Figura 5.1
La discusión en las clases anteriores se concentró en los procesos de interacción aire/mar, y por lo tanto se trató la distribución de temperatura y salinidad solamente en la capa superficial, donde las variaciones regionales y estacionales son mayores. Sin embargo, la mayor parte del océano está lleno de agua con temperatura y salinidad relativamente uniformes (Figura 5.1).
Si la temperatura superficial es muy baja, la convección producto del enfriamiento puede profundizarse más que la capa superficial. Esta situación se encuentra en las regiones polares donde el agua fría se hunde al fondo del océano. Este proceso llena las aguas más profundas y es responsable de las corrientes por debajo del kilómetro superior del océano. Las áreas de la convección profunda de invierno son el Mar de Weddell y el Mar de Ross en el Océano Austral (o del Sur) , el Mar de Groenlandia y el Mar de Labrador en la región ártica.
La temperatura media del océano es 3,8º C; incluso en el ecuador la temperatura media es tan baja como 4,9º C. La capa donde la temperatura cambia rápidamente con la profundidad, que se encuentra en el rango de temperaturas 8 - 15º C, se llama la termoclina permanente. Está se sitúa a profundidades desde 150 - hasta 400 m en las zonas tropicales y a la profundidad de 400 - 1000 m en las zonas subtropicales. La Figura 5.2 muestra, como ejemplo, la distribución de la temperatura y salinidad en una sección meridional a través del Océano Pacífico. Note la uniformidad de ambas propiedades por debajo de la profundidad de 1000 m. Note también que en muchas regiones, tanto la temperatura como la salinidad del océano disminuyen con la profundidad. Una disminución de la temperatura da lugar a un aumento de la densidad, de manera que la estratificación por temperatura produce una estratificación de la densidad estable. Una disminución de la salinidad, por otra parte, produce una disminución de la densidad. Tomados por su propia cuenta, la estratificación de la salinidad produciría, por lo tanto, una estratificación inestable de la densidad. En el océano el efecto de la disminución de la temperatura es más fuerte que el efecto de la disminución de la salinidad, así que el océano es establemente estratificado.
Figura 5.2
En contraste con la distribución subsuperficial de temperatura, la distribución de la salinidad subsuperficial muestra mínimos intermedios. Ellas se conectan con la formación de masas de agua en los Frentes Polares, donde la precipitación es alta; los detalles serán discutidos más adelante en el curso. A muy grandes profundidades, la salinidad aumenta otra vez porque el agua cerca del fondo oceánico se origina de las regiones polares donde se hunde durante el invierno; el congelamiento durante el proceso aumenta su salinidad.
La luz y el sonido son dos portadores principales de información usados en la comunicación humana y animal. En tierra, el sonido se atenúa sobre distancias mucho más cortas que la luz, lo cual hace que sea, por lo tanto, la opción preferida para la comunicación a grandes distancias. La situación opuesta se encuentra en el océano: Mientras que la luz no penetra muy lejos en agua, el sonido puede viajar sobre grandes distancias y por lo tanto es utilizado para varios fines, tales como en el sondeo profundo, en la comunicación, en localización de objetos y mediciones submarinas, por los animales y los semejantes seres humanos. La información detallada sobre la velocidad del sonido (es decir, la velocidad de fase de las ondas acústicas) es esencial para tales aplicaciones.
La rapidez del sonido c es una función de la temperatura T, salinidad S y presión p y varía entre 1400 m s-1 y 1600 m s-1. En el océano abierto c está influenciada por la distribución de T y p, pero no mucho por la de S; decrece con la disminución de la T, p y S. La combinación de la variación de estos tres parámetros con profundidad produce un perfil vertical de la rapidez del sonido, con un mínimo notorio de la rapidez del sonido en la profundidad intermedia: La temperatura disminuye rápidamente en el kilómetro superior del océano y domina el perfil de la rapidez del sonido, es decir c disminuye con profundidad. En las regiones más profundas (más o menos debajo del kilómetro superior) el cambio de temperatura con la profundidad es pequeño y c está determinada por el aumento de la presión con la profundidad, es decir c aumenta con la profundidad. Los cambios verticales de salinidad son demasiado pequeños tener un impacto; pero la salinidad media se determina si c posee un bajo valor (si la salinidad media es baja) o alta (si la salinidad media es alta) en promedio.
Figura 5.3
La figura 5.3 muestra ejemplos de perfiles de la rapidez del sonido. Observe las curvas para el Mar de Weddell y el Mar Mediterráneo: El Mar de Weddell no tiene una estratificación térmica, por lo tanto no existe efecto de la temperatura sobre c. El Mar Mediterráneo demuestra el efecto de la salinidad sobre c: el perfil es similar al de otras regiones tropicales oceánicas, pero la más alta salinidad del Mar Mediterráneo aumenta c en todos los niveles.
Si su navegador Internet utiliza JavaScript usted puede verificar la dependencia de la rapidez del sonido con la temperatura, salinidad y presión con esta calculadora de la rapidez del sonido: Introduzca un valor de temperatura, un valor para la salinidad y un valor para la presión y presione el botón de calcular. Comparando su resultado con los de perfiles de rapidez del sonido de diversas regiones oceánicas (Figura 5.3) y experimentando usted puede tener una idea de como son las temperaturas y salinidades que deben existir en estas regiones para que produzcan las velocidades del sonido observadas.
| Calculadora de la Velocidad del Sonido | ||
| Introduzca sus valores: | ||
| Temperatura (º C): | ||
| Salinidad: | c = m s-1 | |
| Presión (dbar): | ||
Cálculos basados en Fofonoff, P. and R. C. Millard Jr (1983) Algorithms for computation of fundamental properties of seawater.Unesco Tech. Pap. in Mar. Sci. 44, 53 pp.
El sonido se propaga a lo largo de rayos (de la misma manera que lo hace la luz). Así, las leyes de la óptica geométrica se aplican igualmente al sonido.
Puesto que la estratificación en el océano es casi horizontal, la propagación del sonido en la vertical es prácticamente a lo largo de un camino rectilíneo. Esto es el fundamento del sondeo por ecos: La profundidad se puede conocer siempre que se conozca la rapidez media del sonido. Un primer estimado es de 1500 m s-1; existen tablas que proveen las correcciones de c para distintas áreas de los océanos del mundo.
Figura 5.4
La figura 5.4 da ejemplos de recorridos sónicos horizontales. El primer diagrama presenta la propagación del sonido en la profundidad del mínimo de rapidez sónica (generalmente alrededor de los 1000 m de profundidad). Los rayos de sonido se desvían de regreso hacia la profundidad del mínimo de rapidez del sonido y viajan grandes distancias en esa profundidad (estos rayos pueden atravesar todos los océanos). El canal sónico se conoce como el canal SOFAR (Por sus siglas en inglés, SOund Fixing And Ranging). Antes de la introducción del Sistema de Posicionamiento Global (Por sus siglas en inglés, Global Positioning System, GPS) el canal SOFAR se usó para localizar barcos y aviones en situación de auxilio, y para el seguimiento de flotadores (con dos o más receptores) en el estudio de las corrientes oceánicas. El segundo diagrama presenta una situación donde la capa mezclada de temperatura uniforme (típicamente cerca de 100 m de grosor) se encuentra encima de la estratificación normal de la temperatura. En este caso la rapidez del sonido aumenta debajo de la superficie, debido al aumento en la presión antes de que la disminución normal debido a la temperatura asuma el control. El máximo de la rapidez del sonido que resulta en la profundidad en la cercanía de los 100 m de profundidad, crea una zona de sombra, puesto que todos los rayos de sonidos se desvían alejándose de esa profundidad.
Justus von Liebig descubrió lo que se ha conocido como la "Ley Mínima" de la agricultura, que dice, la productividad del ecosistema está limitada por el alimento que se agota primero. En tierra, el elemento limitante es ya sea el fósforo, el nitrógeno o el potasio (dependiendo de tipo del suelo). En el océano los elementos limitantes son:
Figura 5.5
fósforo(como fosfato orgánico e inorgánico)
nitrógeno(como nitrato, nitrito y amonio)
silicio(como silicato)
Sobre la tierra los nutrientes se incorporan al suelo mediante la descomposición de la materia orgánica muerta. En los océanos la incorporación de nutrientes por las plantas (fitoplancton) tiene lugar en la zona eufótica (la capa superficial hasta donde alcanza la luz). La mayoría de los nutrientes se eliminan de la zona eufótica y se transfieren hacia los océanos más profundos a medida que se hunden los organismos muertos (detrito). En las capas más profundas la materia orgánica se remineraliza, es decir los nutrientes vuelven al medio en forma de solución. Este proceso requiere oxígeno. De manera que
Figura 5.6
El oxígeno y los nutrientes están vinculados en un ciclo de incorporación y descarga, de manera que una razón fija de sus concentraciones se encuentra en las aguas oceánicas abiertas:
| UAO : C : N : F = | 212 | : | 106 | : | 16 | : | 1 | en peso atómico |
| = | 109 | : | 41 | : | 7.2 | : | 1 | en gramos |
UAO (Utilización Aparente del Oxígeno) = concentración de saturación - concentración observada
C = Carbono N = Nitrógeno F = Fósforo
Las últimas tres décadas del siglo pasado han visto grandes progresos en la comprensión de la química del océano, y de allí que ahora se entienda que fosfato, nitrato y silicatos no son los únicos nutrientes limitantes del crecimiento en el océano. En más del 40% de las regiones oceánicas el crecimiento biológico está limitado por el suministro de hierro (fe). La razón de esta diferencia entre los ecosistemas terrestres y marinos se encuentra en la evolución temprana de la Tierra.
Como se describió en la clase introductoria, la composición de la atmósfera es el resultado de la presencia de vida sobre la Tierra (compare la figura). Las primeras formas de vida en desarrollarse (los procariótidos, que son, básicamente, nada más que moléculas rodeadas por una membrana y una pared celular) encontraron una atmósfera que principalmente se componía de dióxido de carbono (CO2). Estas utilizaron los elementos químicos disponibles en el océano para el almacenaje, transporte y transferencia de energía. El hierro es uno de los elementos más abundantes y llegó a ser esencial para muchas funciones celulares.
El advenimiento de la fotosíntesis en las plantas cambió dramáticamente la distribución relativa de C, O y del Fe. A medida que el nivel de oxígeno de la atmósfera incrementaba, el oxígeno fue reducido inicialmente por el hierro disponible, creando extensos depósitos de óxido ferroso en la corteza terrestre. Eventualmente la fuente de hierro libre se agotó y comenzó la acumulación de oxígeno que permitió la evolución de formas de vida más altas. Pero aún la vida marina primitiva requiere del Fe para sus funciones celulares, y ésto explica porqué en el océano el hierro es un elemento limitativo adicional y en muchas situaciones el factor limitador. Los experimentos de campo han demostrado que la productividad oceánica aumenta dramáticamente cuando el hierro se agrega a la zona eufótica.
