INTRODUCCIÓN

Año tras año, aproximadamente más de 340 000 km3 de agua son extraídos de los océanos hacia la atmósfera, si los océanos no repusieran el agua que pierden, su nivel descendería 95 cm cada año. La fuente primaria para estos procesos proviene de la energía del Sol; se estima que la atmósfera consume más energía en un día para estos procesos, que toda la energía generada por el hombre a lo largo de su historia, sin embargo, solo representa una pequeña fracción de energía recibida del Sol.

De los procesos que ocurren a lo largo de la frontera formada entre el océano y la atmosfera, al interactuar, sus características dinámicas permiten el intercambio de materia y energía, necesarias para mantener el equilibrio dinámico sobre la superficie de nuestro planeta.

A través de esta frontera de apenas unos micrómetros de espesor, circulan todos los componentes que permiten alimentar procesos tales como la estabilidad atmosférica, los ciclos estacionales, hidráulicos y bioquímicos entre otros; dándole a nuestro planeta esa característica tan especial en nuestro sistema solar, de ser el único capaz de sustentar formas especializadas de vida.

ANTECEDENTES

El océano y la atmósfera son dos fluidos que se encuentran en contacto uno con el otro, pero en diferentes estados energéticos, el líquido y el gaseoso respectivamente. La frontera superficial que se encuentra libre entre ellos resulta pues inhibida, sin embargo, esto no significa que exista una total prevención del intercambio de masa y energía entre ellos. Por el contrario, existe un flujo de intercambio dinámico a través de sus fronteras. Cuando prevalecen condiciones turbulentas, por ejemplo: rugosidad en la superficie del mar, existen grandes diferencias en las propiedades entre el mar y el aire o inestabilidad atmosférica, lo cual, facilita el transporte de grandes volúmenes de aire desde la superficie del mar hacia las grandes alturas atmosféricas.

CALOR Y VAPOR DE AGUA

El calor y el vapor de agua tienden a emigrar a través de la frontera en dirección desde océano hacia la atmosfera. El calor se presenta en tres procesos: radiación, conducción y evaporización. La fuente principal de intercambio sucede durante el proceso de evaporización, es decir, la transferencia de agua del mar hacia el aire es en forma de vapor.

La evaporización depende de la diferencia en la presión parcial del vapor de agua en el aire y la presión de vapor en el agua de mar. La presión parcial en el aire se incrementa con la temperatura y la humedad, mientras que la presión de vapor en el agua de mar se incrementa con la temperatura. De ahí que la diferencia siempre es grande cuando el mar (siempre saturado) es calentado y el aire es frío y seco. En invierno, en la costa de los continentes esta situación es común y gran cantidad de agua es absorbida por el aire; se estima que por medio de este mecanismo, se evaporan 100 g cm-2 de agua de la superficie oceánica anualmente.

Se necesitan aproximadamente de 540 a 600 calorías (2260 a 2512 joules) para evaporar un gramo de agua, la cantidad de calor necesaria para evaporar un cm3 de agua de la superficie del mar requiere de 150 cal día-1 (628 J día-1). Este calor es almacenado en la atmósfera, sin embargo, no es transferido inmediatamente a la masa de aire sino hasta que la condensación tiene lugar (liberando el calor latente de vaporización) aproximadamente a 1600 m de altura una semana después.

El calor de radiación que la superficie del agua recibe de la atmósfera y retorna nuevamente a ella es del orden de 800 cal cm2 día-1 (3350 J cm2 día-1). De cualquier manera el flujo neto desde el mar representa valor promedio de 100 cal día-1 (419 J día-1).

La conducción juega usualmente un papel de menor importancia respecto a los anteriores. La conducción puede transmitir el calor en cualquier dirección, sin embargo usualmente su contribución más importante está en la transferencia neta del mar hacia el aire.

Momentum.- La transmisión del Momentum (Impulso), entre estos dos fluidos, tiene su principal origen en los procesos relacionados con la evaporación, pues la migración de moléculas de aire o agua a través de la frontera lleva con ellas su Momentum. Sin embargo, en condiciones naturales el mecanismo más efectivo es la colisión de las masas de los fluidos,  que con respecto a los movimientos individuales de sus moléculas. Además la dirección de la transmisión del Momentum es del aire hacia el mar y no viceversa.

Cuando el viento golpea, para formar las olas del mar, estas formas irregulares son más fácilmente atacadas, no así, si la acción del viento fuera sobre una superficie del mar en calma, como se conoce, tanto las olas como las corrientes marinas se inician y se mantienen por el empuje y la fuerza de los vientos sobre la superficie del agua.

RELACIONES ISOTÓPICAS

Isótopos naturales

El hidrógeno y el oxígeno presentan distintas formas de átomos, al igual que todos los elementos químicos. A estas formas se les conoce como isótopos. En un mismo elemento químico, los distintos isótopos son diferentes en una o más unidades de peso atómico, como es el caso del hidrógeno que se presenta en dos isótopos estables; el más abundante tiene peso atómico 1, protio, indicado por 1H; el otro, denominado deuterio, tiene peso atómico 2 y se indica como 2H ó D. La abundancia relativa normal de los dos isótopos es de:

1H = 99.98%      y  2H ó D = 0.02%

Es decir, por cada 10 000 átomos de de hidrógeno se encuentra normalmente 2 de deuterio.

En el caso del oxígeno, existen tres isótopos estables con masas de 16, 17 y 18. La abundancia relativa normal de esos isótopos es de:

16O = 99.76%            17O = 0.04%       18O = 0.20%

Esto significa que entre 10 000 átomos de oxígeno, existen 9 976 de peso atómico 16; 4 átomos con peso atómico 17 y 20 átomos con peso atómico 18. Es fácil apreciar que la combinación de los dos isótopos de hidrógeno y los tres isótopos de oxígeno dan como resultado nueve formas distintas de moléculas de agua. La más abundante de esas formas es naturalmente 1H216O, existiendo normalmente 99.73% del total de agua natural, las otras ocho formas restantes hacen el 0.27%, generalmente llamada agua pesada, por tener el peso molecular mayor con respecto al agua natural.

Cada una de estas ocho formas posee características físicas diferentes en mayor o menor escala de las características propias del agua natural. La mayor anomalía a ese respecto ocurre en el caso del D2O (óxido de deuterio).

Diferencias entre el agua natural y el óxido de deuterio

Factores Físicos                                            Agua Natural (H2O)        óxido de deuterio (D2 16O)

Punto de ebullición °C                                          100.00                                  101.42

Punto de fusión  °C                                                    0.00                                      3.82

Temperatura a máxima Densidad °C                     3.98                                     11.22

Densidad a 20°C                                                         0.9982                                  1.1056

 

 

La diferencia en las características físicas de las distintas formas de agua resulta en un cierto grado de separación, cuando el agua pasa por distintos procesos físicos. Por ej. Se ha comprobado que el agua oceánica tiene mayor proporción de agua pesada, comparada con la que se encuentra en el agua de lluvia, de los ríos y de los lagos. Se considera que esto se debe a una separación que ocurre en el proceso de evaporación, puesto que las moléculas compuestas de los isótopos 1H y 16O son más ligeras y salen con mayor facilidad con respecto a las moléculas del agua pesada. Experiencias recientes han constatado que el agua químicamente pura derivada del agua de mar y obtenida a grandes profundidades, tiene una mayor densidad comparada con el agua de lluvia y con la que corresponde a la capa superficial del océano. Otras investigaciones han demostrado que en ciertos procesos fisiológicos, también tiene lugar una separación de las diferentes formas de agua.

 

Los isótopos moleculares del agua H216O, HD16O, H218O, presentan diferentes presiones de vapor y diferentes coeficientes de difusión molecular, de ahí que la velocidad de intercambio de estos isótopos entre la atmósfera y el mar sea diferente.

Variación Isotópica

La precipitación sobre el mar o el suelo presentan una variación isotópica, debido a los efectos de la condensación fraccional del agua líquida y la variación isotópica respecto a la razón de la presión de vapor con la temperatura. De cualquier manera, el equilibrio local es mantenido y no ocurren efectos cinéticos. La variación del deuterio (D = 2H) y el oxígeno-18 (18O) se encuentran linealmente correlacionados y la concentración de ambos isótopos pesados decrece con un incremento en la latitud debido a su concentración preferencial en la precipitación líquida. Este hecho es muy notable en las latitudes bajas. Las variaciones  del 2H y del 18O proporcionan una modificación continua en las características del líquido al entrar en el mar, el cual debe de ser balanceado nuevamente en contra de la dirección del intercambio molecular.

El vapor de agua que se encuentra sobre los océanos nunca está en equilibrio isotópico con la superficie del mar. La concentración del D y el 18O son siempre menores al factor de separación en el equilibrio de la doble fase dada por la razón presión-vapor. Las desviaciones del equilibrio están correlacionadas con la latitud, y oscilan a través de un máximo en cada hemisferio de la región de máxima evaporación en la zona de los vientos alisios hasta las regiones de máxima precipitación.

La composición relativa del agua en la superficie del mar no puede ser conocida sobre la simple base de los múltiples estados de equilibrio que se presentan en la condensación fraccional durante la precipitación. Las variaciones isotópicas reflejan el efecto cinético de los isótopos durante el intercambio molecular del agua en la interface.

 

Procesos en la interface

Existen dos tipos de procesos que afectan la composición isotópica del vapor:

  • El fraccionamiento, el cual ocurre en medio de la interface liquido-vapor, donde los coeficientes de condensación varían respecto a las diferentes formas isotópicas. El coeficiente de condensación se considera como la fracción de moléculas de un tipo dado que golpea la superficie del líquido, el cual, eventualmente se condensa dentro de la estructura del líquido; a la vez, esto también es una medida de la probabilidad de una molécula para superar la barrera energética de la evaporación y escapar en forma líquida. Para que cada fraccionamiento ocurra, la concentración de vapor en la interface líquido-vapor debe ser significativamente menor que la concentración en el líquido.
  • La difusión molecular, proceso cinético desde la interface dentro de la zona de mezcla turbulenta en la atmósfera sobre la película. Dos tipos de desarrollo han sido propuestos para la frontera de esta capa:

 

  • A una baja velocidad de los vientos, se ha postulado la existencia de una película de flujo laminar con un grosor determinado.
  • Un gradiente de vapor dado por la velocidad del viento.

El transporte de esta película se realiza a través de una difusión molecular en estado estacionario.

A una mayor velocidad del viento, y sobre una cierta velocidad crítica, la superficie del agua pasa de ser una superficie tranquila a un estado de mayor rugosidad (olas capilares) y flujo hidrodinámico.

H.U. Sverdrup propuso que pequeños remolinos turbulentos se extienden hasta la superficie del agua, cuando ésta se encuentra rugosa. En este modelo, el flujo de vapor a través de esos remolinos presenta las características de un proceso de difusión no-estacionario. Al realizar mediciones isotópicas es posible distinguir entre estos dos modelos, ya que en el primer caso, el fraccionamiento isotópico es gobernado por la razón del coeficiente molecular, mientras que un proceso de flujo no-estacionario, el fraccionamiento está gobernado por la raíz cuadrada de esa razón.

 

 

Proyección de las Gotas

El agua, las sales, la materia orgánica y las cargas eléctricas netas son transferidas a la atmósfera a través de la expulsión de gotas de burbujas que han reventado en la superficie del mar. El intercambio de estas propiedades entre el mar y la atmósfera presenta una gran importancia en la meteorología y la geoquímica. Durante la evaporación del agua, las gotas residuales son llevadas a grandes distancias por el viento, estas partículas empiezan a formar núcleos de condensación y nubes de agua, además de participar probablemente de una manera decidida en los ciclos de las sales geoquímicas.

Las burbujas de aire son introducidas dentro de la superficie del mar por acción de las olas, por el impacto de las gotas de agua de la lluvia, por la formación de la espuma ocasionada por las olas y otros medios. Las burbujas de mayor tamaño alcanzan nuevamente la superficie, revientan y expulsan gotas, mientras que la gran mayoría de las burbujas pequeñas se disuelven en el mar antes de alcanzar la superficie.

La cantidad de agua que llega al aire como gotas cerca de la superficie del mar es aún desconocida. La mejor estimación que puede ser hecha (debido a la limitada información disponible con respecto al número y tamaño de las burbujas en el mar) oscila entre 2 a 10 g m-2 día-1 durante vientos frescos.

Las cantidades totales de sales que pueden llegar al aire a altitudes considerables debido a este efecto se muestran en la tabla siguiente:

Fuerza del Viento

Escala Beaufort

Concentración *

m-3

Flux*

Mg m-2día-1

Total **

Mg m-2

2-3 (2.5 a 4.3 m s-1) 2.7 0.42 6.0
4-5 (6.3  a 8.6 m s-1) 9.9 3.9 11.6
6-7 (11.1 a 13.8 m s-1) 21.3 24.0 21.8

*Altura aproximada 500 m.

** Integrado a través de una caída de 2000 m.

Fuente: Blanchard, 1994

 

La variación total observada para muestras individuales es de 4 X 10-13 g ml-1 con un viento de fuerza 1 (1.1 m s-1)  hasta 1 x 10-9 g ml-1 con una fuerza de 12 (29 m s-1).

 

Algunos organismos marinos son vistos en gotas expulsadas en aguas ricas en plancton, las gotas son cubiertas también con pequeñas mono-capas de organismos, cuando ellas alcanzan la superficie de aguas contaminadas. Durante vientos moderados en las zonas de los vientos alisios, la materia orgánica contenida en el aerosol marino puede ser de un 20 a 30 %.

 

IONIZACIÓN DE LA ATMÓSFERA

 

Existe un punto de vista tradicional respecto a la zona de carga iónica positiva encontrada en las regiones de estabilidad climática, la cual es mantenida por un proceso de separación de cargas durante las tormentas. En este sentido, las investigaciones han indicado que los mecanismos de separación de carga en los océanos pueden contribuir significativamente a la ionización atmosférica sobre el océano. Esto demuestra que los mecanismos de intercambio iónico disponibles en los océanos son capaces de suministrar iones positivos a la atmósfera a una velocidad de solo 10% menor a la suministrada en la atmósfera sobre el océano durante una tormenta.

 

Los mecanismos de ionización en la superficie oceánica son las gotas de agua que emergen del colapso de una burbuja de aire que se rompe al alcanzar la superficie del mar. Medidas de laboratorio han mostrado que la carga iónica de estas gotas está en función de la edad y el tamaño de la burbuja de la cual provienen. Para las gotas del tamaño encontradas normalmente en la atmósfera sobre el océano, la carga por gota normalmente es positiva y del orden de 10-16 Coulomb. Medidas hechas en la zona costera de las islas Hawaii y en el mar cerca de la isla Barbados, en Las Antillas Menores, muestra que en la espuma donde muchas burbujas revientan, la producción iónica del océano es de 2 x 10-11C m-2 s-1. Donde el porcentaje de cobertura del mar por la espuma es directamente proporcional al cubo de la velocidad del viento; debido a lo anterior, la producción iónica máxima en el océano será mayor mientras mayor sea la velocidad del viento.  En ambos hemisferios, esto ocurre entre las latitudes de 40°-60°.

 

En el océano, el gradiente de potencial en equilibrio, no tiene una influencia significativa, con el tiempo, sobre la magnitud de la carga iónica de una gota proveniente del chorro formado por una burbuja al colapsarse; sin embargo, intensos gradientes de potencial negativos provocados por tormentas del orden de 104 V m-1 en la superficie del mar pueden, mediante un proceso de carga inductiva, producir iones positivos en las gotas, los cuales exceden en muchas veces las cargas positivas encontradas en un tiempo con calma. Consecuentemente, la carga iónica positiva normal puede ser aumentada considerablemente en las regiones oceánicas cercanas a tormentas.

 

 

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