El balanç de calor de l'oceà consisteix en un balanç d'entrades i sortides. Una "entrada" s'identifica amb un procés pel qual l'oceà guanya calor, mentres que una "sortida" representa una pèrdua de calor de l'oceà. Una completa llista de totes les entrades és la següent; un + indica una entrada o calor guanyada, un - indica una sortida o pèrdua de calor:
Entrades i sortides principals
Les contribucions de fonts secundàries són negligibles en moltes aplicacions. El que vé a continuació es centra només en les entradas i sortides primàries.
Figura 4.1
L'energia del Sol arribant al límit exterior de l'atmosfera amb incidència perpendicular és al voltant de 2.00 cal cm-2 min-1 (la "constant solar"). Les variacions de la intensitat de la radiació entrant són de caràcter regular i irregular. Estacionalment la radiació solar varia entre zero i 1100 cal cm-2 day-1 en els pols i 800 - 900 cal cm-2 day-1 a l'equador. Les variacions interanuals màximes sorgeixen de la variació de la distància entre la Terra i el Sol, al voltant de 3.34%; es poden predir i expliquen els canvis principals del clima a escales de temps geològiques.
En la literatura moderna la unitat cal cm-2 day-1 (calories per centímetre quadrat i per dia) ha estat reemplaçada per la unitat de W m-2 (vats per metre quadrat). La conversió entre aquestes unitats es pot fer notant que 1 caloria (cal) = 4.184 Jouls (J) i 1 Watt (W) = 1 Joul per segon (J s-1). Això dona un factor de conversió de 1 cal cm-2 dia-1 = 0.484 W m-2. En altres paraules, una entrada de calor de 1000 cal cm-2 dia-1 és aproximadament 500 W m-2.
No tota la radiació rebuda en la part superior de l'atmosfera arriba a la superficie de l'oceà (Figura 4.1). Si la radiació entrant es normalitza pel 100%, llavors
16% és absorbida per l'amosfera 24% és reflexada pels núvols 7% és irradiada a l'espai des de l'atmosfera 4% és reflexada per la superfície de la Terra (principalment des de l'oceà)
Així, 35% retorna a l'espai, mentre que el 65% es energia aprofitada (l'equivalent del 16% s'acumula a l'atmosfera i pot estar disponible eventualment).
La radiació d'entrada es emessa des del Sol a ~6000 K (l'escala en Kelvin és equivalent a l'escala de Celsius però amb un corriment d'escala tal que 0º C es correspon amb 273 K). Segons la llei de Wien, la màxima radiació es produeix a una longitud d'ona donada per λ = 2897 T-1, on T està donat en graus K i λ la longitud d'ona en micròmetres. La radiació màxima emessa pel Sol és dona en el rang de longituds d'ona de la llum visible amb un pic al voltant de 0.48 micròmetres, que és el rang del blau. Decau ràpidament cap a longituds d'ona més curtes (utraviolat UV) i lentament cap a longituds d'ona més llargues (l'infraroig)
L'energia solar rebuda per l'oceà varia irregularment amb la longitud d'ona, com a resultat de l'absorció pel vapor d'aigua i diversos gasos atmosfèrics, particularment l'oxigen i l'hidrogen. L'Absorció al mar redueix el nivell de llum rapidamnet amb la fondària. (Figura 4.2).
Figura 4.2
73% arriba a 1 cm de fondària
44.5% arriba a 1 m de fondària
22.2% arriba a 10 m de fondària
0.53% arriba a 100 m de fondària
0.0062% arriba a 200 m de fondària
El mínim d'energia necessària per mantenir la fotosíntesi és 0.003 cal cm-2 min-1. En condicions òptimes (aigua molt clara) aquesta quantitat està disponible a 220 m de fondària.
Part de la radiació rebuda del sol s'irradia de nou des de la superfície de l'oceà. La longitud d'ona de la major part d'aquesta radiació vé donada una vegada més per la Llei de Wien. Com la temperatura de la superfície del mar és molt més petita que la del sol (~ 283 K), el màxim de la radiació de tornada es troba a 10 micròmetres, és a dir, a la banda de la radiació infraroja o calor.
Segons la Llei de Stefan-Boltzman, l'energia de la radiació és proporcional a la quarta potència de la temperatura absoluta (temperatura expressada en K). Així, les variacions diaries o estacionals de la temperatura de la superfície de l'oceà tenen poc efecte en la radiació d'energia de tornada, ja que aquestes variacions són petites en comparació amb el nivell de temperatura absoluta.
De mitjana, la superfície de l'oceà és d'aproximadament 0.8°C més calenta que l'aire per sobre d'ella. Per tant, la transferència directa de calor (transferència de calor sensible) es produeix en general de l'aigua a aire i constitueix una pèrdua de calor. La transferència de calor en aquest sentit s'aconsegueix molt més fàcilment que en la direcció oposada per dues raons:
El 51% de l'entrada de calor a l'oceà s'utilitza per l'evaporació. A més de la important contribució al balanç de la calor, l'evaporació - que constitueix una pèrdua d'aigua a l'atmosfera - té un paper important en el balanç de massa, que es comentarà més avall.
L'evaporació s'inicia quan l'aire no éstà saturat amb humitat. L'aire calent pot retenir molta més humitat que l'aire fred. Donat que en condicions normals la transferència directa de calor és fa des del mar a l'atmosfera (és a dir, l'aire s'escalfa per sota) la situació normal és que l'aire no estigui saturat amb humitat i llavors es produeixi l'evaporació. La condensació es produeix quan l'aire calent es troba a sobre d'aigua més freda. Aquestes zones oceàniques són conegudes i temudes per la freqüent aparició de boires. La major part de l'energia alliberada durant la condensació va a l'atmosfera, per la qual cosa la contribució de la condensació al balanç de calor oceànic és molt petita.
Figura 4.3
El balanç de calor és el balanç entre els termes exposats anteriorment. Normalment, els dos primers termes nos es consideren separadament; la diferència entre la radiació solar menys la radiació oceànica re-emessa, o guany net de calor radiatiu es considera com la major entrada. El balanç és llavors
guany net de calor radiatiu - pèrdua de calor per evaporació - pèrdua directa de calor = 0
Figura 4.4
Aquest balanç està tancat si es consideren tots els oceans del món. Si el balanç s'avalua per regions limitades de l'oceà, el costat dret del balanç en general no és zero, sinó que representa les transferències de calor transportades pels corrents a l'oceà. Com un exemple, la figura 4.3 mostra el balanç de calor al Nord de l'Oceà l'Atlàntic. A escala mundial, la figura 4.4 mostra el paper del transport de calor pels corrents en el balanç d'una secció zonal des de 60°N fins a 60°S. L'entrada neta de calor disminueix des dels tròpics cap als pols; té un mínim relatiu prop de l'equador a causa de la forta nuvolositat en aquesta regió. El màxim de la pèrdua de calor per evaporació en els subtrópics éstà produït per l'advecció atmosfèrica d'aire sec; el mínim als tròpics resulta de l'alt contingut d'humitat de l'aire tropical. La pèrdua de calor sensible és petita per tot arreu. Les corrents eliminen l'excedent de calor dels tròpics (es tracta d'una pèrdua de calor dels oceans - valors positius) i el dipositen en les regions subpolars (un guany de calor - valors negatius).
El balanç de massa inclou els efectes de l'evaporació i la precipitació de la quantitat d'aigua a l'oceà. L'efecte sobre la quantitat total d'aigua és significativa només en una escala de temps geològica. La seva importància per a les aplicacions oceanogràfiques rau en la seva influència sobre la salinitat a la capa superficial de l'oceà.
La taxa d'evaporació E, és a dir, la pèrdua d'aigua a causa de l'evaporació durant un determinat període de temps és proporcional a la distribució de la pèrdua de calor per evaporació. La constant de proporcionalitat és coneguda com la constant d'evaporació de l'aigua, que són 585 ca g-1.
La precipitació P ha de ser mesurada a partir d'observacions. És alta en els Doldrums (just al nord de la Equador) i en els fronts polars (a 50° de latitud).
La distribució de la salinitat superficial del mar reflecteix la distribució de E-P en gran part de l'oceà (figura 4.5). Es produeixen desviacions als llocs de descàrrega des dels rius. A escala global, el balanç és:
Figura 4.5
Evaporació = 440.103 km3 any-1
Precipitació = 411.103 km3 any-1
Descàrregues dels rius = 29.103 km3 any-1
El fondrament i la congelació del gel estan equilibrats (excepte en escales de temps geològiques). La majoria dels rius es troben a l'hemisferi nord, per la qual cosa la propocionalitat entre salinitat superficial del mar i E-P és millor a la major part de l'hemisferi sud.
Nota: L'evaporació, la precipitació i les descàregues dels rius estan expressades en volum per unitat de temps (cabal). L'oceanografia moderna fa servir cada vegada més una unitat anomenada "sverdrup" (Sv), definida com 1 millió de metres cúbics per segon: 1 Sv = 106 m3 s-1. El factor de conversió de km3 any-1 a Sv és 1000 km3 any-1 = 0.0317 Sv. Això dona una evaporació de 14.0 Sv, una precipitació de 13.1 Sv i una descàrrega total dels rius de 0.9 Sv.
