Download II-1.
Document related concepts
Transcript
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