Presentacin de PowerPoint

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Hidrosfera
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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.

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Propiedades del agua de mar

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

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Temperatura
Termoclina permanente la temperatura decrece
rápidamente con la profundidad ( 1000 m).
Capa de mezcla temperatura casi constante
(primeros 20 -200 m).
Océano profundo la temperatura decrece
lentamente con la profundidad alcanzando 2 C.
Hay poca variabilidad espacial en el océano
profundo.
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• http//www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlin
  k/climatology/Sea-Surf-Temperature.shtml

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• http//www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlin
  k/climatology/Sea-Surf-Temperature.shtml

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Salinidad
Es la masa de sales disueltas en un kilo de agua
de mar.
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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.
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(No Transcript)
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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.
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• 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.

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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).
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Procesos de la capa de mezcla
Difusión molecular
Mezcla turbulenta
Convección
Upwelling (surgencias) downwelling
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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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Circulación conducida por el viento
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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

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Corrientes en los contornos oestes
Corriente de Kuroshio
Corriente de Brazil
Corriente del Golfo
Corriente de Agulhas
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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.
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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.
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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.
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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.
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Corrientes en los contornos estes
Corriente de California
Corriente de Canarias
Corriente de Perú
Corriente de Benguela
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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.
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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.
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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.

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Teorías para la circulación conducida por el
viento
La capa de Ekman, transporte inducido por el
viento y upwelling
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Fridtjof Nansen gtgt Bjerkness gtgt Ekmann (1906)
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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

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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 ?.
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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.
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Solución para las velocidades
Esta solución describe lo que se conoce como la
espiral de Ekman.
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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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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).
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• Balance de calor en los océanos
• Ingresa por onda corta 65
  Pwatts (Pwatt 1015)
• 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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IPCC 2007, AR4 Ch 5