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El Sol de nuestro sistema solar 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).

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 im- portancia 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.

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Rango de longitud de la radiación solar.

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Rango de longitud de la radiación solar.

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La radiación solar cubre un rango de longitudes  de onda que se extiende desde rayos gamma (l ≈ 10–12 m) hasta ondas de radio (l ≈ 104 m). No obstante, el Sol, con una temperatura superficial muy elevada (5.800 K), emite la mayor parte de la radiación en forma de longitudes de onda corta, desde el ultravioleta hasta el infrarrojo próximo (100 – 3.000 nm), con un máximo hacia el valor de 500 nm, en la región azul-verde del rango visible.

El espectro de radiación solar acumula algo más del 40 % de la energía en el rango de la radiación visible, una proporción algo mayor en el infrarrojo (IR) y menos del 10 % en forma de radiación ultra- violeta (UV).

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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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En comparación con el radio de la Tierra (6.400 km) el espesor de la atmósfera es muy pequeño: en apenas 30 km está contenido el 90 % de la masa atmosférica cuya composición química fundamental ya conocemos. El perfil térmico de la atmósfera muestra la existencia de varias capas [8,10] con tendencias térmicas cambiantes. En la troposfera (0 a ~10-15 km), donde tienen lugar los fenómenos meteorológicos comunes, la temperatura decrece con la altitud a razón de 6,5 °C km–1. El descenso de la temperatura con la altitud es debido, en parte, a la expansión que sufre el aire con la disminución.

La dependencia entre la cantidad de radiación absorbida en superficie y la latitud hace que ésta sea una de las principales fuentes de variabilidad del perfil de temperatura. En latitudes bajas no hay enfriamiento invernal por lo que la termoclina estacional se hace permanente. Por el contrario, en latitudes altas la termoclina permanente es débil o inexistente, pudiendo desarrollarse una termoclina estacional en verano.

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La difusión molecular es la mezcla espontánea y lenta de una sustancia en otra causada por el movimiento aleatorio de moléculas y que tiende a producir uniformidad de concentración. Pensemos en un gradiente vertical de concentración de alguna propiedad química como la salinidad; podríamos expresar la difusión vertical como Flujo = –DM dC /dz donde dz indica el eje vertical en el que se estable- ce el gradiente en cuestión. En esta formulación, si C se expresa en kg m–3, las unidades de flujo serán kg m–2 s–1 y las del coeficiente de difusión molecular, DM, serán m 2 s–1 o, lo que es lo mismo, DM tendrá dimensiones [L2T–1].

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Estratificación y mezcla vertical en lagos: el ciclo térmico.

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Estratificación y mezcla vertical en lagos: el ciclo térmico.

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La estructura térmica de un lago y su patrón de variación temporal son probablemente las características principales de este sistema acuático, y son determinantes del contenido energético (coloquialmente contenido calórico) en un momento dado y del balance de calor durante 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 determinada profundidad. Cuando el trabajo realizado por los agentes que generan turbulencia ya no puede superar la resistencia ofrecida por la propia termoclina (que también representa un gradiente de densidad), el flujo de calor cesa y la termoclina se estabiliza a una determinada profundidad

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3.3. DENSIDAD Y ESTABILIDAD EN ATMÓSFERA Y OCÉANOS.

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3.3. DENSIDAD Y ESTABILIDAD EN ATMÓSFERA Y OCÉANOS.

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La estabilidad de un fluido depende de la distribución de densidades dentro de dicho fluido. Así, diremos que es estable si ocurre que al desplazar masa de aire posee características de temperatura y humedad uniformes a escala horizontal de cientos a miles de kilómetros y a escala vertical de algunos miles de metros, características adquiridas en sus zonas de origen y que se van modificando conforme la masa de aire viaja y se mezcla con otras diferentes. Dichas características dependen del ambiente terrestre o marino sobre el que discurren y se clasifican de acuerdo con su fuente o área de origen). En el océano, las características que identifican una masa de agua son su temperatura y salinidad, cuyos perfiles verticales suelen aparecer combinados en el llamado diagrama T-S [3, 9, 28, 29], verdadero.

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3.3. DENSIDAD Y ESTABILIDAD EN ATMÓSFERA Y OCÉANOS.

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Caracterización de masas de aire y de agua.

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Caracterización de masas de aire y de agua.

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El estudio de la atmósfera y del océano reposa sobre el concepto o unidad común de masa (de aire o agua) aunque los elementos empleados para su caracterización sean, lógicamente, diferentes.

La movilización y mezcla de diferentes aguas tipo generan las masas de agua identificadas mediante perfiles T-S específicos. De hecho, la temperatura y la salinidad se definen como propiedades conservativas porque, una vez que la masa de agua se separa del contacto con la atmósfera, los valores adquiridos sólo se modifican mediante la mezcla física con otras masas de agua de características diferentes, algo que no podríamos asumir para propiedades afectadas por procesos biológicos en el interior de la masa de agua, como el oxígeno y los procesos asociados de fotosíntesis y respiración.

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3.3.1. Caracterización de masas de aire y de agua

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Como fluidos que son, atmósfera y océano comparten muchas propiedades. Tienen, sin embargo, una diferencia fundamental, y es la compresibilidad o capacidad de cambio de volumen ante la aplicación de una determinada presión. Los gases son típicamente compresibles mientras que los líquidos son prácticamente incompresibles.

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Dada la casi nula compresibilidad del agua, son temperatura y salinidad las determinantes de la densidad del agua marina. La densidad aumenta ligeramente con el incremento de presión, pero sobre todo con el aumento de salinidad y disminución de temperatura. La variación de densidad en la columna de agua es muy pequeña numéricamente (1.021 a 1.070 kg m–3 entre 0 y 10.000 m de profundidad) y es necesario tener en cuenta las cifras decimales para la caracterización precisa de la densidad y, consecuentemente, de estabilidad.

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En la atmósfera de un planeta sin rotación, la transferencia de calor desde el ecuador hasta los polos tendría lugar en una única célula de circulación que transportaría aire cálido desde los trópicos hacia los polos en niveles altos de la atmósfera, y se cerraría con el transporte superficial de aire frío desde los polos hacia el ecuador siguiendo una trayectoria perpendicular a los paralelos. Sin embargo, la rotación de la Tierra, la inclinación de su eje de rotación y el desigual reparto de las masas continentales entre ambos hemisferios complican el transporte de calor, formándose tres células [10, 27, 28]: célula Hadley, que domina los climas tropicales y subtropicales; célula Ferrel en latitudes medias y célula Polar. El efecto de la fuerza de Coriolis deforma la estructura de las tres células y genera la aparición de tres cinturones de viento en cada uno de los hemisferios: los vientos alisios en los trópicos, los vientos predominantes del Oeste en latitudes medias y los vientos polares del Este.

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Patrones globales de circulación en atmósfera y océano.

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Patrones globales de circulación en atmósfera y océano.

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La energía solar mantiene, directa o indirectamente, la circulación en la atmósfera y el océano. En ambos casos, las diferencias espaciales de temperatura y, en última instancia, de densidad provocadas por el desequilibrio latitudinal en el balance de radiación promueven la dinámica de las masas de fluido hacia una situación de equilibrio imposible de alcanzar debido al suministro incesante de energía desde la fuente solar. En cualquier caso, esta situación de desequilibrio se mantiene en estado estacionario gracias al transporte de calor facilitado por la atmósfera y el océano.

La circulación en el océano está promovida por cambios en la densidad como consecuencia de la interacción atmósfera-océano, y por el efecto del viento soplando sobre la superficie del océano. El término circulación termohalina se utiliza para referirse al movimiento del agua que tiene lugar cuando su densidad cambia como consecuencia del enfriamiento o del incremento de la salinidad. La manifestación más importante de la circulación termohalina, por su implicación en el clima y en la reoxigenación de las aguas profundas, es lo que se conoce como la «cinta transportadora del océano».