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Módulo I:
Motores de la Biosfera
3. Circulación Oceánica y
Clima
Capítulo 13
El ciclo hidrológico
Joaquim Ballabrera
Unitat de Tecnologia Marina, CSIC, Barcelona
[email protected]
Introducción
¾ El agua es el único compuesto químico que puede
encontrarse en sus tres fases (hielo, agua, vapor) en
condiciones ambientales normales en nuestro planeta.
¾ El agua se encuentra en movimiento constante en lo
que se conoce como ciclo hidrológico o ciclo del agua.
¾ El ciclo del agua se compone de: i) un conjunto de
reservorios que contienen agua en alguna de sus fases; y
ii) los flujos de agua entre reservorios.
¾ El motor del ciclo del agua es la energía recibida del sol.
¾ Los cambios de fase a lo largo del ciclo hidrológico
movilizan grandes cantidades de energía termodinámica
(calores latentes).
Introducción
¾ Condensación y congelación liberan calor, mientras
que evaporación y descongelación acumulan similares
cantidades de calor.
¾ Evaporación tiene lugar principalmente en el océano y
sobre las masas continentales. La evaporación transfiere
calor latente a la atmósfera, que se libera cuando el vapor
de agua se condensa.
¾ El vapor de agua es el principal gas de efecto
invernadero y absorbe radiaciones solares y terrestres.
Las nubes afectan el balance radiativo.
EL CICLO DEL AGUA ES UNO DE LOS ELEMENTOS
CRUCIALES DEL CLIMA TERRESTRE
El ciclo del agua
¾ Reservorio es un concepto que representa un cierto
volumen de agua que se halla en uno de los diferentes
estadios del ciclo del agua.
¾ Algunos reservorios contienen agua dulce y son de vital
importancia para su uso por animales y vegetales.
Reservorio
1370
97,25
Hielos
29
2,05
Agua freática
9,5
0,68
Lagos
0,125
0,01
Humedad del suelo
0,065
0,005
Atmósfera
0,013
0,001
Ríos
0,0017
0,0001
Biosfera
0,0006
0,00004
Océanos
*(106
km3)
Volúmen* Porcentaje
El ciclo del agua
¾ El ciclo del agua no tiene principio ni fin, pero la mayor
transferencia de agua es evaporación de agua oceánica.
P = 99
Atmósfera
P = 324
E = 361
E = 62
Suelo
1012 m3/year
Hielos
Freática
Lagos
Ríos
Humedad
Biosfera
E = 37
Océanos
Peixoto and Oort (1991)
P :: ¿Qué porcentaje de la precipitación global tiene lugar en el océano?
Evaporación menos precipitación
Volumen lluvia
m3
m
= 2 =
P=
Unidad área×tiempo m s s
El ciclo del agua
¾ El tiempo de residencia es el tiempo promedio que
una molécula de agua pasa en un mismo reservorio. Es
una medida de la edad del agua en ese reservorio.
¾ Se estima a partir de dividir volumen entre transporte o
mediante datación isotópica.
Reservorio
Tiempo de residencia
Océanos
3.200 años
Glaciares
20 – 100 años
Nieve estacional
2 – 6 meses
Humedad del suelo
1 – 2 meses
Freática superficial
100 – 200 años
Freática profunda
10.000 años
Ríos
2 – 6 meses
Atmósfera
9 días
P :: Calcular el tiempo de
residencia del agua en el
océano a partir de los datos
siguientes:
Volumen : 1370 x 106 km3.
Flujo: 361 x 1012 m3/year.
El ciclo del agua
¾ La edad del agua, su origen, e incluso su movimiento a
través del ciclo del agua, puede medirse a partir de las
proporciones isotópicas de las moléculas de agua.
‰ El oxígeno más habitual en aire, agua y suelo es 16O.
(Sólo una molécula de cada 500 es 18O).
‰ Al ser más ligero, 16O se evapora más, aumentando
la concentración de 18O en el líquido restante.
‰ El océano es rico en 18O; lluvia y nieve ricas en 16O.
‰ A mayor temperatura, mayor cantidad de 18O que se
evapora: Hielo con déficit de 18O indica que el agua se
evaporó durante un periodo frío.
¾ También se utiliza la datación por radiocarbono de las
partículas orgánicas presentes en el reservorio.
El ciclo del agua
¾ A cada instante de tiempo, moléculas de agua
abandonan la fase líquida mientras otras abandonan la fase
gaseosa. El aire se satura cuando existe un balance entre
las moléculas que se evaporan y las que se condensan.
Composición aire: 80% Nitrógeno, 20% Oxígeno, 1% vapor agua
El ciclo del agua
P :: ¿Qué pesa más, el aire seco o el aire húmedo?
‰ Calcular el peso molecular aparente del aire seco y
del vapor del agua.
‰ La composición del aire es aproximadamente: 80%
Nitrógeno, 20% Oxígeno
‰ Pesos atómicos:
H
Peso
molecular
1
N
O
14
16
Elemento
El ciclo del agua
¾ Ley de Dalton: La presión total del sistema es igual a la
suma de las presiones que cada gas ejerce (presión
parcial):
Ptotal = pN2 + pO2 + pH 2O ≡ pd + e
Composición aire: 80% Nitrógeno, 20% Oxígeno, 1% vapor agua
El ciclo del agua
¾ Humedad específica: La cantidad de vapor en kg que
hay en 1 kg de aire (seco y húmedo):
MH O
ρH O
=
q =
ρ
Md + MH O
2
2
2
p = pd + e
Ley de Dalton
Ley de gases ideales
⇒
pd = p − e
pd = ρ d Rd T
e = ρ H 2O RH 2OT
= ρ H 2O
Ecuación de estado
ρ = ρd + ρ H O
2
Rd
T
0.622
p−e
e
p
=
+ 0.622
=
Rd T
Rd T Rd T
Rd =
RH 2O =
R
Md
R
M H 2O
M H 2O 18.0
Rd
=
=
= 0.622
RH 2O
Md
28.9
⎛
e⎞
⎜1 − 0.378 ⎟
p⎠
⎝
¿Qué le pasa a la densidad al aumentar la presión parcial de vapor, si p=cte.?
El ciclo del agua
¾ Humedad de saturación: La máxima cantidad de vapor
en kg que hay en 1 kg de aire (seco y húmedo). Es la
humedad de equilibrio. Es función de la temperatura:
Relación de
Clausius-Clapeyron
⎛
L ⎞
es ∝ exp ⎜ −0.622
⎟
R
T
d
⎝
⎠
Aire caliente puede
albergar mayor
cantidad de vapor de
agua que aire frío
El ciclo del agua
Promedio anual de la humedad específica superficial (g/kg)
El ciclo del agua
¾ Ecuación de balance del agua en el bucle terrestre:
Almacenamiento
S = P − E − Ro − Ru
Escorrentía
subterránea
Precipitación
Escorrentía
superficial
Evaporación
Para grandes áreas, el promedio de escorrentía
subterránea se suele despreciar :
{ P} − { E } = { S } + { R }
o
El ciclo del agua
¾ Ecuación de balance del agua en el bucle atmosférico:
po
Agua
precipitable
Transporte de agua
precipitable
dp
W (λ , φ , t ) = ∫ q
g
0
po
humedad
específica
dp
Q ( λ , φ , t ) = ∫ qu
g
0
El promedio temporal del balance de agua en la
atmósfera es:
∂W
+ div Q = E − P
∂t
El ciclo del agua
¾ Los ciclos del agua terrestre y atmosférico se hallan
ligados por el término de evaporación menos precipitación:
⎛ ⎧ ∂W ⎫
⎞
−⎜⎨
⎬ + {div Q} ⎟ = {S } − Ro
⎝ ⎩ ∂t ⎭
⎠
{ }
Flujos Zonales
Qλ=
El promedio anual del flujo zonal de
humedad sigue (e influye en) el patrón de
circulación general atmosférica.
po
∫ quλ
0
dp
g
Flujos Zonales
Flujo zonal de humedad
debido a torbellinos.
po
Flujos Meridionales
dp
Q φ = ∫ quφ
g
0
El promedio anual del flujo meridional, pequeño comparado
con el flujo zonal, es de vital importancia para mantener el
balance global del agua.
Flujos Meridionales
Flujo meridional de humedad debido a torbellinos:
generalmente hacia los polos. Mismo transporte que el
campo promedio.
Flujos Meridionales
¾ La atmósfera no es la única que transporta agua de los
trópicos hacia los polos: los océanos también.
Si el océano no transportara agua de zonas de P-E>0 a
zonas de P-E<0, a la larga se crearía un déficit de agua en
las latitudes medias.
Flujos Meridionales
¾ El ciclo del agua tiene un papel significativo en el
transporte de calor hacia los polos.
1 Sv (Sverdrup) son 106 m3 s-1 equivalente a 109 kg s-1
Calor latente de evaporación es L=2.5 106 J kg-1
Un flujo de 0.6
Sv equivale a
0.6 x 2.5 1015 W
que es igual a
1.5 PW de calor
latente.
Transporte entre cuencas
¾ Existen grandes
diferencias entre la
cantidad de agua
ganada y perdida (EP) en cada océano.
¾ El océano Pacífico
es más dulce que el
océano Atlántico.
Transporte entre cuencas
¾ Las diferencias de E-P entre cuencas requiere que exista
un transporte de masa entre diferentes cuencas oceánicas.
Análisis de observaciones sugiere que existe un flujo de 0.8
Sv de agua dulce que sale del océano Pacífico norte hacia
el océano Atlántico a través del estrecho de Bering .
Transporte entre cuencas
Transporte de agua dulce (109 kg s-1).
Impacto en la dinámica oceánica
¾ Cambios de E-P se traducen en cambios en la
concentración / dilución del contenido de sal de las aguas
superficiales.
Si la ecuación de estado del agua de mar se lineariza,
ρ = ρ r [1 − α (T − Tr ) + β ( S − Sr )] ,
el flujo de densidad debido a un flujo de E-P es
J S = β S ( E − P)
Flujo halino de
densidad
y el flujo de densidad debido a un flujo de calor es
JT = α Q
Flujo térmico
de densidad
Ganancia de
densidad
En general los efectos
térmicos son más
grandes que los
efectos de E-P. Sin
embargo, hay tres
regiones del giro
subtropical donde los
efectos salinos son
mayores.
Schmitt et al. (1989)
Seguimiento del ciclo del agua
El satélite Soil Moisture and Ocean Salinity (SMOS) de la
ESA fue lanzado el 2 de noviembre de 2009. Esta misión,
liderada por España y Francia, es la primera misión
diseñada a medir en tiempo real la humedad del suelo y la
salinidad en superficie. Los datos que proporcionará serán
útiles para estimar la amplitud y variabilidad del ciclo del
agua tanto sobre los océanos como en continentes.
Resumen
¾ Evaporación y precipitación dan cuenta del 80% del los
flujos de energía no radiativos entre océano y atmósfera.
¾ Utilizando técnicas de análisis isotópico puede
estimarse la edad y origen del agua en reservorios.
¾ La celda más intensa del ciclo del agua tiene lugar
sobre los océanos.
¾ Variaciones geográficas de evaporación y precipitación
tienen un impacto en diferencias de salinidad que influyen
en la circulación termohalina.
¾ El flujo de flotabilidad a través de la superficie océanoatmósfera viene dado por el flujo de calor, excepto en
unas pocas zonas donde el flujo de masa (E-P) juega un
papel preponderante.