Tema8
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GEOGRAFIA FISICA GENERAL • UD8: Balance hídrico del suelo y escorrentía. Los océanos. BALANCE HIDRICO El ciclo hidrológico o ciclo del agua es el proceso de circulación del agua entre los distintos compartimientos de la hidrósfera. Se trata de un ciclo biogeoquímico en el que hay una intervención mínima de reacciones químicas, y el agua solamente se traslada de unos lugares a otros o cambia de estado físico. El ciclo hidrológico comienza con la evaporación del agua desde la superficie del océano. A medida que se eleva, el aire humedecido se enfría y el vapor se transforma en agua: es la condensación. Las gotas se juntan y forman una nube. Luego, caen por su propio peso: es la precipitación. Si en la atmósfera hace mucho frío, el agua cae como nieve o granizo. Si es más cálida, caerán gotas de lluvia. Una parte del agua que llega a la superficie terrestre será aprovechada por los seres vivos; otra escurrirá por el terreno hasta llegar a un río, un lago o el océano. A este fenómeno se le conoce como escorrentía. Otro porcentaje del agua se filtrará a través del suelo, formando capas de agua subterránea, conocidas como acuíferos. Este proceso es la percolación. Tarde o temprano, toda esta agua volverá nuevamente a la atmósfera, debido principalmente a la evaporación Depósito Océanos Volumen Porcentaje (en millones de km³) 1 370 90,40386 Casquetes y glaciares 546 8,90 Agua subterránea 9,5 0,68 Lagos 0,125 0,01 Humedad del suelo 0,065 0,005 Atmósfera 0,013 0,001 Arroyos y ríos 0,0017 0,0001 Biomasa 0,0006 0,00004 La mayor parte de la masa del agua se encuentra en forma líquida, sobre todo en los océanos y mares y en menor medida en forma de agua subterránea o de agua superficial por ejemplo ríos y arroyos. El segundo compartimento por su importancia es el del agua acumulada como hielo sobre todo en los casquetes glaciares antártico y groenlandés, con una participación pequeña de los glaciares de montaña, sobre todo de las latitudes altas y medias, y de la banquisa. Por último, una fracción menor está presente en la atmósfera como vapor o, en estado gaseoso, como nubes. Esta fracción atmosférica es sin embargo muy importante para el intercambio entre compartimentos y para la circulación horizontal del agua, de manera que se asegura un suministro permanente a las regiones de la superficie continental alejadas de los depósitos principales. Depósito Tiempo medio de residencia Glaciares 20 a 100 años Nieve estacional 2 a 6 meses Humedad del suelo 1 a 2 meses Agua subterránea: somera 100 a 200 años Agua subterránea: profunda 10.000 años Lagos 50 a 100 años Ríos 2 a 6 meses Balance hídrico El concepto de balance hídrico se deriva del concepto de balance de materia, es decir, que es el equilibrio entre todos los recursos hídricos que ingresan al sistema y los que salen del mismo, en un intervalo de tiempo determinado. Sintéticamente puede expresarse por la fórmula: Para la determinación del balance hídrico se debe hacer referencia al sistema analizado. Las entradas de agua a la cuenca hidrográfica puede darse de las siguientes formas: - Precipitaciones: lluvia; nieve; granizo; condensaciones; - Aporte de aguas subterráneas desde cuencas hidrográficas colindantes, en efecto, los límites de los acuíferos subterráneos no siempre coinciden con los límites de los partidores de aguas que separan las cuencas hidrográficas; - Transvase de agua desde otras cuencas, estas pueden estar asociadas a: - Descargas de centrales hidroeléctricas cuya captación se sitúa en otra cuenca, esta situación es frecuente en zonas con varios valles paralelos, donde se construyen presas en varios de ellos, y se interconectan por medio de canales o túneles, para utilizar el agua en una única central hidroeléctrica; - Descarga de aguas servidas de ciudades situadas en la cuenca y cuya captación de agua para uso humano e industrial se encuentra fuera de la cuenca, esta situación es cada vez más frecuente, al crecer las ciudades, el agua limpia debe irse a buscar cada vez más lejos, con mucha frecuencia en otras cuencas. Un ejemplo muy significativo de esta situación es la conurbación de San Pablo, en el Brasil; Las salidas de agua pueden darse de las siguientes formas: - Evapotranspiración: de bosques y áreas cultivadas con o sin riego; - Evaporación desde superficies líquidas, como lagos, estanques, pantanos, etc.; - Infiltraciones profundas que van a alimentar aquíferos; - Derivaciones hacia otras cuencas hidrográficas; - Derivaciones para consumo humano y en la industria; - Salida de la cuenca, hacia un receptor o hacia el mar. El establecimiento del balance hídrico completo de una cuenca hidrográfica es un problema muy complejo, que involucra muchas mediciones de campo. Con frecuencia, para fines prácticos, se suelen separar el balance de las aguas superficiales y el de las aguas subterráneas. Aguas continentales Ríos. Características de las aguas fluviales. Hidraulica de limites variables: diagrama de Hjulstrom En los canales fluviales la erosión tiene lugar durante la crecidas y la acumulación cuando desciende el nivel y el agua que transporta el sedimento pierde energía. En cualquier canal se pueden distinguir tres posibles procesos: A) agradación B) degradación C) equilibrio Los tres son el efecto neto de un gran número de ciclos más cortos, cada uno de los cuales incluye erosión y sedimentación. La magnitud relativa de estos dos procesos es lo que determina su resultado a largo plazo. En el plano horizontal, el grado de erosión del canal determina la velocidad potencial d emigración lateral de la corriente. Estas situaciones las estudia la Hidraúlica de limites variables (Rice, 1983), cuya complejidad hace que el trabajo, desde el punto de vista hidraulico se haga en el laboratorio, donde se puede hacer un mayor control de las variables. Se ha prestado especial atención a la determinación de: -la velocidad de erosión crítica -la fuerza de tracción crítica Estas situaciones las estudia la Hidraúlica de limites variables (Rice, 1983), cuya complejidad hace que el trabajo, desde el punto de vista hidraulico se haga en el laboratorio, donde se puede hacer un mayor control de las variables. Se ha prestado especial atención a la determinación de: -la velocidad de erosión crítica -la fuerza de tracción crítica que son valores mínimos de velocidad y fuerza de tracción que se necesitan para poner en movimiento partículas de un tamaño determinado Los cursos de agua no están siempre saturados de materiales móviles: si a la carga límite se le resta la carga efectiva se obtiene la potencia neta. De forma general se establece que la capacidad de erosión, transporte o sedimentación de un río está en función de su potencia neta: POTENCIA NETA (Pn) = POTENCIA BRUTA (Pb) – POTENCIA ABSORBIDA(Pa) Si Pn > 0 al río le sobra energía: erosiona y transporta Si Pn = 0 el río transporta pero no erosiona Si Pn < 0 el río sedimenta El caudal, la velocidad y el tipo de flujo de corriente determina: a)la carga: cantidad de sedimentos que transporta una corriente en un lugar y un momento determinado. Esta puede ser: -carga en fondo (gravas y bloques) -carga en suspensión (arcillas y limos) -carga en disolución (solubles) b)La capacidad: valor teórico de la carga que podría transportar en función de su velocidad, caudal y régimen de flujo c)La competencia: mayor tamaño de partícula que una corriente puede elevar o separar del fondo del cauce G=K(R*J)3/2 G= peso del material en gramos K= parámetros en función de la turbulencia, del peso y del tamaño del material R= radio hidráulico (S/P: sección del cauce/perímetro) J= pendiente superficial Carga, capacidad y competencia condicionan la erosión, transporte y sedimentación. La relación (carga/capacidad) es fundamental para entender la dinámica erosiva y sedimentaria: Si cg/cp > 1 la corriente pierde Energía cinética y en ese momento deposita parte de su carga Si cg/cp < 1 el río aun puede incorporar más carga, siempre que en el lecho mo halla materiales mayores a su competencia Si cg/cp = 1 hay una situación de equilibrio y predomina el transporte La carga límite es la cantidad de material que el río puede evacuar por segundo, sin depositar, y depende de la velocidad. Otros factores que lo condicionan son la profundidad, la pendiente, la turbulencia y la densidad. La carga límite varía con las dimensiones de las partículas: un río que acarrea 3Kg de gravas, transporta 20 Kg de arena, 100 Kg de arcilla y 500 Kg de loess.. La turbidez se define como los transportes de elementos finos de menos de 1/10 mm. Se ha demostrado experimentalmente que es máxima hacia el fondo y que aumenta con la turbulencia El agua subterránea representa una fracción importante del agua presente en cada momento en los continentes, con un volumen mucho más importante que el del agua retenida en lagos o circulante, aunque menor que el de los glaciares. El agua del subsuelo es un recurso importante, pero de difícil gestión, por su sensibilidad a la contaminación y a la sobreexplotación. Es un prejuicio común que el agua subterránea llena cavidades y circula por galerías. Sin embargo, se encuentra ocupando los intersticios (poros y grietas) del suelo, del sustrato rocoso o del sedimento sin consolidar, los cuales la contienen como una esponja. La única excepción significativa la ofrecen las rocas solubles como las calizas y los yesos, susceptibles de sufrir el proceso llamado karstificación, en el que el agua excava simas, cavernas y otras vías de circulación. Acuíferos El agua subterránea se encuentra normalmente empapando materiales geológicos permeables que constituyen formaciones o niveles a los que llamamos acuíferos. Un acuífero es aquella área bajo la superficie de la tierra donde el agua de la superficie (p. ej. lluvia) percola y se confina, donde a veces lentamente se mueve subterráneamente al océano por ríos subterráneos. Se cava en la tierra para exponer el acuífero, con pozos y recuperar esta agua para consumo humano, agrícola o industrial. El nivel superior de la zona freática se conoce como nivel freático. El nivel freático puede encontrarse a muy diferentes profundidades, dependiendo de las circunstancias geológicas y climáticas, desde sólo unos centímetros hasta centenas de metros por debajo de la superficie. En la mayoría de los casos la profundidad varía con las circunstancias meteorológicas de las que depende la recarga de los acuíferos. El nivel freático no es horizontal, a diferencia del nivel superior de los mares o lagos, sino que es irregular, con pendiente monótonamente decreciente desde el nivel fijo superior, al nivel fijo inferior. Por encima de la zona saturada, desde el nivel freático hasta la superficie, se encuentra la zona no saturada o zona vadosa, en la que la circulación es principalmente vertical, representada principalmente por la percolación, la circulación movida por la gravedad del agua de infiltración. Recarga El agua del suelo se renueva en general por procesos activos de recarga desde la superficie. La renovación se produce lentamente cuando la comparamos con la de los depósitos superficiales, como los lagos, y los cursos de agua. El tiempo de residencia (el periodo necesario para renovar por completo un depósito a su tasa de renovación normal) es muy largo. En algunos casos la renovación está interrumpida, por la impermeabilidad de las formaciones geológicas superiores (acuitardos), o por circunstancias climáticas sobrevenidas de aridez. Sobreexplotación Los pozos se pueden secar si el nivel freático cae por debajo de su profundidad inicial, lo que ocurre ocasionalmente en años de sequía, y por las mismas razones pueden dejar de manar las fuentes. El régimen de recarga puede alterarse por otas causas, como la repoblación forestal, que favorece la infiltración frente a la escorrentía, pero aún más favorece la evapotranspiración, o por la extensión de pavimentos impermeables, como ocurre en zonas urbanas e industriales. Descarga El agua subterránea mana de forma natural en distintas clases de surgencias en las laderas (manantiales) y a veces en fondos del relieve, siempre allí donde el nivel freático intercepta la superficie. Cuando no hay surgencias naturales, al agua subterránea se puede acceder a través de pozos, perforaciones que llegan hasta el acuífero y se llenan parcialmente con el agua subterránea, siempre por debajo del nivel freático, en el que provoca además una depresión local. El agua se puede extraer por medio de bombas. Parámetros hidrológicos Caudal: volumen de agua que pasa por una sección en la unidad de tiempo. Q = V/t ó Q = v * S (m3/seg) V = volumen v = velocidad (se mide con un molino hidrométrico) S = sección (viene dada por la estación de aforo t = tiempo Caudales instantáneos: hace referencia a los caudales máximos o de crecida y a los mínimos, o de estiaje. Se estudia su propagación, recurrencia, duración y fechas para establecer los riesgos. Caudal modular: hace referencia al caudal medio de una serie estadística de 30 años. Se habla de: a) Caudal modular diario: el medio de 24 horas b) Caudal modular mensual: el medio de 30 días c) Caudal modular anual: el medio de 12 meses Coeficiente de caudal: es la razón entre el caudal modular mensual y el caudal modular anual Caudal bruto o aportación absoluta (Qb): Aportación total de agua fluvial por una cuenca a lo largo de un año. Es directamente proporcional al volumen de precipitaciones y a la superficie de la cuenca. Qb (Hm3)= Q * 31.557.660 (seg/año)/106 (m3/Hm3) Recordar: 1 Hm3 = 106 m3 Caudal específico (q): Volumen de agua por segundo que aporta cada Km2 de la cuenca. Es el cociente entre el caudal modular (Q) en (litros/seg) y la superficie de la cuenca (A) en (Km2). Q = Q * 103 (l/seg)/A (Km2) Recordar: 1 litro = 1 dm3 = 0,001 m3 Escorrentía (P’): P’= q. 31,557 (mm)/m2 Déficit de escorrentía DE= P – P’ (mm)/m2 Coeficiente de escorrentía CE= P/P’ Desagüe (Qd) Volumen de agua que llega a la desembocadura con respecto al total caido (precipitación en la cuenca). Coincide con Qb (aportación absoluta) Pt (l)= p (l/m2) * S (m2) Qd (l) = Qb (Hm3) * 109 (l/Hm3) Coeficiente de desagüe: CD= (Qd/Pt)*100 (%) Déficit de desagüe: DD = 100 – CD (%) Irregularidad Diaria: (caudal mínimo diario/caudal máximo diario) Mensual (intraanual): (caudal máximo mensual/caudal mínimo mensual) Anual (interanual): (caudal máximo anual/caudal mínimo anual) serie de 30 años 1-3 : río regular 3-7: regularidad media >7: irregular Dinámica y comportamiento hidrológico: régimen ordinario, avenidas, estiajes Clasificación de Pardé La alimentación puede ser pluvial o nival Regímenes de alimentación: - regímenes simples: un solo modo de alimentación. La curva tiene un solo máximo - regímenes complejos originales: la curva tiene dos máximos y dos mínimos por la dualidad de la alimentación - regímenes complejos cambiantes: yuxtaposición de regímenes originales diferentes en los cursos medio e inferior Lagos y lagunas Un Iago es un cuerpo de agua dulce o salada, más o menos extensa, que se encuentra alejada del mar, y asociada generalmente a un origen glaciar. El aporte de agua a los Iagos viene de los ríos y el afloramiento de aguas freáticas. Los lagos más grandes se forman aprovechando depresiones creadas por fallas. Otros se forman por la obstrucción de valles debido a avalanchas en sus laderas o por la acumulación de morrenas glaciares. También se pueden formar lagos artificialmente por la construcción de una presa. Hasta una profundidad de cien metros, las aguas superficiales, bien dotadas de luz, calor, oxígeno y elementos nutritivos, suelen presentar una gran riqueza de plancton, mientras que en las aguas profundas predominan las bacterias. Las zonas litorales presentan vegetación sumergida o semisumergida. En lo que respecta a la fauna, ésta se adapta, en general, a las condiciones climáticas, la salinidad y las corrientes. Además de por el origen de su cuenca, los lagos se pueden clasificar según: •Los tipos de sedimentos (clásticos, carbonatos, sulfatos, cloruros, ricos en materia vegetal, etc.), •La cantidad de nutrientes y oxigeno en sus aguas (oligotróficos y eutróficos), •El modo de circulación de sus aguas (polimícticos, monomícticos, meromícticos). •La salinidad de sus aguas (salinos, de agua dulce). Polimíctico se aplica a los lagos que tienen como característica que las aguas se mezclan vertical y completamente muchas veces al año. Los periodos de mezcla se suceden a lo largo del año, y no se alcanza nunca una estratificación completa del mismo, ni en verano, ni en invierno. En general es el caso de un lago somero, poco profundo, en el que el viento produce la mezcla de las aguas cada vez que aparece. Meromíctico es una calificación que se aplica a los lagos que tienen la característica que las aguas de las capas profundas no se mezclan nunca con las capas superficiales. Este fenómeno suele ser debido a un gradiente permanente de densidad en el cual la capa inferior llamada hipolimnion es más densa que la capa superior llamada epilimnion. El tipo más general es el de los lagos que es salino el hipolimnion y dulce el epilimnion, como en el caso de la laguna del Tobar. Monomíctico se aplica a los lagos que tienen como característica que las aguas se mezclan una vez al año, por causa de las variaciones de la temperatura, de modo homogéneo en un perfil vertical sin un gradiente de densidad. Se distinguen dos tipos de lagos monomícticos: 1. Lagos de clima cálido, donde la estratificación y la termoclina se forman en verano, cuando las aguas superficiales (llamadas epilimnion) se calientan y las del fondo (llamadas hipolimnion) permanecen frías. El gradiente de densidad entre ambas capas impide que las aguas se mezclen. La mezcla se produce en otoño, cuando se enfría la superficie hasta igualar la temperatura del hipolimnion y dura hasta la primavera. 2. Lagos de clima frío, donde la estratificación se produce en invierno, cuando el lago se hiela en superficie, mientras que el fondo permanece más caliente a 4 °C. Durante el periodo estival, se deshiela la superficie y se produce la mezcla, hasta que se hiele de nuevo. En un lago grande se distinguen las siguientes zonas: zona litoral: con vegetación enraizada a lo largo de la orilla zona limnética: aguas abiertas con fitoplancton. zona profunda: con organismos heterotrofos por falta de luz suficiente para hacer fotosíntesis. En las regiones templadas las aguas de los lagos suelen estar fuertemente estratificados en el verano. La parte superior más cálida (epilimnion) se aísla de la más fría (hipolimnion) por una zona llamada termoclina (metalimnion) que actúa como barrera ante el intercambio de materiales. Esto hace que pronto sean insuficientes el suministro de O2 en el hipolimnion y de nutrientes en el epilimnion. Cuando llega el otoño se enfría la capa superior y, con la acción del viento las aguas se mezclan. Al mezclarse las aguas suele haber explosiones de fitoplancton porque la agitación del agua hace aflorar nutrientes a la superficie. Lagos eutróficos y oligotróficos Según la abundancia de nutrientes (fosfatos y nitratos) en el lago se distinguen dos tipos: a) Eutróficos.- Con las aguas ricas en nutrientes lo que facilita la proliferación de las algas. Cuando las algas mueren son descompuestas por las bacterias en procesos aeróbicos que consumen el oxígeno. Al terminarse el oxígeno muchos restos orgánicos quedan depositados en el fondo sufriendo procesos anaeróbicos que desprenden H2S (malos olores) y otros gases, dando un aspecto nauseabundo a las aguas en los casos de eutrofización extrema. En estos lagos la luz penetra con dificultad en el agua y los seres vivos que se encuentran son los característicos de las aguas pobres en oxígeno (barbos, tencas, gusanos, etc.) b) Oligotróficos.- Sus aguas son pobres en nutrientes y, por tanto, las algas no proliferan excesivamente, las aguas son claras y penetra la luz con facilidad, hay oxígeno en abundancia y la flora y la fauna es típica de aguas bien oxigenadas (truchas, larvas de libélulas, etc.) Muchos lagos tienen en la actualidad importantes problemas de la eutrofización artificial. Les llegan muchos aportes de nutrientes procedentes de las actividades humanas, lo que origina un gran crecimiento de algas y de muchos organismos heterotróficos que hacen desaparecer el oxígeno, generándose procesos de anaerobiosis, y, por tanto, olor desagradable, desaparición de las truchas, etc. Un humedal es una zona de tierras planas en la que la superficie se encuentra anegada permanente o intermitentemente, al cubrirse regularmente de agua, el suelo se satura, quedando desprovisto de oxígeno y dando lugar a un ecosistema híbrido entre los puramente acuáticos y los terrestres. La categoría biológica de humedal comprende zonas de propiedades geológicas diversas: bañados, ciénagas, esteros, fangales, marismas, pantanos, turberas, así como las zonas de costa marítima que presentan anegación periódica por el régimen de mareas (manglares). El carácter distintivo de los humedales está en la escasa profundidad del nivel freático, con la consecuente alteración del régimen del suelo. La vegetación específicamente adaptada a estas condiciones se denomina hidrófita, y reemplaza en estos casos a las especies terrestres normales. Las peculiaridades del entorno hacen que la fauna presente sea por lo general endémica y netamente diferenciada de las zonas adyacentes; grandes familias de aves y reptiles están únicamente adaptadas a entornos de este tipo. Humedales OCEANOGRAFIA Propiedades químicas del agua del mar Constituyentes principales: Hay seis elementos que constituyen el 99% de las sales marinas (más de 20g/T): azufre, bromo, calcio, cloro (194 g/T), hidrógeno, magnesio, potasio y sodio. Los constituyentes secundarios: entre 1 y 20 g/T: boro, estroncio, fluor, sílice. Oligoelementos, fundamentales para el desarrollo de las formas de vida: arsénico, cobalto, cobre, fósforo,.hierro, manganeso, vanadio y zinc. Gases disueltos que se suelen encontrar en las aguas superficiales: argón, carbono, helio, kripton, neon, nitrógeno (8,4 a 24,5 g/l), oxígeno (8,5 g/l), radon, xenon. A manera de anécdota podernos decir que en el conjunto del los océanos existen: 10 .000 millones de toneladas de oro 4.000 millones de toneladas de uranio 270.000 millones de toneladas de agua pesada (el agua de los océanos supone 1.338 Km3, es decir, que por cada m3 de agua del mar correspondería de media 0,07 gramos de oro) Clorinidad: cantidad de ion cloruro presente en un kilogramo de agua, el ion cloro constituye un 55% de la sal del mar. Salinidad del agua del mar en tanto por mil (es decir, gramos de sal por cada kilogramo) es 1,8 Cl, es decir un 35%0, ya que el agua del mar contiene 19,44 gramos por cada kilogramo de agua. Zona de haloclina: capa de la columna de agua en la que la salinidad del agua cambia rápidamente con la profundidad. Puede ser permanente, como es la que se produce en la desembocadura de un río o efímera, como lo es la que se produce tras una intensa lluvia en el mar. En ambos casos, el agua dulce flota se sitúa en la zona más superficial, al ser menos densa que el agua marina, que tiene sales disueltas. Al analizar la columna de agua del océano se observa que hay fluctuaciones en la salinidad que en general producen una curva salinidad vs. temperatura con un patrón típico. En ella, la salinidad en las aguas más superficiales es alta, debido a los procesos de evaporación. Al aumentar la profundidad va descendiendo hasta una profundidad que oscila entrelos 500 y 1000 m, dependiendo de la latitud donde la salinidad alcanza su valor mínimo, y que es el lugar donde se sitúa la haloclina oceánica. A partir de ahí, la salinidad aumenta suavemente con la profundidad Conductividad eléctrica: propiedad del agua de conducir la corriente eléctrica, que es relación directa del contenido en sal, por eso se emplea también como una medida rápida de la salinidad. Propiedades físicas del agua del mar Viscosidad: resistencia de un liquido a fluir. Esta directamente relacionada con la salinidad. Las sales no encajan en la estructura del hielo (puente de hidfrogeno) e inhibe la formación de hielo, por lo que al agua a un 32%0 de salinidad congela a -1,74ºC y a un 40%0 a -2,2ºC. Cuando el agua se congela la sal es expulsada de la estructura, con lo que el agua que queda cada vez es más salada, más densa y se hiela a una temperatura más baja. Absorción de radiación solar: controla la temperatura, la luminosidad, la salinidad y la densidad, estructurando verticalmente el agua del mar. Temperatura: viene dada por el calentamiento diurno de la superficie del mar. La energía solar se difunde hasta los 10 mts. de profundidad, y es retenida en gran parte durante la noche. El mar devuelve la radiación por evaporación (50%) y el calor transferido se conoce como calor latente Transforma el agua liquida en vapor). Si este trasvase no se produjera, en 300 años la superficie del agua del mar entraría en ebullición. Uno de los efectos de este calentamiento es la estructuración vertical del agua del mar en función de la temperatura. Iluminación: la luz no penetra más allá de los 200 mts. de profundidad. La radiación infrarroja es rápidamente absorbida al atravesar el agua y se transforma en calor. Los colores tiene un alcance máximo en profundidad: Azul: 15 mts. Rojo: 20 mts. Azul-verdoso:50 mts. De ahí que a partir de los 50 mts de profundidad todo tenga un colorverde azulado. Las partículas de dispersión presentes en el agua nos dan su color. Colores azulados aguas muy transparentes, con poca capacidad de absorción. Las aguas con más partículas da un color verdoso. Estructura del agua del mar. Zonación superficial y vertical del mar Zonación vertical Por temperatura: ZONA ISOTERMICA: aguas superficiales con temperatura homogénea por la transmisión rápida del calor. ZONA TERMOCLINA: separa las aguas superficiales de las aguas profundas que se encuentran a una temperatura constante de 3.5ºC Por densidad: ZONA DE PICNOCLINA: controlada por la termoclina. La densidad del agua aumenta con la profundidad Por penetración de la luz: ZONA FOTICA o EUFOTICA, varía entre 30 a 600 mts de profundidad en función de la transparencia. En esta zona se encuentran los organismo bénticos y pelágicos, y por ello se llama zona productora. ZONA AFOTICA: sin luz, generalmente a partir de los 200 mts. aloja las formas de vida abisales. Esto da lugar a una estructura en vertical de los océanos: ZONA SUPERFICIAL (2%): experimenta los cambios más importantes a consecuencia de las variaciones estacionales de calentamiento/enfriamiento, evaporación/precipitación. Contiene las aguas menos densas por calentamiento del sol. Se equilibra fácilmente por la atmósfera. ZONA PICNOCLINA (18%): la densidad del agua cambia mucho con la profundidad. Es una zona de gran estabilidad y funciona como barrera a los movimientos verticales del agua. Actúa como base de la circulación superficial. ZONA PROFUNDA (80%): bajo la picnoclina, solo emerge a la superficie a los 50º de latitud N y S, quedando expuesta a las condiciones climáticas de superficie, aportando a la atmósfera CO2 y remplazando su oxígeno disuelto. Fondos marinos: PROVINCIA NERITICA: engloba la plataforma continental que se subdivide en: - Piso litoral: area de acción de las mareas a) supralitoral: entre el nivel de pleamares excepcionales y las pleamares normales b) mediolitoral: entre las pleamares y bajamares normales - Piso infralitoral: por debajo de la acción de las mareas. Límite inferior de las fanerógamas marinas y varía entre 15 y 20 mts en las altas latitudes a los 80 mts en las bajas latitudes. - Piso circalitoral: llega a la profundidad compatible con la vida de las algas adaptadas a la luz más débil PROVINCIA OCEANICA: engloba al talud continental, la llanura abisal y las fosas marinas: Piso batial: se desarrolla sobre el talud y la llanura inferior hasta la isoterma de los 4ºC, hacia los 3.000 mts. Piso abisal: sobre la llanura y hasta los 6.000-7.000 mts de profundidad, incluyendo las grandes fosas marinas Piso hadal: el más inferior, y su conocimiento aun hoy es muy reducido. Zonación superficial. Océano costero: está marcado por la influencia de los continentes con gran heterogeneidad en el valor de la temperatura y salinidad de las aguas superficiales Océano abierto: las aguas superficiales presentan mayor uniformidad de temperatura y salinidad y se distinguen la zonación climática de los océanos OCEANO TROPICAL: en el ecuador en el Atlántico y pacífico, desviado hacia el sur en el Indico por los monzones. Ligeros cambios en las temperaturas estacionales y la precipitación es superior a la evaporación OCEANOS SUBTROPICALES, sobre los 30º de latitud N y S. Los vientos alisios soplan constantemente y por ello la evaporación es muy intensa, superior a las precipitaciones. Los cambios de temperatura son amplios, entre 6 y 18ºC en las aguas superficiales, con valores de salinidad muy altos. Esta agua con alta salinidad al enfriarse en invierno aumenta la densidad y esto permite la mezcla con las aguas de profundidad, situando la termoclina regional muy profundamente. OCEANOS SUBPOLARES, con exceso de precipitación con vientos fuerte del oeste, muy intensos en el hemisferio sur. Durante la estación de lluvias los ríos desaguan mucho agua dulce y en las aguas oceánicas costeras crean una haloclina importante. OCEANOS POLARES, sufren el proceso estacional de congelación de las aguas, con aumento de salinidad y viscosidad de las aguas que quedan, y de fusión de los hielos, disminuyendo la salinidad en ese momento. Las aguas frías y muy saladas se hunden al ser más densas y constituyen las aguas profundas del antártico y el ártico, impidiendo la formación de la termoclina. Este fenómeno es menos intenso en el Artico ya que las aguas son menos salinas debido al gran aporte de agua dulce de los ríos asiáticos y canadienses. Dinámica de las aguas marinas: corrientes, mareas y olas Corrientes oceánicas permanentes Es la respuesta del océano y de la atmósfera al flujo de energía desde los trópicos y subtrópicos hacia las regiones polares y subsolares. Pueden ser superficiales o profundas. A) SUPERFICIALES: observadas científicamente en 1840 por M. Fontaine Maury. Se corresponden con bastante exactitud a la circulación general de los vientos. El patrón básico de las corrientes oceánicas es un sistema casi cerrado que se conoce como giro, cuyo centro está en las regiones subtropicales. Cada giro consta de cuatro corrientes, los límites N y S están marcados por las corrientes E-W, una en sentido E (las que se encuentran en las latitudes altas) y otro al W (las ecuatoriales). Fluyen a 6 Km/día y penetran entre 100 y 200 mts de profundidad. La corriente de sentido E más importante es la gran corriente de deriva del viento del Oeste. Da la vuelta a la Antártica pasando las barreras del Paso de Drake (entre el Cabo de Hornos y la Antártida), donde un ramal se desvía hacia el N dando lugar a la corriente de Humboldt. El resto de corrientes con sentido E son interrumpidas por los continentes. Las corrientes limítrofes occidentales fluyen hacia el N en el Hemisferio Norte y hacia el S en el hemisferio Sur. Son corrientes poderosas especialmente las del Hemisferio Norte (Kurosivo y del Golfo) con 40 a 120 Kms/día de velocidad, y penetrando hasta 1.000 mts de profundidad. Debido a esta velocidad tardan en recibir los efectos de una atmósfera más fría conforme se desplazan hacia el N, y transportan el calor de los trópicos a las latitudes más altas. En el hemisferio Sur se encuentra la corriente del Brasil y la del este de Australia. Las corrientes limítrofes orientales, como la de California y la de las Canarias, son más débiles y más amplias, con una velocidad de 3-7 Km/día, lo que permite que las aguas superficiales se adapten a las condiciones climáticas. En el Hemisferio Sur las corrientes de Humboldt o del Perú y la de Benguela desempeñan un papel de transporte de agua fría hacia los trópicos. B) PROFUNDAS: la espiral de Ekman: la acción constante del viento sobre la superficie del mar pone el agua en movimiento por un efecto de arrastre. Esto genera una corriente que actúa a su vez sobre las aguas situadas por debajo, hasta una profundidad de 100 mts. En un fluido ideal las capas en su movimiento empujan a las subyacentes. Este no es el caso del mar, que tiene un régimen turbulento, pero se han hecho ensayos empíricos para ver el efecto de un viento constante sobre un océano homogéneo con una viscosidad remolino uniforme. En el hemisferio Norte la capa de agua superficial movida por el viento constante formando un ángulo de 45º hacia la derecha en las aguas profundas y 15º en las aguas costeras. Cada capa de agua pone en movimiento a la capa inferior por efecto de la viscosidad, y así sucesivamente a las inferiores, siendo todas sometidas a la desviación por Coriolis, aunque las capas inferiores se mueven cada vez más lentas por efecto del rozamiento. Como resultado de este fenómeno a 100 mts el agua se mueve justo en dirección contraria a la de superficie. Este sistema es lo que se conoce como espiral de Ekman. Una consecuencia de la espiral de Ekman es que parte de las aguas superficiales a una profundidad media son dirigidas hacia el centro del giro oceánico, provocando un abombamiento o colina, que da lugar a una topografía marina (2.4 mts en el pacífico norte). Las elevaciones más altas se dan en los límites occidentales de los océanos. Una porción del agua de la cima de la colina tiende a desplazarse superficialmente hacia sus faldas por la gravedad, desplazándose hacia la derecha por Coriolis en el Hemisferio norte ( hacia la izquierda en el hemisferio Sur), lo que contribuye a reforzar el sentido de las corrientes en los extremos del giro oceánico, que dan lugar a lo que se conoce a las corrientes geostróficas (la gravedad y coriolis están en equilibrio). Otros movimientos verticales del agua oceánica inducidos por el viento son el upwelling y el downwelling. El upwelling son movimientos ascendentes mediante los cuales las aguas de los niveles subsuperficiales son llevadas hasta la superficie, desde profundidades generalmente menores de 100-200 metros, y removidas desde el área de transporte por el flujo horizontal, produciéndose así un aporte de nutrientes a las aguas superficiales empobrecidas por el consumo biológico. Si bien el fenómeno puede ocurrir en cualquier parte del océano, sus características más destacadas se presentan a lo largo de los bordes orientales de los océanos (esto es en las costas occidentales de los continentes), como sucede en el NW y SW de Africa, California, Perú y Chile. En estas costas las aguas se caracterizan por sus relativamente bajas temperaturas y por su alta producción de plancton. La ascensión de aguas más frías suele producir un tiempo más fresco en verano con nieblas frecuentes. Hay dos situaciones para que se produzca este fenómeno local: a) el viento general constante se desarrolla en una dirección perpendicular a la línea de costa. b) el viento general constante se desarrolla en una dirección paralela a la línea de costa. En este caso la aceleración de coriolis es la que juega para crear los fenómenos de upwelling y downwelling. Circulación en el océano profundo Por debajo de la picnoclina, las aguas profundas se mueve de manera errática en corrientes muy lentas y está impulsada por diferencias de densidad, gobernador por la temperatura y la salinidad, por eso la circulación del océano profundo se llama circulación termohalina. Se conoce poco de esta corriente, sólo que en los polos el agua muy densa se hunde y pone en contacto las aguas profundas con la superficie. Allí es donde se producen las aguas profundas (-0,4ºC y salinidad 34,55%0 ). En el Hemisferio Norte esta agua se mueven hacia el Sur, y desde la Antártica hacia el Norte (mar de Weddell). Las aguas profundas que provienen del Polo Norte hasta el Polo Sur, fluyen por encima de las que provienen del Polo Sur, que son más densas. El flujo oceánico profundo sigue en general la dirección NS y son más intensos en el lado occidental de los océanos, cruzando el ecuador en el Atlántico y en el Pacífico. Estos movimientos están muy influenciados por la topografía de los fondos marinos La oscilación del Atlántico Norte (NAO) es un fenómeno climático en el norte del océano Atlántico, de fluctuaciones en la diferencia de presión atmosférica entre la baja islandesa y la alta de Azores o anticiclón de las Azores. Moviéndose de este a oeste entre la baja de Islandia y la alta de Azores, va controlando la fuerza y dirección de los vientos del oeste y las formaciones tormentosas a través del Atlántico Norte. Tiene una alta correlación con la oscilación ártica, y realmente forma parte del síndrome general. La NAO se descubre en los 1920s por Sir Gilbert Walker. Siendo similar al fenómeno de El Niño en el océano Pacífico, la NAO es una de las más importantes conductoras de las fluctuaciones climáticas en el Noratlántico y climas húmedos vecinos. Fase positiva Las presiones del anticiclón de las Azores son más altas que la media, mientras que las zonas de presiones en Islandia son aún más bajas de lo normal. Ambas se sitúan más al Norte. Esta acrecentada diferencia de presión intensifica los vientos de oeste entre 50 y 60N. Las tormentas son más numerosas, el norte de Europa más suave y húmedo, debido a los vientos oceánicos, mientras que la sequía impera sobre el Mediterráneo. El nordeste de América se presenta más bien húmedo, mientras que el Labrador y Groenlandia están secos y fríos. Fase negativa Las diferencias de presión entre las Azores e Islandia son menores: el anticiclón de las Azores es débil, la depresión de Islandia poco activa y ambas se sitúan más al Sur. Los vientos de oeste, más débiles, aportan menos humedad sobre el norte de Europa, y menos calor. Al estar más al sur, el Mediterráneo se ve beneficiado de un tiempo menos seco. El nordeste de América conoce inviernos más dulces y secos de lo normal. Corriente Peruana: La Corriente Peruana o de Humboldt , es un flujo permanente de agua fría proveniente de la Antártida, pasa por Chile y recorre gran parte de la costa peruana hasta los 06° de latitud Sur, donde se desvía hacia el Oeste . La Corriente Peruana se subdivide a su vez en corriente costera y corriente oceánica. Se caracteriza por tener bajas temperaturas, relativa alta salinidad y muy rica en nutrientes (particularmente la corriente costera). http://www.bom.gov.au/climate/enso/history/ln-2010-12/three-phases-of-ENSO.shtml Corriente del Niño: es un flujo irregular de agua cálida proveniente del norte que se presenta a a menudo hacia fines del mes de diciembre de cada año. Baña parte de la costa ecuatoriana y se extiende en forma costera aproximadamente hasta los 06° de latitud sur, donde se encuentra con la Corriente Peruana. La Corriente del Niño se caracteriza por tener altas temperaturas, baja salinidad y por ser pobre en nutrientes. Las probables causas de este fenómeno obedecerían a profundas alteraciones entre la atmósfera y el océano, que se generarían en la región del Pacífico Tropical, ocasionando anomalías en la circulación general de la atmósfera, repercutiendo con efectos muy variados a nivel global. La ocurrencia de este fenómeno trae como consecuencia alteraciones climáticas, acompañadas principalmente de abundantes lluvias, alteraciones en los ecosistemas marinos y terrestres, trastornos en la población directamente afectada e impactos negativos en la economía nacional. El Fenómeno La Niña . De reciente aparición en la literatura científica en la década de los ochenta, cuando la Comunidad Científica empieza a utilizarlo, para referirse a un período frío en contraposición al período caliente "El Niño". Desarrollo del síndrome El episodio se inicia en el océano Pacífico tropical, cerca de Australia e Indonesia, y con él se altera la presión atmosférica en zonas muy distantes entre sí, se producen cambios en la dirección y en la velocidad de los vientos y se desplazan las zonas de lluvia en la región tropical. En condiciones normales, también llamadas condiciones Neutrales, los vientos Alisios (que soplan de este a oeste) apilan una gran cantidad de agua y calor en la parte occidental de este océano. El nivel superficial del mar es, en consecuencia, aproximadamente 5 dm más alto en Indonesia que frente a las costas del Perú y Ecuador. Además, la diferencia en la temperatura superficial del mar es de alrededor de 8 ºC entre ambas zonas del Pacífico. Las temperaturas "frías" se presentan en América del Sur porque suben las aguas profundas (upwelling) y producen un agua rica en nutrientes y mantiene el ecosistema marino. Durante "la Niña" las zonas relativamente húmedas y lluviosas se localizan al sureste asiático, mientras que en América del Sur es relativamente seco. Durante el Niño los vientos alisios se debilitan o dejan de soplar, la máxima temperatura marina se desplaza hacia la Corriente de Perú, que es relativamente fría, y la mínima temperatura marina se desplaza hacia el Sureste Asiático. Esto provoca el aumento de la presión atmosférica en el sureste asiático y la disminución en América del Sur. Todo este cambio ocurre en un intervalo de seis meses, que sr presenta aproximadamente desde junio a noviembre, siendo muy fuerte, con alteraciones en el clima. Mareas Se conoce como mareas el descenso y ascenso periódico de la superficie marina. Son conocidas desde la antigüedad, pero fueron explicadas por primera vez científicamente Isaac Newton, a partir de su ley de atracción gravitatoria. Todos los cuerpos celestes afectan a las aguas oceánicas, pero para su estudio solo es preciso considerar la Luna y el Sol la primera por su proximidad, y la segunda por su gran masa. La marea solar media viene a tener la mitad de altura que la lunar media. En el lado de la Tierra más próximo a la Luna, la atracción gravitatoria de la Luna es mayor, y aun que los fuerzas implicadas son débiles, son suficientes para producir movimientos en el agua. La Luna es el factor dominante en el control del periodo y de la altura de la marea. La luna cruza el meridiano de longitud de un punto dado de la Tierra cada 24 horas 50 minutos, luego una hora lunar es 1 hora y 2 minutos. El periodo de marea es el tiempo que transcurre entre dos mareas sucesivas (altas o bajas). Si la Luna estuviera en el plano del Ecuador terrestre, las dos mareas altas de cada localización serían iguales, sin embargo la posición de la Luna varía entre los 28º latitud Norte y Sur, modificando las alturas relativas de las mareas altas y bajas. Mareas vivas o sicigias: En ciertos periodos el giro de la luna alrededor de la Tierra, se sitúa en línea con la atracción gravitatoria del Sol. Esto se produce durante la luna nueva y la luna llena. Son las mareas más altas, y en los senos de las mareas son las más bajas. La amplitud diaria de las mareas es mayor. Mareas muertas o cuadraturas: en el primer y tercer cuarto de Luna, la amplitud es menor. Se producen una vez al año. Estoas: periodo entre puntos durante el cual no se produce cambio apreciable del nivel del agua. Newton estableció y explicó este sistema por el cual suele haber dos mareas altas y dos mareas bajas al día, pero no predijo su altura y el momento en que tendrían lugar Mapas de mareas Lineas cotidales o comareales: aquellas en las que se produce al mismo tiempo el mismo nivel de marea. Por ejemplo, la linea cotidal nºIV representa el lugar de los puntos que la pleamar se produce de media a las 4 horas de tiempo medio lunar, después del paso de la luna por el meridiano de Greenwich. Gráficamente se representan como radios que confluyen en el punto anfidrómico. Puntos anfidrómicos: Cuando las líneas cotidales concurren en un punto donde la hora es indeterminada por que la marea allí es nula, ya que la onda de marea gira en torno a ese punto. El primero fue descubierto en el Mar del Norte. Líneas de corrango: une los puntos de igual amplitud de marea y que gráficamente estaría representados por círculos concéntricos al punto anfidrómico. Olas Existen tres tipos fundamentales: a)olas progresivas ideales b)olas marinas sísmicas (tsunamis) c)olas de origen eólico a)olas progresivas ideales Grupo de olas simples (tren de olas) progresivas sobre un punto fijo. Por este punto tiene lugar una sucesión regular de crestas y senos. El tiempo que tardan dos crestas sucesivas en pasar por un punto fijo es el periodo T (en segundos) y la frecuencia N (1/T). El periodo se emplea para clasificar las olas. Solo avanza la forma de la ola, la ondulación, pero no hay transporte neto de agua horizontalmente. Longitud de onda de la ola: distancia entre dos senos o dos crestas Amplitud o altura de la ola: distancia entre el seno y la cresta de la ola. La velocidad del movimiento orbital disminuye y las orbitas se hacen más pequeñas al alejarse de la superficie- A una profundidad de L/2 el movimiento orbital desaparece. Tipos de rompientes: Spilling broker. (rompiente de derrame): el agua se desparrama por el frente de la ola de forma constante, dando una cresta de espuma Plunging breaker (rompiente de voluta): el agua de la cresta cae verticalmente atrapando una bolsa de aire dentro de la ola, desintegrandose después la ola, corriendo hacia delante una turbulenta masa de espuma Surfing breaker (rompiente ondulada): el agua se avalanza hacia delante con una cresta que se deshace rápidamente, pero sin dar un desplome claro. olas marinas sísmicas (tsunamis) Un tsunami (津波, del japonés, literalmente gran ola en el puerto) o maremoto es una ola o un grupo de olas de gran energía que se producen cuando algún fenómeno extraordinario desplaza verticalmente una gran masa de agua. La zona más afectada por este tipo de fenómenos es el Océano Pacífico debido a que en él se encuentra la zona más activa del planeta, el cinturón de fuego. Por ello, es el único océano con un sistema de alertas verdaderamente eficaz. Históricamente el término tsunami también sirvió para referirse a las olas producidas por huracanes y temporales ("tidal waves") que, como las tsunamis, podían entrar tierra adentro pero éstas no dejaban de ser olas superficiales producidas por el viento, aunque un viento excepcionalmente poderoso. olas de origen eólico En las zonas donde la profundidad es inferior a L/2, la proximidad del fondo altera la velocidad orbital, deformándose el movimiento circular en una elipse y entonces la velocidad es: v= (gd)1/2, siendo (d) la profundidad media en metros. El espacio de superficie sobre el cual actúa el viento es el fetch. Fetch y viento constituyen los principales factores del oleaje. El oleaje está sometido a unas deformaciones que le son propias. a)reflexión: todo el oleaje al incidir en la costa genera un oleaje reflejado con el mismo angulo de reflexión que el incidente. Este efecto se produce cuando la costa es vertical. Conforme es más tendida, hasta llegar a una playa la reflexión se va debilitando hasta hacerse nula b)refracción: cambio de dirección en el oleaje al producirse la interferencia con los fondos marinos sobre el funcionamiento de la ola. Es una deformación que tiende a aproximar el oleaje a la batimetría de fondo. Se produce en playas tendidas. c)difracción: cambio de dirección asociado a un proceso de divergencia y dispersión de la energía que se produce en el tramo final de un elemento que penetre perpendicularmente en las aguas marinas Líneas ortogonales de olas. Provocan zonas de convergencia (capacidad energética alta de las olas) y divergencia (capacidad energética baja de las olas)
