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Masa de viento tiene propiedades de temperatura y humedad uniformes a escala horizontal de centenares a una cantidad enorme de kilómetros y a escala vertical de ciertos una cantidad enorme de metros, propiedades adquiridas en sus regiones de procedencia y que se van modificando acorde la masa de viento viaja y se mezcla con otras diferentes. En el mar, las propiedades que identifican una masa de agua son su temperatura y salinidad, cuyos perfiles verticales acostumbran aparecer combinados en el denominado diagrama T-S, verdadero archivo de identidad de la masa de agua. En su área de procedencia, una masa de agua consigue sus propiedades de temperatura y salinidad una vez que está en área, en contacto con la atmósfera, por medio de una secuencia de procesos como son el trueque neto de calor con la atmósfera, la evaporación y la dilución. Estas características son uniformes a lo largo del perfil vertical debido a intensos procesos de mezcla vertical: el diagrama T-S es entonces un punto y la masa de agua obtiene el nombre de agua tipo.

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Caracterización de masas de viento y de agua El análisis de la atmósfera y del mar reposa sobre el término o unidad común de masa (de viento o agua) aunque los recursos empleados para su caracterización sean, lógicamente, diferentes.

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Contenido calórico y balance de calor de un lago La proporción de calor que un lago puede aspirar y la temperatura máxima que puede conseguir permanecen parcialmente determinados por el clima, el sector de el área disponible para el trueque de calor y la masa de agua disponible para guardar el calor. De esta forma, el contenido en energía interna del agua o, dicho comúnmente, el calor Qz contenido en una lámina de agua, es dependiente de la temperatura, la capacidad calorífica del agua y la masa total de agua. Como la proporción de agua contenida en cada estrato de hondura cambia con la topografía del lago, el contenido calórico total QL se calcula como: QL = ∑Qz = ∑TzAzhz r c donde z, Tz, Az y hz son, respectivamente, la hondura, la temperatura, el sector y el grosor de cada estrato, siendo r la densidad del agua (1 gramo cm–3) y c su calor específico (1 cal g–1 °C–1). De esta forma, el balance térmico anual de un lago es la diferencia entre los valores máximos y mínimos de QL medidos durante un periodo térmico anual. B = QLmáx – QLmín A0 Como ejemplo, los lagos monomícticos de regiones templadas absorben a lo largo de la primavera y el verano la misma proporción de calor que liberan a la atmósfera a lo largo de el otoño e invierno y, de un modo parecido a como pasa en el mar, los enormes cambios estacionales en el calor ganado y perdido argumentan la capacidad amortiguadora de los enormes lagos sobre el clima local en las zonas templadas.

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Estratificación y mezcla vertical en lagos: el periodo térmico La composición térmica de un lago y su jefe de alteración temporal son posiblemente las propiedades primordiales de este sistema acuático, y son determinantes del contenido energético (coloquial- mente contenido calórico) en un rato dado y del balance de calor a lo extenso de un intervalo dado, respectivamente. El resultado final del flujo de calor hacia el interior de la columna de agua es la formación de una termoclina a una cierta hondura.

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Flujo de calor: estratificación y mezcla vertical en el medio acuático La absorción de radiación, así sea por el área sólida de la corteza o por el área del mar, involucra una más grande agitación de las moléculas, un aumento de la energía cinética que se declara en un crecimiento de la temperatura, cuyo costo es inversamente proporcional al calor específico de la sustancia: c = 1 m dQ dT

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Composición térmica de atmósfera y mar Comparativamente con el radio de la Tierra (6.400 km) el espesor de la atmósfera es bastante diminuto: en apenas 30 km está contenido el 90 % de la masa atmosférica cuya estructura química importante ya conocemos. El perfil térmico de la atmósfera muestra la vida de numerosas capas con tendencias térmicas variables. En segundo sitio, la proporción de vapor de agua como depósito de calor latente reduce con la altitud. La estratopausa marca el principio de la mesosfera, una capa que tiene unos 40 km de espesor y un perfil térmico decreciente hasta conseguir la meso- pausa, nueva discontinuidad que marca el principio de la termosfera, que se prolonga hasta unos 500 km de altitud y donde la temperatura vuelve a incrementar hasta conseguir temperaturas de diversos cientos de grados. Si la atmósfera es una fina capa de fluido comparativamente con el radio terrestre, más todavía lo es el mar, cuya hondura media es de unos 4 km y una hondura máxima de casi 11 km en la fosa de Las Marianas (Filipinas). El perfil me otorgó de temperatura en el mar muestra la realidad de una capa superficial de temperatura homogénea (capa de mezcla), una extensa región de disminución suave de temperatura con la hondura que engloba diversos cientos de metros (termoclina), y una extensa región que alcanza las máximas profundidades y en la que la temperatura sigue de- creciendo bastante delicadamente hasta valores de unos 2 °C. Esta composición cambia a escala espacial (diferencias entre mares y, en éstos, con la latitud) y temporal, por lo cual el perfil de la figura únicamente sirve para la identificación de los aspectos que tenemos la posibilidad de tener en cuenta permanentes en el mar, cuyo origen y variabilidad iremos presentando en las páginas siguientes.

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Origen y evolución de atmósfera y océano 

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Origen y evolución de atmósfera y océano 

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La excentricidad de la órbita que sigue la Tierra alrededor del Sol, la inclinación del eje de rotación del planeta, la precesión y la oscilación del plano de la elíptica, sin olvidar los cambios en la propia actividad solar, son factores que marcan la variabilidad espacial y temporal de la radiación recibida sobre la superficie terrestre. De momento, sin embargo, vamos a asumir el valor promedio antes citado. En su viaje a través de la atmósfera hacia la superficie terrestre (océanos y continentes), esta cantidad de radiación de onda corta (340 W m–2) sufre una serie de modificaciones cualitativas y cuantitativas debido a procesos de dispersión, reflexión y absorción. Las partículas en suspensión contribuyen a la dispersión de la radiación en una compleja interacción entre el tamaño de las partículas y la longitud de onda que sigue la ley de Rayleigh. Una porción (figura 3.2) se pierde por reflexión dentro de la atmósfera (~25 %) y sobre la superficie terrestre (~ 5 %), en lo que conjuntamente se conoce como albedo planetario (a). Otra fracción de ~20 % es absorbida selectivamente en la atmósfera: al nivel de las capas altas de la atmósfera se produce la absorción de la radiación ultravioleta que, por su menor longitud de onda y elevada energía, es altamente perjudicial para la organización de las estructuras biológicas, en tanto que en los niveles bajos de la atmósfera es el vapor de agua el principal contribuyente a la absorción de la radiación. La radiación remanente (Qs ~ 50 %) es absorbida en la superficie terrestre, de modo que la cantidad final de energía absorbida conjunta- mente por la atmósfera y la superficie terrestre es ~240 W m

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Origen y evolución de atmósfera y océano 

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Origen y evolución de atmósfera y océano 

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Balance energético del planeta Tierra Para cuantificar la emisión de radiación de los objetos, la teoría cuántica se sirve del llamado cuerpo negro, un objeto ideal que absorbe y emite radiación electromagnética en todas las frecuencias del espectro electromagnético, llegando a un equilibrio en el que la energía absorbida y emitida son iguales. El comportamiento radiactivo del Sol puede considerarse similar al de un cuerpo negro a  la temperatura en superficie de 5.800 K y, de acuerdo con la ley de Stefan Boltzmann, su irradiancia es directamente proporcional a la cuarta potencia de su temperatura absoluta (K = °C + 273), es decir I = s T4 donde s es la constante de Stefan (5,7 10–8 W m–2 K–4), T es la temperatura absoluta de la superficie (5.800 K), e I es la irradiancia (W m–2). La intensidad de la radiación emitida por el Sol (6,4 106 W m–2) disminuye con el cuadrado de la distancia recorrida. Dado que la distancia promedio de la Tierra al Sol es de 150 106 km, una superficie perpendicular a los rayos solares en el exterior de la atmósfera recibe una irradiancia de 1.360 W m–2, cantidad que se denomina constante solar (Q). Como la Tierra es esférica, la irradiancia que alcanza en promedio cada metro cuadrado de la esfera requiere multiplicar el valor de la constante solar por la superficie circular de intercepción o círculo máximo de la esfera (C) y dividir por la superficie de la esfera (4C), lo que resulta en un valor de irradiancia promedio en el margen exterior de la atmósfera de Q/4 = 340 W m–2.

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Origen y evolución de atmósfera y océano 

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Origen y evolución de atmósfera y océano 

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Actualmente, más del 80 % de la masa atmosférica está concentrada en los primeros 10 – 15 km (la troposfera), donde los constituyentes mayores son el nitrógeno (N2, 78 %), el oxígeno (O2, 21 %) y el argón (Ar, 1 %). El dióxido de carbono representa solamente un 0,03 %. La concentración de vapor de agua es muy variable con la altitud y la latitud, pudiendo llegar a representar más del 3 % a nivel superficial sobre el océano tropical. La actividad biológica e industrial aporta diferentes cantidades de otros gases: óxidos de nitrógeno (NOx), amonio (NH4 +), metano (CH4), monóxido de carbono (CO), óxidos de azufre (SOx), sulfhídrico (H2S), etc., que son objeto de modificaciones fotoquímicas y reacciones de hidratación que, a su vez, alteran la composición de la atmósfera, repercuten sobre el lavado de la corteza terrestre, modifican la composición de las aguas naturales, alteran la disponibilidad de nutrientes para las plantas y, en definitiva, ponen en movimiento todo un juego de interacciones a escala global o planetaria cuyo estudio entra de lleno en el campo de la ecología.

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Origen y evolución de atmósfera y océano 

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Origen y evolución de atmósfera y océano 

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Se admite hoy que ambas envolturas fluidas tuvieron un origen común en la actividad volcánica de la primitiva Tierra o, dicho de otro modo, es el resultado de la desgasificación de la corteza terrestre. El análisis de las emisiones volcánicas actuales pone de manifiesto la dominancia del vapor de agua y la presencia de cantidades variables de hidrógeno, compuestos de carbono, azufre, nitrógeno y halógenos, composición que es consistente con la idea del origen secundario de la atmósfera terrestre. Sólo cuando la superficie del planeta comenzó a enfriarse por debajo de 100 °C, hace unos 3.800 millones de años, la condensación del vapor de agua atmosférico permitió el inicio de la formación de los océanos, alcanzando éstos su volumen final en un relativamente corto período de tiempo. La aparición del agua en estado líquido facilitó la disolución de los gases presentes en la atmósfera, disolución que generó compuestos ácidos cuya neutralización mediante reacción con los minerales de la corteza terrestre contribuyó a configurar la composición química de las aguas continentales y oceánicas.

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El Sol se formó hace ~4,6 Ga como consecuencia de la contracción lenta de una nube de gases en rotación, principalmente H y He, bajo la acción de su propia atracción gravitatoria. En su interior tiene lugar la producción de energía mediante la fusión nuclear de H a He siguiendo fundamentalmente una secuencia de reacciones («cadena protón-protón») que comienza con la fusión de dos núcleos de hidrógeno (dos protones), favorecida por las elevadas temperaturas existentes (~15 106 K). En el proceso, uno de los protones transmuta a neutrón (desintegración b) con la formación de un núcleo de deuterio (par protón-neutrón) y la liberación de un positrón (masa igual al electrón e igual cantidad de carga eléctrica pero de signo contrario) y un neutrino (masa ínfima pero no nula y sin carga eléctrica). En el paso siguiente el núcleo de deuterio se fusiona con otro núcleo de hidrógeno para formar el núcleo de un isótopo ligero del helio (dos protones y un neutrón), con liberación de radiación g y energía.

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Por último, la fusión de los núcleos de dos isótopos ligeros de helio produce un núcleo de helio con dos protones y dos neutrones (partícula a), y la expulsión de los dos protones sobrantes con liberación de energía. 1 1H + 1 1H → 12H + e+ + n 1 1H + 1 2H → 23He + g + 5,49 MeV 2 3He + 2 3He → 24He + 11H + 11H + 12,86 MeV Esta fuente solar representa más del 99,9 % de la energía total que recibe la biosfera. La energía geotérmica y la generada por las mareas son otras fuentes de energía que pueden tener una gran importancia a nivel local. Parte de la energía procedente del Sol es absorbida por el planeta, transformándose en energía térmica que determina la estructura y dinámica de las envolturas fluidas. Otra parte es capturada por los organismos fotoautótrofos y transformada en energía química almacenada en forma de biomasa. Los procesos de oxidación biológica o la combustión de la biomasa