeños. Como resultado, la densidad
del agua presenta un máximo a los 4°C.
Contribuciones relativas de los diferentes agregados moleculares del
agua en función de la temperatura. El último índice indica el número de
moléculas en el agregado
Al congelarse, todas las moléculas de agua forman tetraedros. Esto conduce
a una extensión repentina en el volumen, es decir una disminución de la
densidad. La fase sólida del agua es por lo tanto más ligera que la fase
líquida, lo que representa una rara propiedad. Algunas consecuencias
importantes son:
El hielo flota. Esto es importante para la vida en los lagos de agua dulce,
puesto que el hielo actúa como un aislante contra la pérdida de calor
adicional, previniendo el congelamiento del agua desde la superficie hasta el
fondo.
La densidad muestra una rápida disminución a medida que se acerca al punto
de congelación. La expansión que resulta durante el congelamiento es una
causa importante del desgaste de las rocas debido a la acción atmosférica.
El punto de congelación disminuye con la presión. Por consiguiente, el
derretimiento tiene lugar en la base de los glaciares, lo cual que facilita el
flujo del glaciar.
Los enlaces del hidrógeno ceden bajo la presión, es decir el hielo bajo
presión llega a ser plástico. Como resultado, el hielo que se forma sobre
tierra en las regiones Antárticas y Árticas, fluye hacia el mar y forma
icebergs en los bordes más externos. Sin este proceso toda el agua del
mundo terminaría eventualmente en forma de hielo en las regiones polares.
Según lo mencionado antes, el agua de mar contiene 3,5% de sales,
gases disueltos, sustancias orgánicas y materia particulada sin
disolver. La presencia de estas adiciones influencia la mayoría de
las
propiedades físicas del agua de mar (densidad, compresibilidad,
punto de congelación, temperatura del máximo de densidad) hasta
cierto punto, pero no las determina. Algunas propiedades
(viscosidad, absorción lumínica) no son afectadas perceptiblemente
por la salinidad. Dos propiedades que son determinadas por la
cantidad de sal en el mar son
la conductividad y la presión
*
osmótica.
Idealmente, la salinidad debe ser la suma de todas las sales
disueltas en gramos por el kilogramo de agua de mar. En la práctica.
la salinidad fue definida en 1902 como la cantidad total en gramos
de sustancias disueltas contenidas en un kilogramo de agua de mar,
si todos los carbonatos se convierten en óxidos, todos los bromuros
y los yoduros en los cloruros, y todas las sustancias orgánicas se han
oxidados.
S (o/oo) = 0,03 +1,805 Cl (o/oo) (1902)
El símbolo o/oo se lee "partes por mil". Un contenido salino del 3,5%
es equivalente a 35 o/oo, o 35 gramos de sal por kilogramo de agua
de mar.
En 1969, la UNESCO, decidieron a repetir la determinación base de
relación entre la clorinidad y la salinidad e introdujeron una nueva
definición, conocida como salinidad absoluta
S (o/oo) = 1,80655 Cl (o/oo)
Las definiciones de 1902 y 1969 dan resultados idénticos a la
Salinidad de 35 o/oo y no difieren perceptiblemente entre sí para la
Mayoría de las aplicaciones.
La definición de la salinidad se revisó de nuevo cuando las técnicas
para determinar la salinidad a partir de medidas de conductividad,
temperatura y presión se desarrollaron. Desde 1978, la " Escala
Práctica de Salinidad " define la salinidad en términos de una razón
o
cociente de conductividades:
La salinidad practica, denotada por S, de una muestra de agua de
mar, se define en términos de la razón, K de la conductividad
Eléctrica de una muestra de agua de mar a 15°C y a la presión de una
Atmósfera estándar, a la de una solución del cloruro del potasio
(KCl), en la cual la fracción de masa total de KCl es de 0,0324356, a
la misma temperatura y presión. El valor de K igual a uno
corresponde
exactamente, por definición, a una salinidad práctica igual a 35. " La
Fórmula correspondiente es:
S = 0,0080 - 0,1692 K1/2 + 25,3853 K + 14,0941 K3/2 - 7,0261 K2 +
2,7081 K5/2
La conductividad del agua de mar depende del número de iones
disueltos por unidad de volumen (es decir la salinidad) y de la
movilidad de los iones (es decir de la temperatura y presión). Sus
unidades son mS/cm (mili-Siemens por centímetro). La
conductividad aumenta en la misma cantidad con un aumento de la
salinidad de 0,01, un aumento de la temperatura de 0,01°C, y un
aumento de la profundidad (es decir, presión) de 20 m. En la
mayoría de las aplicaciones oceanográficas prácticas el cambio de la
conductividad esta dominado por la temperatura.
*
*
* La densidad es uno de los parámetros más importantes en el
estudio de la dinámica oceánica. Las pequeñas diferencias
horizontales de la densidad (causadas, por ejemplo, por
diferencias en el calentamiento superficial) pueden producir
corrientes muy fuertes. Por lo tanto, la determinación de la
densidad ha sido una de las tareas más importantes en
oceanografía. El símbolo para la densidad es la letra griega ρ
(rho).
* La densidad del agua de mar depende de la temperatura T,
salinidad S y presión p. Esta dependencia se conoce como la
Ecuación de Estado del Agua de Mar.
* La ecuación de estado para un gas ideal está dada por by
p=ρRT
* donde R es la constante de los gases. El agua de mar no es un gas
ideal, pero sobre pequeños rangos de temperatura se comporta
como si lo fuera. La ecuación exacta para todo el rango de
temperaturas, de salinidades y de presiones encontradas en el
océano
ρ = ρ(T,S,p)
(donde S es la salinidad) es el resultado de muchas determinaciones
cuidadosas de laboratorio. Las primeras determinaciones
fundamentales para establecer la ecuación fueron hechas en 1902
por Knundsen y Ekman. Su ecuación expresó las nuevas
determinaciones fundamentales de ρ en g cm-3. Nuevas
determinaciones fundamentales, basadas en datos sobre un gran
rango de presión y salinidad, dio lugar a una nueva ecuación de la
densidad, conocida como la "Ecuación Internacional de Estado“
(1980). Esta ecuación utiliza la temperatura en °C, la salinidad de la
Escala Práctica de Salinidad y la presión en decibares, dbar (1 dbar
= 10.000 pascal = 10.000 N m-2). Así, una densidad de 1,025 g cm-3
en la antigua fórmula, corresponde a una densidad de 1025 kg m-3
en la Ecuación Internacional de Estado del Agua de Mar
La densidad aumenta con un aumento en la
salinidad
y
una
disminución
de
la
temperatura, excepto a temperaturas por
debajo del máximo de densidad
La densidad oceánica es generalmente cercana al valor 1025 kg m-3 (En el
agua dulce la densidad esta cerca de 1000 kg m-3). Los oceanógrafos usan
el símbolo σt (La letra griega sigma con el subíndice t) para representar la
densidad, la cual ellos pronuncian "sigma-t". Esta cantidad se define como
σt = ρ - 1000 y usualmente no lleva unidades (esta debería llevar las mismas
unidades de ρ). Una densidad de agua de mar típica es σt = 25
Un diagrama TS típico para las
aplicaciones oceánicas. (La
salinidad está limitada al rango
de 33 hasta 37,5.)
*
Radiación Solar
La energía solar en el límite más externo de la
atmósfera a incidencia normal alcanza los 2,00 cal cm
2min-1 (la "constante solar"). Las variaciones en la
intensidad de la radiación entrante son de carácter
regular e irregular. La constante solar varía
estacionalmente entre cero y 1100 cal cm-2 min-1 en los
polos y entre 800 - 900 cal cm-2 min-1 a nivel del
ecuador. Las variaciones máximas interanuales surgen de
la variación de la distancia entre la Tierra y el Sol y
alcanzan a 3,34%; esto puede predecir y explicar los
mayores cambios climáticos sobre eras geológicas.
* No toda la radiación que se recibe del límite más externo de la
atmósfera está disponible en los océanos. Si la radiación entrante
se normaliza a un 100%, entonces 16% se absorbe en la
atmósfera24% se refleje en las nubes7% se irradia de regreso al
espacio desde la atmósfera4% se refleja desde la superficie
terrestre (principalmente del mar)Así, un 35% regresa al espacio,
mientras que un 65% está disponible como energía. (El equivalente
al 16% se almacena en la atmósfera y por lo tanto es
eventualmente disponible.)
Radiación solar media recibida en superficie, expresada en
W/m2. Oscila entre un máximo de unos 275 W/m2 en las
regiones despejadas de nubosidad del Sahara y Arabia, hasta un
mínimo de 75 W/m2 en las islas brumosas del Artico. La media
global es de 170 W/m2.
Radiación solar en México.
* 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/climatolog
y/Sea-Surf-Temperature.shtml
http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/climatology/Sea-Surf-Temperature.shtml
Mínimo relativo en el
ecuador asociado a
exceso de
precipitación.
* Salinidad
Máximos en latitudes
medias asociado a
exceso de
evaporación.
Los valores
bajos en el
Océano
Ártico están
asociados a
descarga de
ríos.
La radiación entrante es emitida desde el Sol a ~6000 K (La escala Kelvin
es equivalente a la Celsius, pero con un desfasamiento tal que 0°C se
corresponden con 273 K). De acuerdo con la Ley de Wien, el máximo de
radiación se encuentra a una longitud de onda dada por λ = 2897 T-1, donde
T se expresa en grados K y λ (lambda) la longitud de onda, en milímetros. El
máximo de radiación solar ocurre, por lo tanto, en el rango de longitudes de
onda de la luz visible con un pico a los 0,48 micrómetros, el cual a su vez
está en rango del azul. Este máximo decae rápidamente hacia longitudes de
ondas más cortas (en el ultravioleta o UV) y lentamente hacia longitudes de
onda más largas (en el infrarrojo).
*
El balance de calor oceánico está compuesto de entradas y salidas.
Por "entrada" se identifica a un proceso por medio del cual el océano
obtiene calor, mientras que por "salida" se representan las pérdidas
de calor oceánico. Aquí es una lista completa de todas las entradas y
salidas, donde + indica entrada o ganancia de calor y - denota salida
o pérdida de calor.
entradas
* radiación solar (+)
* radiación onda-larga de retorno (-)
* transferencia calórica directa aire/agua (transferencia de calor
sensible) (-; + cuando es del aire al agua)
* transferencia calórica evaporativa (-; + para la condensación; esta
situación raramente ocurre, principalmente en condiciones de niebla
marina)
* transferencia calórica adventiva (corrientes, convección vertical,
turbulencia) (- or +); este efecto se anula sobre una escala global o en
cuencas cerradas.
Fuentes secundarias
ganancia calórica de los procesos químicos/biológicos (+)
ganancia calórica desde el interior de la Tierra y de la actividad
hidrotérmica (+)
ganancia calórica de la fricción de las corrientes (+)
ganancia calórica de la radioactividad (+)
Las contribuciones de las fuentes secundarias son despreciables para
la mayoría de las aplicaciones.
Salidas
radiación onda-larga de retorno.
transferencia calórica directa agua / aire (transferencia de calor
sensible).
transferencia calórica evaporativa ( para la condensación; esta
situación raramente ocurre, principalmente en condiciones de niebla
marina)
transferencia calórica adventiva (corrientes, convección vertical,
turbulencia); este efecto se anula sobre una escala global o en cuencas
cerradas .
* En la literatura moderna la unidad cal cm-2 día-1 (calorías por
centímetro cuadrado por día) ha sido sustituida por la unidad
W m-2 (Watts por metro cuadrado). La conversión de unidades se
logra observando que 1 caloría (cal) = 4,184 Joules (J) y que
1 Watt (W) = 1 Joule por segundo (J s-1). Esto arroja un factor
de conversión de 1 cal cm-2 día-1 = 0,484 W m-2. En otras
palabras, una entrada de calor de 1000 cal cm-2 day-1 equivale
aproximadamente a 500 W m-2.
La energía solar que reciben los oceános varía irregularmente con
la longitud de onda, como resultado de la absorción del vapor de
agua y de los distintos gases atmosféricos, en particular del
oxígeno e hidrocarbonos. La absorción en el mar disminuye
rápidamente el nivel de luz con la profundidad. Así a incidencia
luminica vertical (es decir, las condiciones más favorables),
73%
alcanza
1 cm de profundidad
44,5%
alcanza
1 m de profundidad
22,2%
alcanza
10 m de profundidad
0,53%
alcanza
100 m de profundidad
0,0062%
alcanza
200 m de profundidad
El suministro mínimo de energía necesario para mantener la
fotosíntesis es 0,003 cal cm-2 min-1. Bajo condiciones óptimas
(agua totalmente clara) esta cantidad está disponible hasta los
220 m de profundidad
Distribución espectral de la radiación solar recibida a diferentes
profundidades en función de la longitud de onda. Los distintos
mínimos en la intensidad entrante a nivel del mar (0 m) los originan
la absorción de los gases atmosféricos (principalmente vapor de
agua, dióxido de carbono y ozono).
Radiacón de Regreso
Parte de la radiación que se recibe desde el Sol es irradiada de
regreso desde la superficie oceánica. La longitud de onda donde la
mayor parte de la irradiación de regreso ocurre está, de nuevo,
explicada por la Ley de Wien. Como la temperatura de la superficie
del mar es más baja que la del Sol (~283 K), el máximo de la
radiación de retroceso se ubica a unos 10 micrones, es decir, en el
infrarrojo o radiación de calor.
De acuerdo con la Ley de Stefan-Boltzman, la energía de la
radiación es proporcional a la cuarta potencia de su temperatura
absoluta (con la temperatura expresada en K). Así, las variaciones
diarias o estacionales en la temperatura superficial del océano
tienen poco efecto sobre la energía de la radiación de regreso,
debido a que estas variaciones son pequeñas comparadas con el nivel
de temperatura absoluta.
*
Transferencia Directa (Sensible) de Calor entre el Océano y la
Atmósfera
En promedio, la superficie del océano es alrededor de 0.8°C más
caliente que el aire arriba de este. La transferencia directa de calor
(transferencia de calor sensible) por lo tanto tiene lugar desde el agua
hacia el aire, constituyendo una pérdida de calor. La transferencia de
calor en esa dirección se logra mucho más fácil que en la dirección
opuesta por dos razones:
1. Se necesita mucho menos energía para calentar al aire que al agua.
La energía requerida para elevar la temperatura de una capa de agua
de 1 cm de espesor en 1°C, es suficiente para incrementar la
temperatura de una capa de aire de 31 m en la misma cantidad.
2.2. La entrada de calor hacia la atmósfera desde abajo causa
inestabilidades (por medio de la reducción de la densidad en la base) lo
que da lugar a una convección atmosférica y a un ascendente
transporte turbulento de calor. En oposición, la entrada de calor al
interior de los océanos desde arriba aumenta la estabilidad de la
columna de agua (mediante la reducción de la densidad en la
superficie) evitando la penetración eficiente de calor hacia las capas
más profundas.
Transferencia Evaporativa de Calor
El 51% de la entrada de calor hacia los océanos se usa en la evaporación.
Además de la importante contribución al balance de calor, la evaporación
constituyendo una pérdida de agua hacia la atmósfera - juega un papel
importante en el balance de masa, el cual se discute abajo.
La evaporación comienza cuando el aire está insaturado de humedad. El
aire caliente puede retener mucha más humedad que el aire frio. Como
en condiciones normales la transferencia directa de calor es desde el
mar hacia el aire (es decir, el aire se calienta normalmente desde abajo),
la situación normal es que el aire esté insaturado de humedad y ocurra la
evaporación. La condensación tiene lugar cuando aire caliente se
encuentra agua fría. Las áreas oceánicas donde esto ocurre, son
conocidas y temidas por la frecuente ocurrencia de neblina. La mayor
parte de la energía liberada durante la condensación va hacia la
atmósfera, de manera que la contribución de la condensación al balance
oceánico de calor es extremadamente pequeña