oceanofisica

Mareas

2010-04-07T07:09:00.000-07:00

Fuerzas de marea.1

http://www.youtube.com/watch#!v=3kFfjGNumqw&feature=related

Fuerza de marea. 2

http://www.youtube.com/watch#!v=l37ofe9haMU&feature=related

Mareas

http://www.youtube.com/watch#!v=Rn_ycVcyxlY&feature=related

Luna-Sol

http://oceanservice.noaa.gov/education/kits/tides/media/supp_tide06a.html

Lecture

http://www.youtube.com/watch?v=eyXIRg93P6A

Salinidad y conductividad

2010-02-19T09:10:00.000-08:00

Salinidad

La definición original de salinidad, cuando se media por el proceso de evaporación, decía que es el número de gramos de materia disuelta en un kilogramo de agua de mar.

La materia disuelta afecta la salinidad del agua de mar. Mayor la concentración de sales disueltas, más alta la salinidad.

El cloro (Cl) y el sodio (Na) son los principales constituyentes del agua de mar. Dittmar (1884) comprobó que las proporciones de las constituyentes de agua mar son aproximadamente constantes de lugar a lugar. La causa más probable de la constancia en las proporciones se encuentra en el hecho de que la escala temporal del proceso de formación de la sal es del orden de 100 000 años. La ley de proporciones constantes fue usada en la determinación de la salinidad, aprovechando que según esta ley basta con medir una componente y estimar después la cantidad total de material disuelto.

La cantidad total de sal en los océanos no cambia, excepto a escala geológica. Sin embargo, la salinidad cambia en respuesta a la entrada de agua de los ríos, escurrimientos y precipitación, y a la salida de agua por el proceso de evaporación.

Unidades. Debido a la forma como se determina actualmente la salinidad, a través de la conductividad, no se usan unidades, pero en la literatura se pueden encontrar las unidades 0/00, que se lee partes por mil, y psu que significa "practical salinity unit". Cada una de esas nominaciones corresponden al método de estimación de la salinidad.

Salinidades típicas de los océanos, excluyendo zonas costeras : 33 - 36.

Vocabulario

Una isohalina es una línea con la misma salinidad. La haloclína es la región donde el gradiente salino es más fuerte.

Conductividad

La conductividad eléctrica del agua mar se debe a que el agua de mar es un electrólito, debido a que contiene una gran abundancia de sales disueltas.

La conductividad depende de la temperatura, la salinidad y la presión, siendo más fuerte la dependencia de la temperatura y más débil la dependencia de la presión. Por eso para estimar la salinidad no debe de dejarse medir la temperatura y la conductividad.

Para medir la conductividad con la finalidad de estimar la salinidad, en la actualidad se usan instrumentos electrónicos con sensores de conductividad y termistores.

La foto es de un CTD (Conductivity, Temperature, Depth), instrumento usado para determinar la temperatura, conductividad y presión de la columna de agua. La salinidad y la densidad se estiman de los valores de CTD.

Distribuciones de salinidad en los océanos:

http://www.ewoce.org/gallery/Map_Pacific.html

Vocabulario

2010-02-12T09:06:00.000-08:00

Exactitud y precisión Exactitud: habilidad para medir comparada con un estándar absoluto. Precisión: habilidad para medir consistentemente dentro de un conjunto de datos predeterminado. En las mediciones oceanográficas, generalmente, la precisión es mejor que la exactitud. Unidades

M(etro)K(ilo)S(egundo)

International System of Units (SI)

Jerga de los oceanógrafos referentes a unidades, entre otras: - Profundidad en metros distancia en kilómetros. - Decibares en lugar de pascales para la presión. - Grados Celsius más que grados Kelvin, aunque en algunos cálculos debe de usarse Kelvin. - Salinidad no tiene unidades (convención reciente) pero en la literatura se puede encontrar partes por mil o UPS.

Temperatura potencial

2010-02-10T13:59:00.000-08:00

Temperatura potencial La temperatura de una parcela del océano de las capas profundas será afectada por la presión.

El concepto de temperatura potencial se deriva de la primera ley de la termodinámica, la que se puede expresar como:

ΔE = ΔQ + ΔW

donde E es la energía interna por unidad de masa, Q es la cantidad de calor proporcionado por unidad de masa, y W el trabajo hecho por unidad de masa. Los procesos termodinámicos pueden ser adiabáticos o isotérmicos. En los procesos adiabáticos no hay intercambio de calor con los alrededores (Q = 0). Un elemento de agua de mar que se mueve adiabáticamente de una punto de presión a otro de diferente presión experimentará una expansión o una compresión debido a W. Cuando un elemento de agua de mar se expande adiabáticamente su temparatura decrece (disminuye la energía interna); lo contrario sucede cuando un elemento de agua de mar se comprime adiabáticamente (el caso de las capas profundas). Dado que los cambios de temperatura debidos a los procesos de expansión o compresión adiabáticos no interesan al seguir las propiedades del agua de mar, en oceanografía se define la propiedad temperatura potencial, la que si se conserva al seguir el elemento de fluido, para comparar la temperatura del agua a un punto de presión con respecto a la temperatura del agua con respecto a otro punto de presión. Temperatura potencial es la temperatura que tiene un elemento de fluido que se ha movido adiabáticamente a la superficie. En oceanografía se usa comúnmente la superficie del mar como la presión de referencia para calcular la temperatura potencial, cuando se están analizando las capas superiores.

Presión y profundidad

2010-02-10T13:54:00.000-08:00

Presión y profundidad Presión es la fuerza ejercida por el agua de mar (y aire) sobre una área unitaria. En el sistema mks la unidad de la presión es el pascal. Sin embargo, la presión atmosférica es usualmente medida en bars (bar) y la presión del océano en decibars (dbar).

1 bar = 10⁵ Pascals

1 dbar = 10⁴ Pascals

La fuerza asociada al campo de presión se genera por la diferencia de presión de un punto a otro, esto es por el gradiente de presión. Esta fuerza tiene la dirección del punto de presión alta al punto de presion baja. En el océano la componente vertical de la fuerza de gravedad está aproximadamente en balance con la componente vertical de la fuerza del gradiente de presión, por ello la presión se incrementa casi en la misma proporción que se incrementa la profundidad. El peso de la columna de agua a la profundidad z depende de la masa de agua de mar arriba de la profundidad z; como masa es igual a densidad por volumen, dependerá de estas dos cantidades. La variación vertical total de la presión en el océano es en promedio de 0 a 4000 db, y la máxima del orden de 10 000 dbar. Con la ecuación del balance hidrostático es trivial probar que 1 dbar ≈ 1 m Los gradientes horizontales de presión (fuerza interna) generan los flujos horizontales en el océano interior, los cuales son mucho más intensos que los flujos verticales. Las variaciones horizontales de la presión se deben a las variaciones en la distribución de masa (densidad). Por eso en oceanografía física interesa mucho conocer la densidad en cada uno de los puntos de los océanos.

Vocabulario

Una isóbara es una línea o superficie (superficie isobárica) de igual presión.

Estados del agua

2010-02-05T09:06:00.001-08:00

Gases Los enlaces son fácilmente formados y rotos. Las moléculas de agua se mueven en forma independiente, llenan el recipiente que las contiene, que no tiene forma definida.

Líquidos Los enlaces son más difíciles de romper o formar que en los gases, sin embargo, su fluidez se debe a que son más fáciles de romper o formar que en el caso de los sólidos. El agregado de moléculas tiene tamaño (volumen), toma la forma del recipiente que lo contiene.

Sólidos

Los enlaces son fuertes. Los sólidos tienen forma y tamaño definidos. Sus moléculas forman estructuras definidas. La vibración de las moléculas es un proceso importante.

Consecuencias

En nuestro planeta, las tres fases del agua ocurren en un amplio espectro de fenómenos, en oceanografía las tres son de particular interés. La fase gaseosa se da en el proceso de evaporación (vapor de agua), la fase líquida (agua) forma los océanos y la fase sólida (hielo) los casquetes polares.

El vapor de agua se comporta como la mayoría de los gases. Los enlaces de hidrógeno causan que las propiedades del agua y del hielo sean diferentes a otras substancias. En la fase líquida se dan dos tipos de agregados moleculares. 1. Clusters de moléculas formados por enlaces de hidrógeno. Esta es la parte estructurada. 2. Moléculas libres que rodean la parte estructurada. En cambio en la fase solida (hielo), no hay moléculas libros, solo la parte estructurada permanece. En esa estructura hay huecos. En el video se visualiza esta situación.

http://www.youtube.com/watch?v=T5jr9P9__64

Esta es la razón por lo que la densidad del hielo es menor que la densidad del agua.

Densidad del agua = 1 gr/ cm cubico

Densidad del hielo = 0.92 gr / cm cubico

Propiedades del agua pura.II

2010-02-05T08:34:00.000-08:00

En comparación con otras sustancias, el agua se distingue por tener alto poder de disolución, tensión superficial alta, calor latente de fusión alto, calor latente de evaporación alto, constante dieléctrica alta y conducción de calor alta. Cada una de estas características se explica por las propiedades químicas del agua.

Por ejemplo:

Disolución. Debido a que la molécula de agua forma un dipolo, en general el agua disuelve más sustancias y en más altas cantidades que cualquier otro líquido.

En el video se da un ejemplo para el caso de la disolucion de NaCl.

http://www.youtube.com/watch?v=-HCRm5HX1hc&NR=1

Tensión superficial. En la interface entre el aire y el agua se genera una membrana debido a los enlaces de hidrógeno. El valor de la tensión superficial depende de los fluidos y de la temperatura. Esta fuerza por unidad de longitud (N/m) es la fuerza restauradora de las ondas capilares.

El video muestra un efecto de la tension superficial. (También tiene una demostración del efecto de la presión atmosférica.)

http://www.youtube.com/watch?v=u5AxlJSiEEs&feature=related

Este otro video sobre tensión superficial muestra un efecto sobre algunas especies

en interacción con la interface agua-aire.

http://www.youtube.com/watch?v=x4EL8Bo5Y-Y&NR=1

Otra característica importante del agua, relacionada con la formación de hielo en los océanos, consiste en que el agua alcanza su densidad máxima a 4 C, es decir antes de alcanzar la temperatura de congelamiento (0 C).

Temperatura y calor

La temperatura es una propiedad termodinámica debida a la actividad de las moléculas y los átomos del fluido. Para sistemas en equilibrio o cercanos al equilibrio, la temperatura es la medida del promedio de la velocidad aleatoria de las moléculas. La temperatura mide el contenido de calor: más cálida el agua, más alta la temperatura.

En oceanografía las unidades de la temperatura son los grados Celsius, pero cuando se hagan cálculos de balances de calor se deben de usar grados Kelvin.

Una isoterma es una línea o superficie (superficie isotermal) de igual temperatura.

El video explica tres formas de transferencia de calor, sin mencionar

al calor latente.

http://www.youtube.com/watch?v=Zv0_ZVzZ3E0&feature=related

Calor

El calor es energía. El calor por unidad de volumen se calcula con la fórmula arriba dada. En el sistema mks las unidades de calor son los joules. El razón de cambio de calor se expresa en watts (W), donde watt = joule/s. El flujo de calor (heat flux) se expresa en W/m².

Capacidad calorifica: aire vs. agua

http://www.youtube.com/watch?v=hyPLusD-tyM

Propiedades del agua pura

2010-02-04T14:12:00.000-08:00

Agua pura El agua de mar se compone de un 96.5 % de agua pura y el resto de materiales disueltos (sales) en forma de moléculas o iones. La molécula de agua consiste de dos átomos de hidrógeno unidos a un átomo de oxígeno por medio de enlaces. En la estructura de la molécula de agua sobresale que los enlaces entre el átomo de oxígeno y los átomos de hidrógeno forman un ángulo de aproximadamente 105 °. La asimetría de la molécula crea un dipolo, lo cual es la causa de las fuerzas intensas entre las cargas eléctricas de los átomos que producen grupos moleculares.

Hay cuatro tipos de enlaces en los que interviene la molécula de agua

Enlaces covalentes

Cuando cada átomo en una molécula retiene sus electrones pero los comparte con otros adyacentes.

Enlaces ionicos

Se da entre dos átomos cuando uno de ellos tiene la suficiente energía para capturar un electrón del otro. Los átomos que participan en este intercambio se llaman iones.

ion positivo: cede electrón

ion negativo: gana electrón

En el video se explican con ejemplos los dos tipos de enlaces descritos:

http://www.youtube.com/watch?v=QqjcCvzWwww Enlaces de hidrógeno

Se da cuando un átomo de hidrógeno se enlaza con un átomo con carga negativa.

Es un enlace débil.

En el video se muestra el caso de los enlaces de hidrógeno: http://www.youtube.com/watch?gl=MX&v=LGwyBeuVjhU

Los enlaces de hidrógeno explican, entre otras procesos, porque el punto de ebollución del agua es más alto que para otras substancias.

Enlaces de Van der Walls

Son atracciones entre átomos de muy corto rango. Son más débiles que el resto de los

enlaces.

Fuerza relativa de los enlaces:

Covalentes > ionicos > hidrógeno > Van der Walls

El Sol proporciona la suficiente energía para romper y formar los enlaces de hidrógeno y de Van der Walls.

Por lo tanto, los enlaces covalentes e ionicos son más estables en la naturaleza.

Temario

2010-02-03T07:36:00.000-08:00

Oceanografía Física UNAM Campus Sisal 2010_I

Objetivos

Este curso está orientado a proporcionar, en forma introductoria, métodos y elementos de trabajo de la Oceanografía para los alumnos de los distintos campos del conocimiento, y como introducción para los cursos posteriores de Dinámica del Océano. El curso se llevará a cabo mediante sesiones de clases-pizarrón con exposición de temas por el profesor, cuatro horas por semana, durante un semestre.

Temario: Primera parte Introducción

I. El agua de mar

a) Constitución básica del agua pura b) Propiedades físicas del agua y sus efectos en el agua de mar

II. La Tierra y los océanos

a) Forma y tamaño de la Tierra b) Distribución de agua y tierra c) Formas del fondo marino d) Configuración de mares adyacentes

III. Propiedades físicas del agua de mar

a) Ecuación de estado

b) Conductividad, salinidad, temperatura y densidad.

c) Distribución en los océanos de salinidad, temperatura, densidad.

d) Luz y sonido

IV. Circulación atmosférica y oceánica

a.) Introduccion breve a la circulación atmosférica

b.) Corrientes oceánicas y su representación

b.1) Observación de las corrientes oceánicas

b.1.1) Métodos directos

b.1.2) Métodos indirectos

V. Balances: Calor y sal

a. Principio de conservación b. Componentes del balance de calor b. Balance de sal VI. Olas Características generales de las ondas Procesos de generación del oleaje Medición del oleaje Olas en agua profunda y en agua somera Reflección, refracción y difracción del oleaje VII. Mareas y Tsunamis Caracterísicas generales de las mareas Fuerza generadora de las mareas Medición de las mareas Número de forma Corrientes de marea Mareas internas Resonancia de las mareas/seiches Tsunamis VIII. Estuarios y lagunas costeras Definición Clasificación Paseo por estuarios a escala global El caso de la República Mexicana El caso de la Península de Yucatán

Lectura 3.2.4 Calor sensible

2009-10-01T19:27:00.000-07:00

Qh: ganancia o pérdida de calor por conducción. También conocido como calor sensible. La superficie de los océanos pierden o ganan calor dependiendo si el agua es más cálida o más fría que el aire. Si la temperatura decrece de la superficie hacia la atmósfera, la conducción de calor será en la dirección mar-atmósfera, y Qh será negativo (pérdida); lo contrario implicará que Qh es positivo (ganancia). La razón de ganancia o pérdida de calor será proporcional al gradiente de temperatura. Si el coeficiente de conductividad de calor es Ch y calor específico del aire a presión constante es Cp, entonces Qh = - CpChdT/dz El viento es un factor que modula el proceso de conducción. Moisan y Niiler (1998) expresan el componente Qh en la forma

Qh = ρ CpCh{wΔT} ,

donde ρ es la densidad del aire, w es la rapidez del viento. Para el estudio de Moisan y Niiler (1998), el término {wΔT} es el promedio mensual del producto de la rapidez del viento y la diferencia de temperaturas entre la superficie del mar y el aire adyacente.

Tarea4.1

2009-10-01T19:21:00.000-07:00

Octubre 1, 2009

Tarea # 4

Parte I.

1. a) ¿ De qué variables termodinámicas depende la densidad? b) ¿Tiene solución completa la ecuación de estado del agua de mar?

2. a) ¿Cuál es el principal uso de una ecosonda en oceanografía y cómo es su funcionamiento? b) ¿Qué otra herramienta se está utilizando en la actualidad para elaborar batimetrías del fondo marino?

3. Definir: a) temperatura, b) presión y c) salinidad

4. ¿Por qué se usa la temperatura potencial en lugar de la temperatura in situ?

5. ¿La razón de aspecto nos proporciona el orden de magnitud de la importancia relativa de que cantidades?

6. ¿Con que criterio se cuantifica la importancia relativa de los movimientos de escala grande?

7. ¿Por qué está estratificado el océano?

8. ¿ Qué es el efecto invernadero?

9. ¿ Qué herramienta ha ayudado a avanzar considerablemente nuestro conocimiento de la temperatura de la superficie de los océanos?

10. ¿Por qúe el viento es un factor en la estimación del flujo de calor latente?

11. ¿Cuáles son los tres modos de transferencia de calor y entre que cuerpos se realizan?

12. En la Figura 3 se muestra el promedio anual del flujo neto de calor para el Océano Pacífico del Norte. Explique los resultados que contiene la figura. Asegúrese que en su explicación quede claro por qué en algunas regiones el flujo neto de calor (net heat flux) es positivo (ganancia) y en otras es negativo (pérdida), valorando la importancia relativa de los componentes del balance de calor. Mencione en su descripción las regiones.

Lectura 3.1 Balances de agua, sal y calor

2009-10-01T09:31:00.000-07:00

Septiembre 29, 2009 Balances de agua, sal y calor El principio de conservación tal y como se usa en física tiene su mejor ejemplo en el caso de la conservación de energía mecánica. Si Ua es la energía potencial del sistema en el punto a, Ta es la energía cinética en el punto a, Ub es la energía potencial en el punto b, y Tb es la energía cinética en el punto b, entonces Ua + Ta = Ub + Tb = E E, la energía total, permanece constante (se conserva) durante el movimiento. Conservación de volumen

Este principio se puede discutir en varios niveles, desde el formal, usando cálculo de varias variables, hasta el más simple. Pero en cualquier caso, la idea fundamental no cambia, la que expresada en el caso simple quedaría así: si en un volumen de control el nivel del agua (incompresible) no cambia con el tiempo, entonces la entrada de agua al volumen control es igual a la salida de agua del mismo.

Ejemplo de la aplicación del principio de conservación: un estuario.

Para nuestros fines, un estuario es un cuerpo de agua semicerrado en el que hay entrada de agua dulce (salinidad cero o casi nula) por descarga de río y entrada de agua salada por estar en comunicación con el mar adyacente. En al figura de arriba se muestran cuatro tipos de estuarios, los que se diferencian entre si según la importancia relativa del flujo del río con respecto al flujo del agua de mar.

En el estudio del balance de agua del estuario entran los aportes siguientes:

Evaporación
Precipitación
Agua de río
Agua de mar

Conservación de volumen en el estuario:

Salida neta de agua de mar = Entrada neta de agua dulce = Volumen total

Note que el principio de conservación de volumen implica para ese caso que el nivel del estuario no cambia, pero si la entrada de agua dulce cambia, también cambiará la salida neta de agua de mar. Es decir el principio implica movimiento. El volumen total permanece constante durante el movimiento. (En los estuarios el nivel del mar cambia con el tiempo, por lo que se considera que lo que se tiene en este caso es el promedio temporal del nivel del mar, para un tiempo suficientemente grande).

Note además que el agua de mar que sale en realidad es agua de mar mezclada con agua dulce.

En un estuario la estratificación es muy fuerte, tal que por lo general se establecen dos capas. En la capa inferior está el agua pesada, agua salada, y en la capa inferior el agua ligera, agua dulce. En la interfase es donde generalmente se produce la mezcla. Por la capa superior sale el agua mezclada ligera y por la capa inferior entra la agua salada pesada. Esto es lo que se conoce como circulación estuarina (ver figura).

Conservación de sal

El principio de conservación de sal diría que la cantidad total de sales disueltas en el océano es constante, pero el aporte de sales disueltas por los ríos lo contradice. Sin embargo, el aporte por los ríos es una cantidad pequeña comparada con las sales totales, la primera es del O (10 ^12 kg/año) y la segunda del O ( 10^ 19 kg). De tal forma que es sustentable considerar que se cumple el principio.

En el caso del estuario el principio se establece así:

Flujo total de sal que entra con el agua de mar = Flujo total de sal que sala con el agua estuarina = Cantidad total de sal

Referencias basicas. - Pickard and Emery (1990), Descriptive Physical Oceanography. Capitulo 5. - Stewart. Capitulo 5.

3.2.3 Radiación de onda larga

2009-10-01T09:25:00.000-07:00

Qb: radiación de onda larga emitida por la superficie de la Tierra, la atmósfera y las nubes.

También conocida como radiación infrarroja. Las longitudes de onda de esta radiación son más largas que la longitud de onda del color rojo en la parte visible del espectro.

Factores que afectan Qb:

Tamaño de las nubes.
Altura de las nubes.
Cantidad de vapor de agua en la atmósfera. Una atmósfera más húmeda deja escapar menos calor hacía el espacio.
Temperatura del agua.
Cubierta de hielo y nieve.

En éste applet se simulan los efectos de 1 y 2:

http://people.cas.sc.edu/carbone/modules/mods4car/longwave/index.html

Una fórmula empírica para calcular Qb la proporcionan Moisan y Niiler (1998) en su trabajo sobre el balance de calor del Pacífico del Norte,

Qb = ε sigma Ta^4 (0.254-0.00495 e)(1-cn) + 4sigma ε Ta^3 (Ts-Ta)

donde ε es la constante de Stefan, Ta es la temperatura del aire, Ts es la temperatura del agua, e es la presión del vapor del agua, c es un factor de corrección por nubes, n es la fracción del cielo cubierto de nubes.

3.2.2 Radiación de onda corta

2009-10-01T09:18:00.000-07:00

Qs: radiación de onda corta emitida por el Sol. Su espectro de longitudes de onda lo determina la temperatura del Sol.

Factores que afectan Qs:

Longitud del día (tiempo del Sol arriba del horizonte): depende de la latitud y la estación.
Absorción y dispersión en la atmósfera por las nubes, los gases de efecto invernadero, los aerosoles y el polvo: depende de los coeficientes de absorción y de la elevación del Sol.
Inclinación solar, la que se puede definir a través del ángulo que forma el vector paralelo al horizonte y el vector paralelo a la dirección de incidencia de la radiación solar.
El área de la superficie que absorbe la radiación: depende de elevación del Sol.
Reflectividad (albedo) : depende del ángulo de la inclinación solar y la rugosidad del mar.

La radiación solar que incide sobre la superficie del mar depende de esos factores. Pero a fin de cuentas, las estaciones se establecen por los cambios en el flujo de la radiación solar sobre la superficie de la tierra. En éste applet se simulan los efectos de las estaciones sobre la inclinación solar y el área de la superficie que absorbe la radiación.

http://people.cas.sc.edu/carbone/modules/mods4car/earthsun/index.html

En este otro applet se muestra el efecto sobre Qs de las nubes, el albedo, la latitud, estación y la hora del día.

http://people.cas.sc.edu/carbone/modules/mods4car/shortwave/sw.html

Los cálculos de los componentes del balance de calor para los océanos se basan en fórmulas empíricas, que contienen cantidades determinadas o estimadas con instrumentos en los barcos oceanográficos y por satélites.

Por ejemplo, según Gill (1982) Qs se puede calcular como el producto de Qs0, el flujo neto de radiación solar sin nubes, el factor (1-α) donde α es el albedo de la superficie, y un factor de corrección por nubes, en la forma

Qs = Qs0(1-α)(1-0.7 n),

donde n es la fracción del cielo cubierto de nubes.

Vocabulario

Aerosoles, el IPCC los define como: "Grupo de partículas solidas o líquidas transportadas por el aire, en un tamaño de 0.01 a 10 mm, que pueden sobrevivir en la atmósfera al menos sobre unas horas".

Lectura 3.2.1 Efecto invernadero

2009-10-01T09:12:00.000-07:00

3.3 Efecto invernadero

En palabras del IPCC: "Los gases de efecto invernadero absorben la radiación infrarroja, emitida por la superficie de la Tierra, por la propia atmósfera debido a los mismos gases, y por las nubes. La radiación atmosférica se emite en todos sentidos, incluso hacia la superficie terrestre. Los gases de efecto invernadero atrapan el calor dentro del sistema de la troposfera terrestre. Al efecto se le denomina 'efecto invernadero natural'".

Los gases de efecto invernadero son principalmente: vapor de agua (H2O), dióxido de carbono (CO2), óxido nitroso (N2O), metano (CH4) y ozono (O3).

El efecto invernadero se puede explicar con un modelo simple considerando un sistema suelo-vidrio, en el que el vidrio es transparente a la radiación de onda corta, pero absorbe parcialmente radiación de onda larga.

La inclusión del vidrio causará que la temperatura del suelo alcance una temperatura más alta que en ausencia de él por un factor de 1.19.

Conservacion de calor

2009-10-01T09:11:00.000-07:00

Conservación de calor

Los componentes del balance de calor entre el oceano y la atmosfera serán

Qs = razón de ganancia a través de la superficie del mar (+). Transmisión de calor por radiación.

Qb = razón neta de pérdida por el mar por radiación de onda larga a la atmósfera y al espacio (-). Transmisión de calor por radiación.

Qh = razón de ganancia o pérdida a través de la superficie del mar por conducción (+; -). Transmisión de calor por conducción.

Qe = razón de ganancia /pérdida a través de la superficie por condensación/evaporación (+;-). Transmisión de calor latente (calor de transformación).

Donde se han omitido otras fuentes de calor, por ejemplo, el que aporta el interior de la Tierra y el calor generado por las olas en la rompiente, entre otros.

Adveccion de calor

Las corrientes marinas llevan calor (advectan calor).

Este medio de transporte de calor es realizado por la divergencia del campo horizontal de velocidad. De tal manera que la ecuacion de conservacion de calor para una porcion del oceano, digamos la capa superior, se puede expresar como:

Razón de almacenamiento de calor + divergencia del transporte de calor = flujo neto de calor océano-atmósfera.

El flujo neto de calor océano-atmósfera (NHF) viene dado por los componentes

NHF = Qs - Qb - Qh - Qe

Lectura 3.2.5 Calor latente

2009-10-01T02:29:00.000-07:00

Qe: pérdida de calor debido al proceso de evaporación. Calor latente o calor de transformación es el calor cedido o capturado por unidad de masa de una sustancia cuando ésta experimenta un cambio de estado.

El viento modula el proceso de evaporación. Una fórmula empírica para calcular Qe la proporcionan Moisan y Niiler (1998) en su trabajo sobre el balance de calor del Pacífico del Norte,

Qe = ρ L Ce {wΔq} donde ρ es la densidad del aire, L es el calor latente por unidad de masa, Ce es el coeficiente de transferencia de calor latente. El término {wΔq} es el promedio mensual del producto de la rapidez del viento y la diferencia de la humedad de saturación del agua y la humedad del aire.

Ya que la evaporación (E) por unidad de área y unidad de tiempo se define como E = ρ Ce {wΔq}, entonces Qe = LE

Sonido. Hielo. Trazadores. Luz

2009-09-23T05:12:00.000-07:00

Septiembre 15 Sonido. Rapidez del sonido

El agua permite la propagación de las ondas sonoras por que es un medio elástico. La rapidez del sonido depende de la elasticidad (E) y la densidad (ρ) , es decir c (E, ρ) y es de aproximadamente 1500 m/s.

c depende más de la presión y la temperatura que de la salinidad.

Asi tenemos que: más alta la presión más alta la rapidez del sonido; más alta la temperatura más alta la rapidez del sonido.

Debido a la distribución de temperatura y presión, en muchas regiones del océano se tiene que la rapidez del sonido es alta tanto en la superficie como en el fondo, con un mínimo entre estas dos capas. El mínimo de rapidez de sonido se denomina el canal SOFAR (SOund Fixing An Ranging).

El sonido tiene muchas aplicaciones prácticas en oceanografía, por ejemplo en la localización de instrumentos, en la determinación de batimetrías (ecosonda) y en la estimación del campo de velocidades por medio de un ADCP (Acustical Doppler Current Profiler).

Lectura. En la siguiente página se encontrará una descripción del principio de funcionamiento del ADCP

http://www.whoi.edu/instruments/viewInstrument.do?id=819

Hielo en el mar

El hielo marino ocupa el 7 % del área total de los océanos. Por su extensión, el hielo marino juega un papel importante en el balance de calor de la Tierra, ya que el hielo refleja los rayos solares.

El albedo es la fracción de radiación solar reflejada por una superficie u objeto, expresada comúnmente en porcentaje.

El albedo del hielo marino ocurre entre 30 y 40 %

El punto de congelamiento del agua de mar es más bajo que el del agua pura. A medida que el agua se congela, se forman paquetes de sal (saladitos). Los saladitos se desprenden de la parte inferior del hielo. Por eso cuando el hielo se descongela es menos salino que el agua de mar original cuando se dio el cambio de fase. El desprendimiento de saladitos de sal crea agua densa abajo de las áreas de formación de hielo en el mar.

En latitudes altas es donde se forman las aguas más densas del océano, el proceso de formación de hielo juega un papel importante en la generación de estas aguas.

Lectura. Hielo en el Artico.

http://www.arctic.noaa.gov/essay_wadhams.html

La foto de arriba muestra la variación estacional de la cubierta de hielo en el Polo Norte y el Polo Sur. En verano la cubierta es mínima y en el ocaso de invierno es máxima.

Trazadores

Las propiedades del agua de mar son una herramienta valiosa para analizar la trayectoria de las masas de agua. La temperatura potencial y la salinidad son conservativas- los cambios sólo se explican por los procesos de mezcla-. Para algunas regiones (e.g. la Corriente de California) resulta también útil la variable Π ("spiciness") como trazador.

Entre los trazadores biogénicos que son utilizados en el estudio de masas de agua y circulación destacan: oxígeno, nitratos, fosfatos y silicio. Debido a que estos compuestos no son conservativos, deben de ser usados con precaución en el proceso de inferencia del origen de las masas de agua.

Trazadores de origen químico como los clorofluorocarbonos, tritio, helio-3 y carbono-14 son usados estudios de ventilación de las aguas marinas y circulación profunda. Los dos primeros son de origen antropogénico.

Lectura 2.3 Densidad

2009-09-23T05:06:00.000-07:00

Densidad, densidad potencial y densidad neutral La densidad del agua de mar depende de la temperatura (T), la salinidad (S) y la presión (P), es decir la ecuación de estado es de la forma ρ = ρ (S, T, P). Agua fría es más densa. Agua salada es más densa. La presión incrementa la densidad. La ecuación de estado del agua de mar no tiene una solución exacta, se usa una ecuación empírica basada en mediciones de laboratorio (ver Gill (1982), apéndice 3). Unidades: densidad = masa/volumen: kg/m³ La densidad del agua pura es de 1000 kg/m³. El 75 % del agua de los océanos cae en el rango 1026.4 - 1028.1 kg/m³. La presión es la variable que más influye en la variación de densidad. Sigma y volumen específico: σ = ρ-1000 α = 1/ρ σ_t : σ a P = 0

(sigma "te") La densidad depende no linealmente de la temperatura y la salinidad. En el plano de temperatura y salinidad (T-S) a presión constante los contornos de densidad son curvos, cóncavos hacia salinidades altas y temperaturas bajas. Una isopicna es una línea o superficie (superficie isopícnica) de igual densidad. La picnoclina es la región en un perfil vertical donde el gradiente de densidad es más fuerte.

Densidad potencial es la densidad que tiene un elemento de fluido cuando se ha movido adiabáticamente a una presión de referencia. Para calcular la densidad potencial usamos la temperatura potencial y la misma definición de salinidad, ya que esta última sólo depende ligeramente de la presión.

Las presiones de referencia se eligen de acuerdo a la profundidades de interes. Por ejemplo, agua fria es mas compresible que agua calida. Por ello, el agua fria es mas densa que el agua calida cuando son puestas a la misma presion. Asi para toda la columna de agua, se requiera usar varias presiones de referencia. Entre ellas las más comunes son 0 dbar, 1000 dbar, 2000 dbar, 4000 dbar. Se usa la notación σt, σ1, σ2, σ4 para referirse a la referencia 0 dbar, 1000 dbar, 2000 dbar, 4000 dbar, respectivamente. Densidad neutral es un concepto usado para determinar el origen de un elemento de fluido. Una superficie es neutral si la superficie es una superficie isentropica (se usa la isopícnica) y no tiene efecto de cambios de presión. Se asume que una parcela de agua de mar que se mueve de un lado a otro en un océano estratificado se da preferenetemente sobre superficies isentrópicas si se mueven sin intercambio de calor ni sal. En oceanografía, las superficies isopícnicas son usadas como superficies isentrópicas. Recordemos de termodinamica clasica que si un proceso adiabático tiene lugar a entropía constante, el proceso se denomina isentrópico. Donde la entropía es una variable que emana de la segunda ley de la termodinámica. Para el caso del agua pura, la entropia es la cantidad de calor intercambiado dividido por la temperatura TdS = dQ, donde S es la entropía por unidad de masa, T la temperatura por unidad de masa y Q la cantidad de calor dada o recibida por unidad de masa. dS se refiere a una diferencial exacta de la entropía, lo mismo dQ pero para la cantidad de calor.

En un sistema aislado, la entropia permanece constante o se incrementa. Seguimos hablando en el contexto de que el sistema esta en equilibrio termodinamico o cercano a ello.

1.5 Circulación general de los océanos

2009-09-09T14:09:00.002-07:00

Circulación general.

Escala grande.

Escala de longitud: escala de la cuenca. e.g., Océano Atlántico.

Razón de aspecto, H/L, mucho menor que 1.

De la misma forma nos referimos a escala grande cuando el tiempo que tarda en recorrer una particula la trayectoria de la corriente es mayor que el tiempo de un ciclo de la rotacion de la Tierra.

En el oceano la escala grande temporal es del orden de decenas de años o mas. Excepto el Océano Indico en el que las variaciones estacionales son dominantes.

La circulación de escala grande de los océanos es afectada por la estado de la atmósfera, la presencia de los continentes y el fondo marino. Los fenómenos que inducen la circulación son i) campo de vientos, ii) procesos de calentamiento y enfriamiento y iii) procesos de evaporación y precipitación.

La atmósfera y los océanos forman, realmente, un sistema acoplado, es decir los procesos de los océanos afectan los procesos de la atmósfera y viceversa.

En la capas límites de estos sistemas, superior en el océano e inferior en la atmósfera, se dan los acoplamientos, los que son del tipo:

i) Intercambio de momemtum

ii) Intercambio de energía calorífica

iii) Intercambio de masa

En vista de que estos tres procesos adquieren su energía del Sol, es éste astro el que proporciona la energía necesaria para mover los sistemas.

Puede distinguirse la circulación de la capa superior de la circulación profunda por sus agentes causales.

A la primera, la genera el viento, principalmente y a la segunda, los procesos thermohalinos.

Rasgos sobresalientes de la circulación superficial:

1. Giros subtropicales

- Asimetría en las corrientes limítrofes: oriente vs poniente.

- Corrientes cálidas y corrientes frías. Origen de donde vienen: sur o norte.

2. Giros subpolares en el hemisferio norte de los océanos Pacifico y Atlántico

3. Sistema de corrientes ecuatoriales

4. Corriente Circumpolar. No es modificada por continente alguno.

5. Circulación en el Océano Indico. Componente estacional dominante.

Topografía del fondo marino

2009-09-03T09:25:00.000-07:00

Topografía del fondo marino

Tectónica de placas:

http://www.pbs.org/wgbh/aso/tryit/tectonics/intro.html

Creación de nueva corteza. Propagación de fondo oceanico. Divergencia.

http://www.pbs.org/wgbh/aso/tryit/tectonics/divergent.html

Destrucción de corteza en las trincheras oceanicas. Convergencia.

http://www.pbs.org/wgbh/aso/tryit/tectonics/convergent.html

Colisiones continente contra continente

http://www.pbs.org/wgbh/aso/tryit/tectonics/crush.html

Zonas de fractura y fallas transformes

http://www.pbs.org/wgbh/aso/tryit/tectonics/transform.html

Uso de la ecosonda en la realización de una batimetría

http://ibis.grdl.noaa.gov/SAT/Bathy.intro.html

Emery & Thomson, 48-55 pp.

Uso de la altimetría por satélite en la realización de una batimetría

http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/image/global_topo_large.gif

Definiciones de los rasgos del fondo marino:

costa
plataforma continental
cañón
talud continental
falda continental
cuenca oceánica
dorsal
monte submarino
trinchera

http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/

Referencia:

Stewart, Capítulo III.

Lectura 1.2 Geografía

2009-09-03T08:34:00.000-07:00

1.2 Geografía

Geografía (google earth)

- La Tierra está en un 70.8 % cubierta de agua. El radio de la Tierra es aproximadamente 6371 km.

- La Tierra no es una esfera. La profundidad promedio del océano es 4000 m. Por lo tanto, el océano es una capa delgada en la superficie de la Tierra. La máxima profundidad de los océanos es de 11 500 m (Trinchera Mindanao).

- Océanos : Atlántico, Pacífico, Índico. Región al sur de 40 S : Southern Ocean (Océano del Sur)

- Mares mediterráneos: Mediterráneo, Ártico, Golfo de México, Mar Rojo, Golfo Pérsico...

- Mares marginales: Caribe, Mar de Bering, ...

- Otros regiones denominadas como mares: Sargaso, Tasmania, Weddell...

- Mares internos: Negro, Caspio, Grandes Lagos...

Las áreas de los océanos son en km cuadrados por 10 a la 6:

- Pacifico = 179

- Atlántico = 106

- Indico = 75

El orden de magnitud de las escalas horizontales para esos océanos en km:

- Pacifico = 15 000

- Atlántico = 5 000

- Indico = 5 000

Escalas espaciales y temporales

i. Razón de aspecto (espacial)

ii. Razón tiempo de rotación de la Tierra comparada con escala temporal del movimiento

(temporal).

i: H/L,

donde L es la escala horizontal y H la escala vertical.

Ejemplos:

Olas : H/L ~ 1

Circulación general: H/L <<>> 1

Circulación general: 1 dia/T <<>

En el interior del oceano la rapidez promedio de la componente horizontal de las corrientes es del orden de 1 a 5 cm/s, pero algunas corrientes rapidas, e.g., Corriente del Golfo y Corriente Circumpolar, alcanzan velocidades entre 50 y 150 cm/s. La componente vertical, por otro lado, tiene velocidades del orden de diez a la menos cuatro cm/s, y es dificil de medir, generalmente es inferida de principios fundamentelales.