MICROCAPA
La microcapa es una zona delgada entre la superficie del océano o cualquier superficie de agua libre, en la cual los procesos físicos son modificados por la proximidad con la frontera agua-aire.
Esta zona se caracteriza por la supresión de la turbulencia vertical como consecuencia de un descenso en la difusividad y un aumento de la masa, con el aumento consecuente de los gradientes térmico y cinético.
La micro capa localizada en la superficie del agua, presenta características similares a las películas observadas en la frontera superficial durante el flujo tangencial de cualquier fluido viscoso cerca de una superficie rígida, por lo tanto, interviene activamente en el intercambio de calor entre el océano y la atmósfera.
Al ser observar la micro capa, suele esta manifestar un efecto interesante, cuando una brisa débil fluye sobre el mar en calma, manchas de polvo se desplazan rápidamente a lo largo de la superficie o por debajo de ella, creando una fuerte agitación vertical en la dirección del flujo del viento. Este movimiento que es único, permite la formación de pequeños remolinos en la micro capa, dando origen a un movimiento casi laminar con un número de Reynolds relativamente alto. La reducción del esfuerzo a una mayor velocidad del viento ha demostrado que la micro capa es delgada en esas condiciones.
El tamaño de la micro capa aumenta debido a las películas contaminantes de agentes superficiales activos, los cuales se encuentran normalmente presentes en las aguas naturales, de esta manera cada película se acumula rápidamente en la superficie de cualquier cuerpo de agua expuesto al aire.
El origen y la composición de cada película resultan complejos, sin embargo es un hecho que durante un proceso termodinámico, las sustancias se acumularan en la superficie de un líquido si se reduce la tensión superficial y por lo tanto se libera energía. Trazas de estas películas pueden ser observadas formando grandes manchas bajo condiciones normales de oleaje y en condiciones de vientos menores a 3 m s-1. Visualmente estas películas proporcionan al agua un aspecto brillante.
Como resultado de lo anterior, las condiciones de frontera en la interface se ven alteradas si se sustituye la suave elasticidad de la película superficial de la micro capa, por un flujo relativamente restringido de agua limpia en la superficie. Como la superficie estabilizada se aproxima más a una frontera rígida, se asume que la frontera de la micro capa se empieza a parecer más al movimiento característico de un fluido cerca de una superficie solida.
De esta manera, gradientes, estado de las sustancias, temperatura o Momentum son considerablemente afectados por estas películas superficiales. Por lo tanto, las películas constantemente reducen la capacidad convectiva del calor a través de la frontera agua-aire.
El flujo de calor sensible a través de la frontera agua-aire es usualmente en dirección ascendente y por lo tanto, la micro capa es más fría arriba que abajo. Este sentido del flujo resulta del hecho de que el calentamiento del océano se origina en la radiación solar, la cual penetra varios metros en el interior del mar antes de ser completamente absorbido; mientras que el balance de calor es mantenido por el flujo ascendente del calor sensible, de una capa con un grosor de apenas unas pocas moléculas. Así, de manera general, la microcapa se calienta por abajo y enfriada por arriba. Con estas circunstancias, el flujo de calor ascendente resulta del orden de 150 g cal cm-2 día-1 (630 J cm-2 día-1), varía con la latitud, la estación y la hora del día. En los trópicos, el flujo es mayor en el otoño al atardecer, mientras que en los polos, a principios del verano a principios de las tarde.
INTERCAMBIO DE GASES
El océano es el destino potencial para algunos gases, así mismo, se ha considerado como la fuente de algunos otros. El flujo de gases a través de la interface océano-atmósfera depende no solamente de las diferentes concentraciones a lo largo de la interface, sino de los coeficientes de transferencia que gobiernan el intercambio. Existen varios modelos que explican las características de estos procesos. Los modelos más usados comúnmente son:
- a) El modelo de película, b) El modelo de superficie continua y c) El modelo de renovación superficial.
Los estudios en procesos industriales de ingeniería química que involucran el empleo de gases reactivos, como amoniaco (NH3), el dióxido de carbono (CO2), el dióxido de azufre (SO2) han demostrado indirectamente que las predicciones basadas en el modelo de película son marcadamente similares a aquellos basados en los más sofisticados modelos, como es el caso de los modelos de renovación. El modelo de película ha sido utilizado casi exclusivamente por oceanógrafos, para el cálculo de velocidades de intercambio de gases, al proporcionar una adecuada aproximación de primer orden, y así, la comprender los fenómenos mucho más complejos, los cuales ocurren en el océano.
Modelo de película
Si se tiene una película estable de grosor z en la superficie del agua y de un gas, esta es la principal barrera para la transferencia del gas. Aquí no ocurre una transferencia de convección, más bien, el gas pasa a través de la película mediante la difusión molecular. Debajo de ésta película, el agua se encuentra continuamente mezclada por agitación. El aire sobre la superficie de la película, por lo contrario, se encuentra homogéneo.
La concentración del gas disuelto en equilibrio con la atmósfera es:
C0 = a p (1)
Donde: a = Solubilidad del gas
P = Presión parcial del gas
El flujo de gas que cruza a través de la película puede ser expresado como:
F = k (Cz – C0) (2)
Siendo k = DZ-1
F = Flujo de gas; k = Coeficiente de transferencia de masa
D = Difusividad molecular; z = grosor de la película
El grosor de la película (y por lo tanto la velocidad del intercambio gaseoso) dependerán del grado de agitación de la superficie del mar ocasionado por el viento y las olas, a mayor agitación, menor grosor de la película y mayor el intercambio gaseoso.
Trazas-Radiactivas
Las técnicas utilizadas para medir la velocidad de intercambio gaseoso incluye las medidas de dos gases traza-radiactivos, uno de ellos es el Radón (Rn2), y el otro es el dióxido de carbono (14CO2). El radón es un gas producido en el agua de mar por el decaimiento radiactivo del Radio-226 (Ra) al ser disuelto. Este tiene una vida media de 3.85 días. En el océano abierto, el Radón que se encuentra en el aire es despreciable, en comparación con el Radón que se encuentra en el agua de mar. Por lo tanto, el Radón en el agua de mar, pierde una parte hacia la atmósfera, antes de su decaimiento radiactivo. La magnitud de estas pérdidas proporciona una medida del grosor de esa película estacionaria que se encuentra sobre la superficie del mar.
Como parte del Programa de estudios Geoquímicos Seccionales (GEOSECS), cerca de 100 estaciones fueron colocadas en los océanos Atlántico y Pacífico, con el fin de medir las deficiencias de Radón en la superficie marina. Los datos arrojados por estos estudios han permitido estimar el valor medio del coeficiente global de transferencia k con un valor medio de 2.9 mol día-1 a 28°C, valor que corresponde a una película estacionaria hipotética de cerca de 36 micrómetros.
El radiocarbono natural es generado en la atmósfera y transportado hacia el mar como 14CO2 a través de la interface mar-aire. Antes del inicio de los ensayos nucleares, la relación 14C/12C había sido mantenido constante durante los últimos 2000 años; como ha sido documentado por las mediciones de los anillos de 14C. El sistema océano-atmósfera pudo haber alcanzado un estado de equilibrio, donde la velocidad de decaimiento del 14C en los océanos era compensado por la velocidad de transporte neto de 14C a través de la interfase mar-aire.
Asumiendo que la razón 14C/12C en la superficie de la capa de mezcla en la atmósfera es de 0.96, la razón 14C/12C en el agua media oceánica tendrá que ser de 0.84, la concentración total de CO2 en los océanos será de 2.3 moles m-3, por lo tanto, a la profundidad media del océano de 3800 m, la vida media del radiocarbono será de 5770 años y la difusividad molecular del CO2 será 1.6 x 10-5 cm2 s-1, entonces el grosor medio de la película en el océano se ha calculado en 30 mm.
Desde el inicio de las pruebas nucleares a principios de los años 50, una gran cantidad de 14C ha sido expulsado a la atmósfera. Como resultado del intercambio gaseoso entre el mar y el aire, estos radiocarbonos han invadido el océano. Desde 1954 se han realizado gran cantidad de mediciones de 14C en el CO2 atmosférico, por lo tanto, se han determinado variaciones geográficas y temporales. A partir de la cantidad de 14C acumulado en la masa oceánica, ha sido posible determinar la velocidad media de invasión del CO2 entre 1969 y 1980.
Los datos arrojados durante los estudios de GEOCECS para el 12C en el océano Atlántico fueron usados para estimar la velocidad media de invasión del CO2 resultando ser con un valor medio de 22 moles m-1 año-1, lo cual corresponde a una película con un grosor de 25 mm. Este valor puede variar en diferentes zonas del océano, donde la distribución vertical del 12C en cualquier lugar, fluctúa por el transporte horizontal.
Flujo de Gases
Una vez que el grosor de la película es conocida, se puede calcular el coeficiente de transferencia para varios gases de interés, aplicando las propiedades de difusividad de los gases. El flujo de los gases que pasan a través de la interfase mar-aire puede entonces calcularse, si se conoce la concentración atmosférica del gas, la solubilidad del gas en el agua de mar, y la concentración de gas disuelto en el agua de mar. Los cálculos del flujo de gas, de acuerdo a la ecuación (2), pueden ser bastante exactos, si el gas de interés no es químicamente activo. Para gases químicamente activos, el acrecentamiento tiene que ser tomado en cuenta para calcular sus índices de flujo.
Por ejemplo, el CO2 que fluye a través de una película estacionaria, reacciona con los iones carbonato para formar dos iones bicarbonato, la difusión del CO2 disuelto acompañado con las reacciones químicas, aumenta el flujo de este gas a través de la interfase mar-aire. El aumento en el flujo de CO2 también depende del grosor de la película estacionaria, así como a la velocidad de conversión del CO2 al ion bicarbonato (HCO3-1). En este sentido, a una mayor cantidad de ion HCO3-1 contenido en el agua, existe una mayor velocidad de reacción y un grosor de la película al cual el aumento de actividad química empieza a ser importante.
Afortunadamente, el grosor medio de la película superficial oceánica es de 25 a 35 mm, y se encuentra en una región en la cual el involucramiento químico es despreciable. Sin embargo, este efecto no puede ser ignorado en las aguas continentales donde el grosor de la película es generalmente mayor que en el océano abierto y donde la composición química del agua varía mucho.
CONCLUSIONES
Cubriendo el océano más del 70% de la superficie del planeta Tierra, no es fácil comprender los procesos que ocurren a través de la interface que se forman entre el océano y la atmósfera. De hecho la tremenda complejidad de estos fenómenos es apenas notable a simple vista, siendo más palpables sus efectos.
Como se pudo notar a lo largo de este escrito, estos fenómenos ocurren a escala microscópica, a pesar de ser muy energéticos, su equilibrio es muy delicado. En este sentido, las actividades propias del ser humano representan un potencial altamente dañino, pues el vertido de contaminantes al océano y a la atmosfera, pueden provocar efectos catastróficos a nivel planetario.
Finalmente, sobresale la importancia, para la vida de nuestro planeta, ello representa la interacción entre el océano y la atmosfera, dado que el intercambio de materia y energía constituyen el mecanismo que hace funcionar a todos los procesos vitales en la Tierra.
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2008 ¿Por qué sentimos más calor?¿Por qué sentimos más frío?
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