Propiedades físicas del agua del mar y su distribución en los océanos

Oceanografía física. Cincias del mar. Salinidad. Distribución en los océanos. Densidad

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Bloque B

Propiedades físicas del agua de mar y su distribución en los océanos

TEMA 4

SALINIDAD

. La Temperatura y la salinidad son factores externos, debidos a varios motivos:

. Insolación, evaporación, precipitación.

. Mezcla de aguas oceánicas

. La definición de salinidad es: medida de la cantidad de material disuelto (en g.) en la unidad de masa de agua de mar (1 kg.).

. La variabilidad de sal disuelta es pequeña, por lo que hay que prestar atención especial a definir la salinidad de forma precisa y práctica.

El símbolo ‰ se lee "partes por mil". Un contenido salino del 3,5% es equivalente a 35 ‰, ó 35 gramos de sal por kilogramo de agua de mar.

. Necesidad de determinar las diferencias de salinidad del orden de 10-5a 10-6, para identificación de las masas de agua, …. como consecuencia han existido diferentes definiciones de S a lo largo de la historia, función de la forma en que se ha medido en cada momento.

. Agua superficial oceánica, el rango de S es mayor que en aguas profundas (¿porqué?): 33 < S < 37(si se incluyen regiones costeras, 28 < S < 40).

Brackish water(S < 25)

Aguahipersalina(S > 40)

Tabla con los principales elementos del agua de mar.

Constancia en la composición del agua de mar:

. Para la mayoría de los iones de la tabla anterior se verifica laconstancia en la composición del agua de mar:la cantidad total de los principales iones disueltos puede cambiar de un lugar a otro del océano, pero sus proporciones relativas permanecen prácticamente constante.

. Excepciones a esta generalización: calcio, …

. Cambios en las condiciones locales (mares semicerrados, estuarios, fiordos, región del fondo, actividad volcánica submarina, …

2.- Salinidad

1 .-Inicialmente, S se definió como “la cantidad total de material disuelto (g) en 1 kg de agua de mar”

Definición no útil por imposibilidad práctica de medir el material disuelto

2.-Definición posterior del InternationalCouncilfortheExplorationoftheSea (1902), era definición difícil de utilizar de forma rutinaria “Cantidad total de materiales sólidos en gramos disueltos en 1kg de masa de agua cuando todos los carbonatos han sido convertidos a óxidos, los bromuros y haluros han sido reemplazados por cloros y toda la materia orgánica oxidada”

3.-Definición a partir de la determinación de sus constituyentes (p. e. clorinidad), pues el cloro es fácil de medir en la práctica de forma precisa a partir de un simple análisis químico.

Relación empírica:

S (‰) = 1.80655 Cl(‰)

Ésta e sla relación que recomend óel Joint Panel on Oceanographic Tables and Standards

CLORINIDAD: Concentración de cloruros en agua de mar (‰) asumiendo que los bromuros y ioduros han sido sustituidos por cloruros

4.-Medida de la S en base a la conductividad eléctrica de la muestra de agua

5.- Practical Salinity Scale,1978 (PSS-78)

Es la definición oficial de la S que se usa en la actualidad, s emide en psu(practicalsalinityunits)

(donde la solución standard de KC ltiene concentración 32.4356 g/Kg

S (psu) = 0.0080 -0.1692 K151/2+ 25.3851 K15+ 14.0941 K153/2-7.0261 K152+ 2.7081 K155/2

K15= conductividad de la muestra de agua / conductividad de solución standardde KCl

K15= C (S,15 ,0) / C (KCl,15 ,0)

S = f(K15)(ecc. 3.4 Open University)

  • Recomendación de grupo de trabajo de SCOR, salinidad sin unidades y no psu

  • S media de las aguas oceánicas 34.7 psu

2.1. - Distribución de la salinidad del agua de mar en la superficie de los océanos

- distribución de las isohalinas tiende a ser zonal

- variaciones locales en S superficial(zonas de desembocaduras de ríos aporte de agua dulce, lagos y mares semicerrados en bajas latitudes donde E ↑↑)

- máximos superficiales hacia latitudes medias, donde E es alta

- disminuyendo hacia ecuador (por la alta precipitación) y hacia latitudes altas (por deshielos que representan un aporte de agua dulce con lo que la S disminuye)

Relación entre salinidad evaporación y precipitación:

2.2.- Distribución de la salinidad del agua de mar con la profundidad

a) En contraste con la distribución subsuperficial de temperatura, la distribución de la salinidad subsuperficial muestra mínimos intermedios. Se relacionan con la formación de masas de agua en los Frentes Polares, donde la precipitación es alta; (se discutirá en el bloque dedicado al estudio de las M.A)

b) A profundidades muy grandes, 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.

1.En las regiones subpolares la S es más pequeña en la superficie y aumenta regularmente con la profundidad

2. En las regiones subtropicales, la baja salinidad que se tenía en altas latitudes se localiza ahora a cierta profundidad (hacia los 500 -1000 m) y las aguas superficiales son más salinas debido a la evaporación en las regiones subtropicales

3. Los perfiles de S de las otras cuencas oceánicas son similares

Resultados del aprendizaje

1.definir la salinidad y los factores de los que depende

2.conocer la relación existente entre la salinidad y la conductividad eléctrica del agua de mar

3.saber las razones por las que ha cambiado la definición de S alolargo del tiempo

4.conocer qué es la constancia de la composición del agua de mar yen qué consiste

5.conocer la distribución cualitativa de la salinidad en la superficie y los procesos de los que depende en las distintas áreas

6.conocer el comportamiento de la salinidad en la vertical en los distintos océanos y en las distintas regiones de los mismos, as ícomo los mecanismos por los que se produce tal variación

TEMA 5

DENSIDAD

1.- Introducción

- Importancia del campo de densidades en el océano:

Estática / dinámica de las aguas oceánicas.

Procesos químicos, físicos y biológicos en el océano.

- Símbolo:

ρ (rho)

- Dimensiones:

[ρ]= [M]/[L]3

- Unidades:

Kg m-3 (SI), g cm-3 (CGS),

- Ecuación de estado del agua de mar

ρ = f (T, S, p).

- Importancia de la ecuación de estado:

ρ es calculada a partir de medidas de T, S y p

CTD, instrumento que mide a la vez

conductividad (y por tanto salinidad),

temperatura y profundidad a medida

que desciende en la columna de agua

2.- Efectos de la salinidad, temperatura y presión sobre la densidad

Variación de la densidad con la salinidad

- Efecto directo.

. A medida que S aumenta (↑) ⇒ ρ aumenta (↑)

Otros efectos importantes de la salinidad

-La salinidad (S) modifica la temperatura a la cual el agua se congela (Tcon).

. A medida que S aumenta (↑) ⇒ Tcon disminuye (↓)

-La salinidad (S) cambia la temperatura a la cual la densidad del agua es máxima (Tmax).

. A medida que S aumenta (↑) ⇒ Tmax disminuye (↓)

- Al aumentar S (↑) ⇒ Tmax disminuye más rápido (↓ ↓) que Tcon (↓ ).

. Para S < 24.7 ⇒ Tmax es superior Tcon

. Para S > 24.7 ⇒ Tcon es superior Tmax

Variación de la densidad con la temperatura

- Para S<24.7 alcanza la Tmax antes de congelar

.Para T> Tmax : Si T (↓) ⇒ ρ (↑). Para T< Tmax : Si T (↓) ⇒ ρ (↓)

. Dependiendo de S ⇒ Tmax está comprendido entre [-1.33ºC, 4ºC]

- Para S>24.7 el agua congela antes de alcanzar la Tmax

.A medida que T disminuye (↓) ⇒ ρ aumenta (↑)

Variación de la densidad con la presión

- La presión p aumenta con profundidad z (Ecuación Hidrostática)

.Si z aumenta en un metro (m) ⇒ p aumenta en un decibar (dbar)

- El agua de mar es compresible ⇒ Dos efectos contrapuestos

1. Si p (↑) ⇒ Las moléculas de agua se agrupan más ⇒ ρ (↑).

2. Si p (↑) ⇒ T (↑) ⇒ ρ (↓).

Comparación cuantitativa de los efectos de T y S sobre ρ

-Una variación de S de 1ppm (ΔS=1 ppm) tiene más efecto que una variación de T de 1ºC (ΔT=1ºC) en la densidad ρ

. Si ΔS =1 ppm ⇒ Δρ=0.001 g cm-3

. Si ΔT =1ºC ⇒ Δρ comprendida entre 0.00005 y 0.00035 g cm-3

- Sin embargo, rango de valores de T en el océano > rango de S

. Rango de T ⇒ [-2ºC, 28ºC] ⇒ Δρ =30 x 0.0002 = 0.006 g cm-3

. Rango de S ⇒ [33, 37] ⇒ Δρ = 4 x 0.001 = 0.004 g cm-3

- Como consecuencia

. T controla las variaciones de ρ en latitudes medias y bajas cerca de la superficie ⇒ donde T varía rápidamente con z

. S controla las variaciones de ρ en latitudes altas cerca de la superficie ⇒ donde T no varía mucho con z

Comparación cuantitativa de los efectos de T y S sobre ρ

- Fijamos S=35 y tomamos los puntos ab y cd a distintas T.

. Entre a (25ºC) y b (20ºC) (ΔT =5ºC) ⇒ Δρ=0.0012 g cm-3

. Entre c (5ºC) y d (0ºC) (ΔT =5ºC) ⇒ Δρ=0.0004 g cm-3

- Los cambios de T (ΔT ) afectan más a Δρ a bajas latitudes (T alta) que a altas latitudes (T baja).

- Los cambios de S (ΔS ) afectan por igual a Δρ.

Rango de valores de ρ

Valores de ρ según N. Wells, “The Atmosphere and Ocean: a Physical Introduction”

3.- Densidad in situ. Otras formas de definir la densidad

Temperatura potencial

- El agua de mar es ligeramente compresible ⇒ Si p o z (↑) ⇒ T (↑)

- Puede ocurrir que a grandes profundidades se observe un aumento de T con la profundidad z (como en el perfil de la figura)

. Este valor de la temperatura que incluye el efecto de la presión se denomina Temperatura in-situ ⇒ T

. Puede dar lugar a interpretaciones erróneas.

La sección de Mindanao parece indicar que una masa de agua fría se desplaza a una región de agua más cálida.

.Sin embargo esto se debe al efecto de p sobre T

- Otra forma de definir la temperatura ⇒ Temperatura potencial (θ)

. Es la temperatura que tendría una parcela de agua si fuera movida adiabáticamente desde su nivel de presión original a otra presión

. θ no incluye el efecto de p sobre la temperatura ⇒ Debe usarse cuando se comparan muestras de agua de profundidades muy distintas

. Se observa que θ ≤ T

Densidad in-situ

- La densidad tal como la hemos definido se denomina densidad in situ ⇒ ρS,T,p

. Rango de valores de ρS,T,p

• En superficie ⇒ ρS,T,p = 1025 kg m-3

• En el fondo ⇒ ρS,T,p = 1075.70 kg m-3

. En los valores de ρS,T,p varían las cuatro últimas cifras

Sigma in-situ

- Esto ha dado otra definición de densidad, sigma in situ (o anomalía de la densidad) ⇒ σS,T,p

. Se define σS,T,p como:

σS,T,p = (ρS,T,p - 1000) kg m-3

Rango de valores de σS,T,p

• En superficie ⇒ σS,T,p = 25 kg m-3

• En el fondo ⇒ σS,T,p = 75.70 kg m-3

Sigma-t

- σS,T,p incluye el efecto directo de la compresibilidad en la densidad

- Otra definición de densidad es sigma-t ⇒ σt = σS,T,0

. σt es la densidad de la muestra cuando la presión total sobre ella ha sido reducida a la atmosférica (p=0)

σt = σS,T,0 = (ρS,T,0 - 1000) kg m-3

. σt elimina los efectos directos de p sobre la densidad.

. Sin embargo, σt emplea T en vez de θ ⇒ incluye el efecto indirecto de la compresibilidad sobre la densidad (a través de la temperatura).

. Puede dar lugar a interpretaciones erróneas.

. El perfil de Mindanao parece indicar una situación inestable con agua más densa situada

sobre agua menos densa.

Sigma-theta

- Otra definición de densidad es sigma-theta ⇒ σθ = σS,θ, 0

. σθ elimina los efectos directos e indirectos de p sobre la densidad al usar la temperatura potencial θ en vez de T

. σθ es la densidad de la muestra cuando la presión total sobre ella ha sido reducida a la atmosférica (p=0) y ha sido subida adiabáticamente

  • θ además resulta útil cuando se quiere trazar o seguir una masa de agua on unas características de S y θ determinadas ⇒ Diagrama T-S

Volumen específico.

- volumen específico (α) se define como ⇒ α = 1/ρ

. Si ρ = f(S,T,p) ⇒ α = f(S,T,p)

- El volumen específico in situ (αS,T,p) se define:

αS,T,p = 1/ρ S,T,p donde ρ S,T,p ⇒ densidad in-situ

- El volumen específico standard (α35,0,p) es el que se obtiene al hacer

S=35, T=0ºC y p la presión a la que es tomada la muestra

Anomalía del volumen específico.

- La anomalía del volumen específico (δ) se define

δ = αS,T,p - α35,0,p ⇒ αS,T,p = α35,0,p + δ

- δ se suele expresar como

δ = δS + δT + δS,T + δS,p + δT,p + δS,T,p

Anomalía termostérica.

- La anomalía termostérica (ΔS,T) se define como ΔS,T = δS + δT + δS,T

. ΔS,T es el valor de δ que se obtendría si el agua fuera llevada adiabáticamente desde su nivel de presión hasta la presión atmosférica

. ΔS,T se emplea en ocasiones en vez de σθ

4.- Ecuación de estado del agua de mar

Relaciona la densidad del agua de mar con S, T y p ⇒ ρ = f(S,T,p)

Ecuación empírica

La primera ecuación de estado se debe a Forch, Knudsen y Sörensen (1902) ⇒ Usaron medidas directas de densidad, temperatura y salinidad (clorinidad)

Posteriormente Ekman (1908) modifica la ecuación ⇒ Incorpora los efectos de compresibilidad del agua de mar.

Basada en datos más precisos Millero y Poisson (1980) introducen una nueva ecuación de estado llamada EOS-80 (Equation of State of Seawater) ⇒ La densidad aparece como función de T, S (medida

con PSS-78) y p

Expresión de EOS-80.

ρ(S,t,0) ⇒ Es la densidad del agua a la presión standard (atmosférica)

K(S,t,p) ⇒ Es el módulo de compresibilidad

5.- La distribución de la densidad en la superficie del océano

Estos valores de densidad están controlados por S y T

Valores mínimos en el Ecuador (22 kg m-3)

Se incrementan hasta superar 26-27 kg m-3 al llegar a 50 o 60º de latitud.

Más allá decrece ligeramente.

Densidad superficial del Océano Atlántico e Índico

  • Isopicnas ⇒ líneas de igual densidad

  • Distribución zonal caproximada ⇒ Isopicnas cen dirección E-O

6.- La distribución de la densidad en el interior del océano

La densidad se incrementa con la profundidad de modo no uniforme.

- En latitudes medias y Ecuador

1. Entre 0 y 100-300 m ⇒Capa superficial de densidad constante ⇒ Capa de mezcla

2. Hasta 500-1000 m ⇒ Capa de rápido incremento de la densidad ⇒ Picnoclina

3. Debajo la densidad varía lentamente con la profundidad y más allá de 2000 m es casi constante (≈27.9 kg m-3).

'Propiedades fsicas del agua del mar y su distribucin en los ocanos'

- En latitudes altas

1. En superficie σθ supera el valor de 27 kg m-3

2. Menor incremento de la densidad con la profundidad ⇒ Picnoclina menos clara

3. Debajo la densidad es casi constante (≈27.9 kg m-3).

- Esta alta densidad del agua se debe a que

1. Al congelarse deja atrás su contenido en sales.

2. La disminución de T hace aumentar la densidad

- Esta alta densidad también se observa en zonas más cálidas donde una evaporación muy alta ⇒ Incremento de densidad

- Mares semicerrados (Mar Mediterráneo, Mar Rojo, Mar de Arabia….)

Sección meridional de densidad en el océano

- Las isopicnas en las capas superiores son cóncavas hacia arriba.

. σθ aumenta hacia altas latitudes y en profundidad

- Las mayores variaciones de σθ con la profundidad se producen en los primeros 1000-2000 m en latitudes medias y bajas (22 a 27.8 kg m-3). Son producidas por variaciones de T.

- Por debajo de 2000 m el rango de σθ es menor (27.8 a 27.95 kg m-3)

7.- Estabilidad y estratificación de las aguas oceánicas.

Estabilidad de las aguas oceánicas

- La variación de la densidad con la profundidad determina la estabilidad o disposición a ser movido verticalmente del océano.

. Si hay fluido ligero situado sobre otro más pesado ⇒ No habrá tendencia para que el movimiento vertical tenga lugar (agua estable)

. Si hay fluido pesado sobre fluido ligero ⇒ El pesado tenderá a bajar y el ligero a subir (agua inestable)

- Una medida de estabilidad viene dada por:

Movimientos verticales a gran escala

- En latitudes bajas y medias se hallan impedidos por la presencia de la picnoclina ⇒ Gran contraste de densidad entre la capa superior ligera y la del fondo más densa ⇒ Situación altamente estable

- En latitudes altas o polares picnoclina menos evidente ⇒ Poco contraste de densidad y en ocasiones el agua más densa está sobre la menos densa ⇒ Situación inestable

Movimientos verticales en la capa superior oceánica

- En latitudes medias en la capa superior del océano ocurre:

. Marzo: Capa superior isotérmica ⇒ Estabilidad neutra

. Mayo: Aumenta T en superficie (mayor radiación) ⇒ Ligera estabilidad

. Junio - Agosto: Agua superficial muy cálida ⇒ Gran estabilidad

. Septiembre: Comienza enfriamiento ⇒ Inestabilidad

. Noviembre: Continua la tendencia anterior ⇒ Inestabilidad

. Enero: Disminuye el enfriamiento ⇒ Ligera Inestabilidad

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