Hidrosfera 1.

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1 Hidrosfera 1

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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. 3

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

5 Temperatura Termoclina permanente: la temperatura decrece rápidamente con la profundidad (~ 1000 m). Capa de mezcla: temperatura casi constante (primeros m). Océano profundo: la temperatura decrece lentamente con la profundidad alcanzando 2° C. Hay poca variabilidad espacial en el océano profundo. 5

6 http://www. cpc. ncep. noaa

7 http://www. cpc. ncep. noaa

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

9 Salinidad Mínimo relativo en el ecuador asociado a exceso de precipitación. Máximos en latitudes medias asociado a exceso de evaporación. Los valores bajos en el Océano Ártico están asociados a descarga de ríos. 9

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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. 12

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. 13

14 La capa de mezcla Para 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). 14

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

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. 16

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18 Circulación conducida por el viento
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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 19

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

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. 21

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. 22

23 La Corriente del Golfo Implicancias en la SST 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. 23

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. 24

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

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27 La circulación termohalina
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. 27

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 Intermedia del Atlántico (fría y poco salina) que fluye hacia el norte por encima del agua profunda. En el AS se forma el Agua de Fondo del Atlántico que fluye hacia el norte por el fondo de la cuenca. 28

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. 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. 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. 29

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

32 Fridtjof Nansen >> Bjerkness >> Ekmann (1906)
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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 33

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. La fuerza de fricción se la consideró proporcional a la cortante de la velocidad mediante el coeficiente de difusión . 34

35 Condiciones de borde: 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. 35

36 Solución para las velocidades:
Esta solución describe lo que se conoce como la espiral de Ekman. 36

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. 37

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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: El transporte neto horizontal es a 90º de la dirección del viento (a la derecha en el NH). 39

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

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43 IPCC 2007, AR4 Ch 5 43