El rol de los océanos en el clima

Transcripción

1 Hidrosfera

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3 El rol de los océanos en el clima Por su bajo albedo son un excelente absorbente de radiación solar. Su gran capacidad calorífica reduce la magnitud del ciclo estacional de la temperatura superficial. Las corrientes transportan calor y otras propiedades de una región a otra. Afectan al clima indirectamente a través de procesos químicos y biológicos.

4 Propiedades del agua de mar Para especificar el estado físico del agua de mar se requieren tres variables: presión, temperatura y salinidad.

5 Capa de mezcla: temperatura casi constante (primeros m). Temperatura 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.

6 Surf-Temperature.shtml

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8 Salinidad Es la masa de sales disueltas en un kilo de agua de mar.

9 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.

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12 Densidad La densidad aumenta con un aumento de la salinidad y una disminución de la temperatura. Ambas tienen igual importancia en la variación de la densidad en los rangos reales. Para el agua dulce, la máxima densidad se alcanza a 4 C. Para el agua cuya salinidad es superior a 24,7 la densidad aumenta con una disminución de la temperatura hasta el punto de congelación. Densidad potencial: densidad que el agua de mar con una determinada salinidad y temperatura tendría en superficie.

13 La fuerte estratificación en latitudes bajas y medias inhibe el movimiento vertical por lo que el océano profundo está aislado del océano superficial. La poca estratificación en latitudes altas sugiere que el agua del océano profundo proviene de regiones polares donde puede ocurrir hundimiento de agua superficial.

14 La capa de mezcla ara mantener el balance de energía entre los términos de pérdida en superficie asociados a evaporación y los términos de ganancia en los primeros metros asociados a la energía solar debe haber un flujo de energía hacia arriba en las primeras capas del océano (capa de mezcla).

15 Procesos de la capa de mezcla Difusión molecular Mezcla turbulenta Convección: Upwelling (surgencias) downwelling

16 Profundidad de la capa de mezcla En invierno, la superficie se enfría fuertemente favoreciendo convección la capa de mezcla es relativamente profunda. En verano, la superficie se calienta y la mezcla es menor la capa de mezcla es más delgada y cálida.

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18 Circulación conducida por el viento

19 LAS CORRIENTES SUPERFICIALES Cuando la tensión del viento con un perfil meridional como el climatológico se incorpora en un modelo hidrodinámico del mar contenido por continentes se obtiene una solución con las siguientes características compatibles con la solucion de Eckmann: giro anticiclónico en el mar corriente estrecha, 100 Km, profundas (hasta 2000 m) en la rama que va hacia altas latitudes alta velocidad (hasta 1 m/s) en la rama que se dirige hacia altas latitudes corriente ancha (300 a 1000 Km) en la rama de retorno hacia bajas latitudes esta ultima llega solo a 200 m de profundidad. en la rama que va hacia latitudes bajas las velocidades son menores, 10 cm/s

20 Corrientes en los contornos oestes Corriente de Kuroshio Corriente del Golfo Corriente de Brazil Corriente de Agulhas

21 Corrientes en los contornos oestes Estas corrientes transportan agua cálida desde los trópicos a latitudes medias. La velocidad de estas corrientes pueden exceder 1 m/s. El flujo que retorna desde latitudes medias al ecuador es más gradual y ocurre en una extensión ancha a lo largo del centro de cada cuenca.

22 La Corriente del Golfo La mayores temperaturas (~ 26 C) coinciden con las mayores velocidades cerca de 2 m/s. De la corriente se desprenden meandros y anillos y eventualmente pierde la clara identidad.

23 Implicancias en la SST La Corriente del Golfo Fuerte gradiente. Parte del calor es transportado hasta latitudes polares. Como resultado, en latitudes altas y medias, el Atlántico este es más cálido que el oeste en el HN.

24 Corrientes en los contornos estes Estas corrientes ocurren en los contornos estes de los océanos sobre latitudes tropicales y subtropicales. Fluyen hacia el ecuador y luego giran hacia el centro de la cuenca. Están asociadas a SST frías en los contornos estes de las cuencas.

25 Corrientes en los contornos estes Corriente de California Corriente de Perú Corriente de Canarias Corriente de Benguela

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27 La circulación termohalina o o La circulación termohalina es la conducida por variaciones en la densidad del agua y domina el flujo en el océano profundo aunque también está acoplada a la circulación conducida por el viento. Esta circulación puede ser inferida de la distribución de trazadores como por ejemplo la concentración de oxígeno en el agua de mar. En el Atlántico En el AN se observan valores altos que se extienden hacia grandes profundidades. Se puede inferir que el agua se hunde en el AN y se desplaza hacia el sur.

28 Por otro lado, las inferencias de la temperatura, salinidad, oxígeno y otros trazadores sugieren una circulación del Atlántico como la siguiente: En el AN se forma el Agua Profunda del Atlántico que fluye hacia el sur. En el AS se forma el Agua de Fondo del Atlántico que fluye hacia el norte por el fondo de la cuenca. En el AS se forma el Agua Intermedia del Atlántico (fría y poco salina) que fluye hacia el norte por encima del agua profunda.

29 El agua de los océanos profundos se forma en latitudes altas del Atlántico norte y sur. Desde ahí, se propaga para abarcar también el Pacífico y el Índico. o Se estima que el tiempo requerido para reemplazar el agua en el océano profundo a través de la formación del Agua Profunda es del orden de 1000 años. o Por lo tanto las propiedades térmicas, químicas y biológicas del océano profundo constituye un origen potencial para la memoria del sistema climático en la escala temporal mayores al milenio.

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31 Teorías para la circulación conducida por el viento La capa de Ekman, transporte inducido por el viento y upwelling

32 Fridtjof Nansen >> Bjerkness >> Ekmann (1906)

33 LA CAPA DE ECKMANN Campo uniforme de viento Océano de profundidad infinita Esta hipótesis es ~ correcta, ya que la acción de los vientos en el océano desaparece mucho antes de interactuar con el fondo Se ignoran fuerzas de presión Coeficiente turbulento de fricción constante con la profundidad

34 Consideramos un océano homogéneo con densidad constante y asumimos una tensión del viento con componente zonal y meridional. En una solución estacionaria, la fuerza de Coriolis está balanceada con la fuerza de fricción. d dz u 2 2 = fu = µ 2 2 fv µ La fuerza de fricción se la consideró proporcional a la cortante de la velocidad mediante el coeficiente de difusión µ. d dz v

35 Condiciones de borde: du µ dz dv µ dz = = τ x ρ τ ρ y 0 0 z = 0 u = v = 0 z La tensión del viento da la condición de la cortante de velocidad en superficie. En profundidades muy grandes el viento no afecta y la velocidad se anula.

36 Solución para las velocidades: Esta solución describe lo que se conoce como la espiral de Ekman. + = + + = 4 cos 4 cos 4 cos 4 cos 0 0 π δ τ π δ τ µ ρ π δ τ π δ τ µ ρ δ δ z z f e v z z f e u x y z E x y z E µ δ 2 f =

37 La máxima magnitud se alcanza en superficie donde la dirección es a 45º de la dirección del viento. La magnitud decae exponencialmente con la profundidad y la dirección cambia girando hacia la derecha en el HN.

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39 Si integramos sobre la profundidad a la cual las corrientes son significativas se obtiene el transporte integrado en la capa de Ekman: U E 0 = u E dz = τ ρ 0 y f V E 0 = v E dz = τ ρ 0 x f El transporte neto horizontal es a 90º de la dirección del viento (a la derecha en el NH).

40 Balance de calor en los océanos: Ingresa por onda corta 65 Pwatts (Pwatt = 10**15) Ingresa por onda larga 108 Pwatts (desde la atmósfera) Sale en onda larga -140 Pwatts Neto onda larga -32Pwatts Evaporación (C. Latente) -28 Pwatts Conducción molecular -5 Pwatts OJO estas cantidades son estimadas. Pueden tener errores hasta un 5%. Véase importancia de la evaporación casi igual al neto de onda larga

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43 IPCC 2007, AR4 Ch 5

44 IPCC 2007, AR4 Ch 5

45 LITOSFERA En los sólidos el transporte de calor, se da solo por conducción molecular. No hay convección, turbulencia ni radiación como mecanismos eficientes de transporte. En esas condiciones, el flujo de calor G es proporcional al gradiente de temperatura. (conductividad: λ) G = -λ T/ z Entre dos niveles el aumento de calor G por unidad de área y tiempo es G = G1 G2 = -λ 1 T + λ 2 T Z 1 Z 2 En suelos homogéneos, λ 1 = λ 2 G = - λ ( T - T ) Z 1 Z 2 - Representa el flujo neto de energía calórica fuera de la capa

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47 Por otra parte G*A* t = Q Q diferencia de calor en la capa Por definición C = Q / T y además C = Cv m m = masa V = volumen C = Cv ρ V = Cv ρ A Z ó C T = Q = G A t Cv ρ A Z T = G A t[0] y Cv ρ T Z = -λ ( T - T ) t Z 1 Z 2 Z! 0 T = λ 2 T [1] t Cv ρ Z 2 T = λ ( T - T ) 1 t Cv ρ Z 2 Z 1 Z

48 Retornando a [0] G = Cv ρ T Z haciendo Z 1 = 0 t y designando a Z 2 = Z y G 2 = G -G = -G 0 + Cv ρ T Z [2] t Cuando G = 0, para todo t se llega a la profundidad en que se amortigua la onda diurna o anual de temperatura. Así definida la profundidad [2] se puede simplificar a G 0 = Cv ρ T Z = C T Z t t ó T = G 0 t / ( C Z) Recordando que G 0 es el flujo de calor en superficie y Cv ρ = C donde ahora C es el calor especifico por unidad de volumen.

49 Si se considera que los suelos son conglomerados de aire, sólido y líquido C v = Xs Cs + Xw Cw + Xa Ca Cs = capacidad calorífica por unidad de volumen de sólido Cw = capacidad calorífica por unidad de volumen de agua Ca = capacidad calorífica por unidad de volumen de aire Y X i es la fracción de volumen de la fase i.

50 Valores de C para distintos suelos y humedad Proporción agua en suelo/suelo seco arena arcilla carbón

51 G > 0 T decrece con Z

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55 CLIMA CONTINENTAL C pequeño gran amplitud en la onda diurna y anual de temperatura CLIMA MARITIMO C grande Sin amplitud diurna o minima Poca amplitud anual

56 Balance hídrico Por qué es importante? N N N N N N N N 0-10 N S S S S S S 71% Total superficie Cubierta por océanos S S S Porcentaje de área cubierta por océano, en bandas de 10º latitud.

57 Porcentaje de agua almacenada ATMÓSFERA 0.1 % TIERRA 2.3 % Glaciares ~ 74.4 % Agua subterránea ~ 25 % Lagos ríos ~ 0.6 % Biósfera < 0.01 % 97.6 % OCÉANO

58 ATMÓSFERA TRANSPIRACIÓN EVAPORACIÓN TIERRA OCÉANO EVAPOTRANPIRACIÓN Radiación entrante Longitud del día Temperatura Humedad Estabilidad del aire Velocidad del viento Disponibilidad de agua Tipo de vegetación/suelo

59 Ciclo hidrológico Ramas Atmosférica Terrestre El complejo sistema de transporte del agua (en sus distintas fases/estados) constituye el ciclo hidrológico y es una consecuencia de la conservación del agua.

60 Balance de agua de la superficie de la tierra P Precipitación Evaporación E (incluye la transpiración) R Rocío Flujos horizontales de humedad Fe Fs H Ganancia Escurrimiento Pérdida Flujos horizontales de humedad ES Fe Fs Sin intercambio de humedad

61 Balance de agua de la superficie de la tierra H = P + R + Fe E Fs P Precipitación Evaporación E H = P + R ES E R Rocío H Fe Escurrimiento ES Fs

62 Balance de agua de la superficie de la tierra / agua H = P + R + Fe E Fs P Precipitación Evaporación E H = P + R ES E R Rocío H Cambio nivel del agua Escurrimiento ES Redistribución horizontal de agua

63 Balance de agua de la superficie de la tierra / agua H = P + R + Fe E Fs P Precipitación Evaporación E H = P + R ES E R Rocío despreciable H = P ES E H Cambio nivel del agua Período de un año " H 0 Escurrimiento ES Redistribución horizontal de agua P = E + ES

64 Balance de agua en la atmósfera Tope de la atmósfera Ae Advección horizontales de vapor As Advección horizontales de vapor Ha P Precipitación R Rocío Evaporación E

65 Balance de agua en la atmósfera Ha= E + Ae P As R P Precipitación Ae Advección horizontales de vapor Ha As Fa Flujo neto de humedad saliente R Rocío Evaporación E

66 Balance de agua en la atmósfera Ha= E + Ae P As R Ha = E Fa P R Ha = E Fa P P Precipitación Ha despreciable Fa Flujo neto de humedad saliente Período de un año " Ha 0 R Rocío Evaporación E E = P + Fa

67 Balance de agua: tierra - atmósfera Resumiendo E = P + Fa P E = Fa P = E + ES P E = ES Fa = ES Anualmente " escurrimiento de cualquier región es balanceado por un ingreso de humedad en la columna de aire sobre la región.

68 Balance de agua anual. Distribución latitudinal Superficie de la tierra 2000 mm/año mm ECUADOR Precipitación N N N N N N N N 0-10 N 0-10 S S S S S S S S S HN: 1009 mm/año HS: 1000 mm/año

69 Balance de agua anual. Distribución latitudinal Superficie de la tierra 2000 mm/año mm ECUADOR Evaporación Precipitación N N N N N N N N 0-10 N 0-10 S S S S S S S S S HN: 1009 mm/año HS: 1000 mm/año HN: 944 mm/año HS: 1065 mm/año P - E HN: 65 mm/año HS: -65 mm/año

70 Balance de agua anual. Distribución latitudinal P = E + ES Superficie de la tierra mm/año mm ECUADOR N N N N N N N N 0-10 N 0-10 S S S S S S S S S Escurrimiento Evaporación Precipitación

71 Balance de agua anual. Continentes y océanos. mm/año CONTINENTES Precip-Evap Evaporación Precipitación

72 Balance de agua anual. Continentes y océanos mm/año OCÉANOS Precip-Evap Evaporación Precipitación

73 Balance de agua anual. Continentes y océanos. mm/año R 0 = transporte agua de ríos, continentes rodean OCÉANOS Atlántico 1010 Precip-Evap Evaporación Precipitación

74 Balance de agua anual. Continentes y océanos. mm/año R 0 = transporte agua de ríos, continentes rodean OCÉANOS Índico Precip-Evap Evaporación Precipitación

75 Balance de agua anual. Continentes y océanos mm/año OCÉANOS CONTINENTES Evaporación Precipitación

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