El balance de calor en la tierra dispersión radiación de onda corta radiación de onda larga al espacio aire y nubes absorción atmos. a la atmósfera al océano reflejada Procesos fotosintéticos
El balance de calor en el océano Qs + Qr + Qc + Qe + Qa = Q T radiación de onda larga a la atmósfera Qr Qe Qc Procesos fotosintéticos
BALANCE DE CALOR OCEÁNICO Hay varios mecanismos que contribuyen al balance de calor de un volumen de océano. Algunos de estos mecanismos actúan a través de la superficie del mar y otros están asociados a la transferencia de calor entre diferentes partes del océano. Qs + Qr + Qc + Qe + Qa = QT Qs: Radiación de onda corta recibida del sol en la superficie del mar. Varía entre 80 y 220 W/m2 Qr: Radiación de onda larga emitida por la superficie del mar. Habitualmente representa el balance entre radiación emitida por el mar menos la radiación emitida por la atmósfera. Varía entre -50 y -115 W/m2 Qc: Calor transferido por conducción a través de la superficie del mar Varía entre O y -40 W/m2 Qe: Calor transferido por evaporación / precipitación. Varía entre -50 y - 160 W/m2 Qa: Calor intercambiado con otros sectores oceánicos QT: El calor neto ganado ó perdido por la porción de océano analizada. El signo de QT produce el aumento ó disminución de la temperatura. QT es cero en condiciones estacionarias
Radiación Ley de Stefan Boltzmann W = σ T 4, σ = 5.6696x10-8 J/ (m 2 s K 4 ) Si T = 5776 K, W = 6.31 x 10 7 W/m 2 Si T = 288 K, W = 390 W/m 2 Ley de Wien λ max = b/t, b = 2.89777 x 10-3 m K Si T = 5776 K, λ max = 5 x 10-7 m = 0.5 µm Si T = 288 K, λ max = 1 x 10-5 m = 10 µm
La cantidad de energía que llega al tope de la atmósfera, denominada la constante solar es del orden de 1360 W/m2. El 50% de esta energía se encuentra es la parte visible del espectro electromagnético. A la superficie del mar y cuando el sol se encuentra en la vertical llega un 50% de esta energía. Qs depende de: la longitud del día la absorción atmosférica (función del coeficiente de absorción que depende del contenido de vapor de agua, polvo en suspensión, etc.) y de la elevación del sol, la nubosidad, expresada en octas O conduce a reducción de Qs del orden (1-0,09 O). 4 O (50% cubierto) Qs = 64% 8 O (100% cubierto) Qs = 28% la radiación del cielo. la reflexión de la superficie del mar. el hielo y la nieve conducen a un aumento de la cantidad de energía reflejada de 10 a 15% a 50 a 80%
LA RADIACIÓN DE ONDA LARGA Qr La Tierra emite radiación proporcional a la cuarta potencia de su temperatura media, 290 K para una temperatura media de 17 C. El mar tiene la máxima radiación a una longitud de onda de 10 µ, (en la banda infrarroja) y el 90% de la radiación de onda larga del mar se encuentra entre longitudes de onda de 3 a 80 µ. Qr es el balance entre la energía radiada del mar hacia la atmósfera y la energía radiada de la atmósfera al mar (proporcional a la cuarta potencia de la temperatura del aire). La energía radiada por la atmósfera es función, esencialmente, del contenido de vapor de agua del aire sobre la superficie del mar. Qr es función de la temperatura, por lo tanto no presenta variaciones temporales o estacionales significativas. Si ΔT estacional = 8ºC la variación de Qr será proporcional a 2904/2824 = 1.12 Qr depende de: la nubosidad, expresada en octas O conduce a reducción de Qr del orden (1-0,1 O). La nubes aumentan la cantidad de energía de onda larga radiada de la atmósfera al océano. 4 O (50% cubierto) Qr = 60%
CALOR POR CONDUCCIÓN Qc Qc = - Cp K dt/dz Es proporcional al gradiente vertical de temperatura en el aire sobre la superficie del mar. La constante de proporcionalidad es el coeficiente de conductividad del calor turbulento. Cuando el aire tiene menor temperatura que el agua la atmósfera se inestabiliza, produciendo convección y se incrementa el flujo de calor hacia la atmósfera. CALOR POR EVAPORACIÓN / CONDENSACIÓN Qe = Fe Lt La evaporación requiere de una cierta cantidad de calor. La misma es proporcional a la masa de agua evaporada por unidad de tiempo (Fe, medida en Kg de agua evaporados por segundo) y al calor latente de evaporación Lt Lt = 2494-2.2 T kj/kg donde T es la temperatura del agua en C. En la práctica la determinación precisa de Fe es muy dificultosa. También es posible determinar el calor de evaporación a partir del balance de los demás términos del balance calórico y utilizando la tasa de Bowen: Si Qa = 0 (el transporte de calor dentro de la masa da agua es despreciable) y QT = 0 (no existe un flujo neto de calor entre el mar y la atmósfera). Qe = (Qs -Qr) / (1 + R) R=Qc/Qe
Radiación Espectro de radiación en función de la temperatura unidades arbitrarias de energía Espectro de radiación emitida por la tierra en el tope de la atmósfera, en la isla de Guam, en unidades arbitrarias de energía
Distribución espacio-temporal de la radiación solar Qs Sin nubes, 70% transmisión
Nubosidad media anual en %
Nubosidad estacional en %
Radiación de onda corta (Q s, anual)
Radiación de onda larga (Q r, anual)
Radiación de onda larga (Q r, estacional) dic-feb jun-ago
Flujo de calor sensible (Q c anual)
Los monzones El monzón es un viento periódico, especialmente en el Océano Índico y el sur de Asia. La palabra también se usa para denominar la estación en la que el viento sopla del suroeste en la India y territorios adyacentes que se caracteriza con grandes lluvias, especialmente las lluvias que están asociadas con este viento. El monzón del suroeste que arranca de la costa de Kerala, en la India, comienza generalmente en la primera quincena de junio. El monzón del noreste comienza habitualmente en octubre. frecuentemente ultilizado para nombrar los cambios del viento a lo largo de las costas de la India, especialmente en el Mar Arábigo, que sopla desde el suroeste la mitad del año y desde el noreste durante la otra parte. Los monzones son provocados por el hecho de que la tierra se calienta y se enfría más rápido que el agua. Por lo tanto, en verano, la tierra alcanza una temperatura mayor que el océano. Esto hace que el aire sobre la tierra comience a subir, provocando un área de baja presión. Como el viento sopla desde áreas de alta presión (anticiclones) hacia áreas de baja presión con el fin de igualar ambas presiones, un viento extremadamente constante sopla desde el océano. La lluvia es producida por el aire húmedo elevándose en las montañas y enfriándose posteriormente. En invierno, como la tierra se enfría más rápidamente, el océano, que tarda más en enfriarse, está a una temperatura mayor. Así, el aire se eleva, causando un área de baja presión en el océano. El viento ahora sopla desde la tierra hacia el océano. Pero como la diferencia de temperaturas es menor que durante el verano, el viento que sopla desde anticiclón a la baja no es tan constante. Los monzones se realizan especialmente en climas cálidos y frecuentemente en lugares de alta mar.
Regiones monzónicas Julio Enero
Flujo de calor sensible (Q c estacional) dic-feb jun-ago
Flujo de calor latente (Q e anual)
Flujo de calor latente (Q e estacional) ene jul
Balance neto (Q s + Q r + Q c + Q e, anual) (a través de la superficie del mar)
Comparación del flujo de calor neto superficial con el flujo de calor a través del fondo marino Flujo de calor geotérmico: Notar que los valores máximos (mayores que 85 mw/m 2 ) se observan en las dorsales oceánicas, donde asciende material a mayor temperatura hasta la superficie de la corteza oceánica. 0.3 W/m 2 100 W/m 2
Temperatura superficial
Flujo meridional de calor Q m = ρ 0 C p T v A v A océano atmósfera
Flujos meridionales de calor observados Flujos meridionales de calor oceánicos globales (PW). Ganachaud & Wunsch, Nature 2000 Keith, Tellus, 1995 Trenberth & Solomon, Clim.Dyn., 1994 * MacDonald & Wunsch, Nature, 1996 Garnier et al., Int.J.Climat., 2000 Heras & Schlitzer, J.Geophys.Res., 1999 Bryden et al., Deep-Sea Res., 1991
Flujo meridional de calor oceánico
El Atlántico, un océano anormal?
El balance de agua F = P E + R
Evaporación (mm/3h 29 cm/año)
Precipitación (mm/3h 29 cm/año)
Evaporación Precipitación Media anual (mm/día ) (5 mm/día 182.5 cm/año)
Evaporación - Precipitación (cm/año)
Flujos totales de masa por cuenca al norte de 30ºS Océano Fs (10 6 m 3 /s) Atlántico -0.69 Indico -0.64 Pacífico.051 Ártico.08
Salinidad superficial
(des) balance de agua en el océano P E S
Flujo meridional de agua dulce oceánico 109 ktg/s
Flujo meridional de agua dulce oceánico
Flujo meridional de agua dulce Atlántico
Conservación de la masa y el calor y sal Q Q 1 +Q 2 + Q = 0 Q 1 Q 2 Q i = m i ρ C p T donde m = transporte de volumen (m 3 /s) F = P E + R m 1 +m 2 + F = 0 m 1 m 2 m 1 S 1 +m 2 S 2 = 0