El balance de calor oceánico está compuesto de entradas y salidas. Por "entrada" se identifica a un proceso por medio del cual el océano obtiene calor, mientras que por "salida" se representan las pérdidas de calor oceánico. Aquí es una lista completa de todas las entradas y salidas, donde + indica entrada o ganancia de calor y - denota salida o pérdida de calor.
Principales entradas y salidas
Fuentes secundarias
Las contribuciones de las fuentes secundarias son despreciables para la mayoría de las aplicaciones. La siguiente discusión tratará solamente las entradas y salidas primordiales.
Figura 4.1
La energía solar en el límite más externo de la atmósfera a incidencia normal alcanza los 2,00 cal cm-2min-1 (la "constante solar"). Las variaciones en la intensidad de la radiación entrante son de caracter regular e irregular. La constante solar varía estacionalmente entre cero y 1100 cal cm-2 min-1 en los polos y entre 800 - 900 cal cm-2 min-1 a nivel del ecuador. Las variaciones máximas interanuales surgen de la variación de la distancia entre la Tierra y el Sol y alcanzan a 3,34%; esto puede predecir y explicar los mayores cambios climáticos sobre eras geológicas.
En la literatura moderna la unidad cal cm-2 día-1 (calorías por centímetro cuadrado por día) ha sido sustituida por la unidad W m-2 (Watts por metro cuadrado). La conversión de unidades se logra observando que 1 caloría (cal) = 4,184 Joules (J) y que 1 Watt (W) = 1 Joule por segundo (J s-1). Esto arroja un factor de conversión de 1 cal cm-2 día-1 = 0,484 W m-2. En otras palabras, una entrada de calor de 1000 cal cm-2 day-1 equivale aproximadamente a 500 W m-2.
No toda la radiación que se recibe del límite más externo de la atmósfera está disponible en los océanos (Figura 4.1).Si la radiación entrante se normaliza a un 100%, entonces
16% se absorbe en la atmósfera
24% se refleje en las nubes
7% se irradia de regreso al espacio desde la atmósfera
4% se refleja desde la superficie terrestre
(principalmente del mar)
Así, un 35% regresa al espacio, mientras que un 65% está disponible como energía. (El equivalente al 16% se almacena en la atmósfera y por lo tanto es eventualmente disponible.)
La radiación entrante es emitida desde el Sol a ~6000 K (La escala Kelvin es equivalente a la Celsius, pero con un desfasamiento tal que 0°C se corresponden con 273 K). De acuerdo con la Ley de Wien, el máximo de radiación se encuentra a una longitud de onda dada por λ = 2897 T-1, donde T se expresa en grados K y λ (lambda) la longitud de onda, en milímetros. El máximo de radiación solar ocurre, por lo tanto, en el rango de longitudes de onda de la luz visible con un pico a los 0,48 micrómetros, el cual a su vez está en rango del azul. Este máximo decae rápidamente hacia longitudes de ondas más cortas (en el ultravioleta o UV) y lentamente hacia longitudes de onda más largas (en el infrarrojo).
La energía solar que reciben los oceános varía irregularmente con la longitud de onda, como resultado de la absorción del vapor de agua y de los distintos gases atmosféricos, en particular del oxígeno e hidrocarbonos. La absorción en el mar disminuye rápidamente el nivel de luz con la profundidad (Figura 4.2). Así a incidencia luminica vertical (es decir, las condiciones más favorables),
Figura 4.2
73% alcanza 1 cm de profundidad
44,5% alcanza 1 m de profundidad
22,2% alcanza 10 m de profundidad
0,53% alcanza 100 m de profundidad
0,0062% alcanza 200 m de profundidad
El suministro mínimo de energía necesario para mantener la fotosíntesis es 0,003 cal cm-2 min-1. Bajo condiciones óptimas (agua totalmente clara) esta cantidad está disponible hasta los 220 m de profundidad.
Parte de la radiación que se recibe desde el Sol es irradiada de regreso desde la superficie oceánica. La longitud de onda donde la mayor parte de la irradiación de regreso ocurre está, de nuevo, explicada por la Ley de Wien. Como la temperatura de la superficie del mar es más baja que la del Sol (~283 K), el máximo de la radiación de retroceso se ubica a unos 10 micrones,es decir, en el infrarrojo o radiación de calor.
De acuerdo con la Ley de Stefan-Boltzman, la energía de la radiación es proporcional a la cuarta potencia de su temperatura absoluta (con la temperatura expresada en K). Así, las variaciones diarias o estacionales en la temperatura superficial del océano tienen poco efecto sobre la energía de la radiación de regreso, debido a que estas variaciones son pequeñas comparadas con el nivel de temperatura absoluta.
En promedio, la superficie del océano es alrededor de 0.8°C más caliente que el aire arriba de este. La transferencia directa de calor (transferencia de calor sensible) por lo tanto tiene lugar desde el agua hacia el aire, constituyendo una pérdida de calor. La transferencia de calor en esa dirección se logra mucho más fácil que en la dirección opuesta por dos razones:
El 51% de la entrada de calor hacia los océanos se usa en la evaporación. Además de la importante contribución al balance de calor, la evaporación - constituyendo una pérdida de agua hacia la atmósfera - juega un papel importante en el balance de masa, el cual se discute abajo.
La evaporación comienza cuando el aire está insaturado de humedad. El aire caliente puede retener mucha más humedad que el aire frio. Como en condiciones normales la transferencia directa de calor es desde el mar hacia el aire (es decir, el aire se calienta normalmente desde abajo), la situación normal es que el aire esté insaturado de humedad y ocurra la evaporación. La condensación tiene lugar cuando aire caliente se encuentra agua fría. Las áreas oceánicas donde esto ocurre, son conocidas y temidas por la frecuente ocurrencia de neblina. La mayor parte de la energía liberada durante la condensación va hacia la atmósfera, de manera que la contribución de la condensación al balance oceánico de calor es extremadamente pequeña.
Figura 4.3
El balance de calor es el ajuste entre los términos discutidos arriba. Normalmente, los primeros dos términos no se consideran separadamente; la diferencia radiación solar menos radiación de regreso, o ganancia neta radiativa de calor, se usa como la entrada mayor. El balance es entonces
ganancia neta radiativa de calor - pérdida evaporativa de calor - pérdida directa de calor = 0
Figura 4.4
Este ajuste se cierra si se consideran los océanos del mundo. Si el balance se evalúa para regiones oceánicas limitadas, el lado derecho de la igualdad no es generalmente cero, sino que representa la transferencia de calor alcanzada por las corrientes oceánicas. La Figura 4.3 muestra el balance de calor del Océano Atlántico Norte como un ejemplo. Sobre una escala global, la Figura 4.4 ilustra el papel del transporte de calor por las corrientes en el balance de calor en una sección zonal desde 60°N a 60°S. La entrada neta de calor disminuye desde los trópicos hacia los polos; teniendo un débil mínimo cerca del ecuador, en vista de la espesa cubierta nubosa de la zona. El máximo de la pérdidad evaporativa de calor en los subtrópicos se produce por la advección atmosférica de aire seco; el mínimo en los trópicos es el resultado del alto contenido de humedad del aire tropical. La pérdida directa de calor es pequeña en toda el área. Las corrientes toman calor de los trópicos (esto es una pérdida de calor para el océano - valores positivos) y lo depositan en las regiones subpolares (una ganancia de calor - valores negativos).
El balance de masa involucra los efectos de la evaporación y precipitación sobre la cantidad de agua en el océano. El efecto sobre la cantidad total de agua es significante solamente sobre una escala de tiempo geológica. Su mayor importancia para las aplicaciones oceanográficas recae en su influencia sobre la salinidad en la capa superficial del océano.
La razón de evaporación E, es decir, la pérdida de agua debida a la evaporación sobre una extensión temporal dada, es proporcional a la distribución de la pérdida evaporativa de calor. La constante de proporcionalidad se conoce como la constante de evaporación del agua, alcanzando valores de 585 cal g-1.
A su vez la precipitación P tiene que tomarse de las observaciones. Esta es elevada en los Doldrums (justo al norte del ecuador) y en los frentes polares (alrededor de los 50° de latitud).
La distribución espacial de la salinidad marina superficial sobre extensas porciones del océano, es una imagen especular de la distribución de E-P (Figura 4.5). Las desviaciones suceden por las descargas de losríos. Sobre una escala global, el balance es
Figura 4.5
Evaporación = 440.103 km3 año-1
Precipitación = 411.103 km3 año-1
Descarga de Ríos = 29.103 km3 año-1
El derretimiento y congelamiento del hielo está balanceado (excepto sobre escalas temporales geológicas). La mayor parte de los ríos se encuentran en el hemisferio norte, de manera que la proporcionalidad entre salinidad marina superficial y E-P es mejor sobre la mayor parte del hemisferio sur.
Nota: Evaporación, precipitación y descargas de ríos se expresan en volumen por unidad de tiempo. La oceanografía moderna usa más y más una unidad llamada "sverdrup" (Sv), definida como 1 millón de metros cúbicos por segundo: 1 Sv = 106 m3 s-1. El factor de conversión de km3 año-1 a Sv es 1000 km3 año-1 = 0,0317 Sv. Esto da una evaporación de 14,0 Sv, una precipitación de 13,1 Sv y una descarga total de ríos de 0,9 Sv.
