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Perfiles costaneros urbanos afectando a un cordón litoral, tan ausente como la pobre consideración de su comportamiento termodinámico; desde San Isidro hasta Dock Sud

Estuary, strand plains and its internal convective flows.

Urban shore profiles affecting a practically absent strand plain and an ignored understanding of its thermodynamical behaviour; from San Isidro to Dock Sud

 

¿Modelos matemáticos. . . o espacios de libertad para divagar con esfuerzos aplicados?

Me refiero a los autores; no a mis dichos.

Estos breves textos que siguen, extraídos del informe Balance y dinámica de nutrientes principales en el Río de la Plata Interior de la Ing Patricia Jaime y el Dr. Angel Menéndez, nos acercan pautas de las dificultades inherentes a la modelación, que más allá de buscar simplificación, también reconocen sus dificultades; incluyendo algunas contradicciones y no pocas elementales ausencias.

Apuntaremos a estas, dado que no es nuestra especialidad ajustar modelos; sino simplemente abrir los ojos y ver por satélite lo que pasa en nuestras riberas.

Y cuánto mayores son estas ausencias y contradicciones, al no estar referidas puntualmente a las estrechas bandas polucionadas que fluyen por los cordones litorales urbanos, sin alcanzar dispersión, ni asociación con los moribundos corredores de flujo costaneros.

Señalan los autores aplicación de herramientas FMT; y no FHMT (fluid mechanics, heat, mass transfer and thermodynamics);

refiriendo esa ausencia de la sigla "calor", a la nula mención de las transferencias internas dentro del estrecho corredor correspondiente al cordón litoral, del cual ni siquiera hacen mención. FJA

“La ecuación de balance de masa” para las sustancias disueltas en un cuerpo de agua debe considerar toda la materia entrante y saliente a través de cargas directas o distribuidas, los transportes advectivos y difusivos y las transformaciones físicas, químicas y biológicas.

La ecuación (3.1.2) representa los cuatro fenómenos de transporte y destino principales que hacen a la calidad de agua:

"transporte advectivo, que concierne el ingreso o egreso de sustancias desde el volumen de control con la velocidad de la corriente,

 "transporte dispersivo, referido al ingreso o egreso de sustancias por el efecto combinado de las difusiones molecular y turbulenta y la advección diferencial,

"fuentes externas, es decir sustancias provenientes de fuentes externas puntuales (descargas de efluentes) y distribuidas (aportes superficiales y subsuperficiales inducidos por escorrentía). También incluye los sumideros externos asociados a materiales removidos del cuerpo de agua, y

 "transformaciones o reacciones internas, que dan cuenta de cambios en la cantidad de la sustancia por procesos de transformación física, química y biológica.

El modelo WASP5 trabaja sobre un conjunto de segmentos que subdividen el cuerpo de agua tanto lateral y verticalmente, como en sentido longitudinal. Las concentraciones de las sustancias indicadoras de calidad se calculan dentro de cada segmento y sus tasas de transporte en la interfase de segmentos adyacentes.

Estos segmentos pueden ser de distinto tipo: superficiales, subsuperficiales y bénticos; y sus dimensiones están definidas por la escala temporal y espacial del problema que se analiza (Ambrose et al. 1993).

Una vez que la segmentación está establecida, la implementación del modelo procede a través de etapas que involucran la hidrodinámica, el transporte de masa y las transformaciones de calidad de agua. De aquí, que una buena descripción de la geometría de los segmentos, como una función de las condiciones de flujo y de las características del transporte advectivo (que controla directamente el transporte de contaminantes disueltos en los cuerpos de agua), sea esencial para describir o simular adecuadamente los procesos de transporte.

Al parecer, las aguas involucradas en el modelo wasp5 refiere de isotermias en los primeros tramos de la salida.

No es precisamente el caso en las más inmediatas áreas de nuestras riberas urbanas, donde todo lo que no se pueda imaginar, está presente; incluído el Heat que dejaron olvidado del paquete de herramientas, al que refieren luego cuando apuntan a dispersión.

Pregunto ¿en qué salida estuarial del planeta no está presente el calor jugando en primerísima línea toda la partida inicial de flujos? ¿De dónde viene la palabra "estuario", sino de lo que se quema, de lo que se prende fuego!

Regalo gratuito de la lingüística histórica que alcanza inmediato correlato de la realidad concreta en advertencias semánticas.

¿Cómo puede ser tan ninguneado este tema? ¿Por qué no verifican el cuidado con que se tienen que tomar las lecturas térmicas en esos corredores naturales contenidos dentro del cordón?

E incluso, hacer un estudio de su distribución en el sentido transversal, desde la orilla hasta el borde cuspidado.

Dirán que es sencillamente porque no hay sobrevivencia de cordones en nuestras riberas urbanas.

Precisamente por eso acerqué a cambio la palabra "hidrotermias"; porque no hay cordones.

Y toda la maravilla de sus naturales gestiones se ha transformado en ese infierno de anchos descontrolados y flujos paupérrimos que, repito, llamo "hidrotermias".

Si nadie menciona estas preciosas calenturas; si nadie menciona el crimen de haber abandonado los recaudos mínimos que permiten a Natura, conformar cordones; cuánta necesidad y urgencia entonces, de poner un breve nombre a estas situaciones.

Infierno descontrolado y ninguneado al que los autores sin duda escapan. Nadie quiere tratar con demonios. Ni siquiera nombrarlos, ni ponerles nombre.

Alejándose unos metros de la costa ya el modelo wasp5 pudiera funcionar. Pero no es allí donde se juega la partida.

Partida que por ello está perdida en el Aliviador y en el Riachuelo.

 

Una descripción introductoria a la geometría de los segmentos de flujo, deberá considerar en primer lugar sinceramientos básicos y suficientemente claros para ayudar a una legión de desorientados en todos los órdenes; desde académicos, hasta judiciales.

Por ello, cuando vemos se refieren a "dispersión debida al gradiente vertical", completamos que estos flujos responden a los movimientos ascendentes descendentes propios de los procesos naturales de convección interna;

y cuya permanente presencia en las franjas en donde hace acto de presencia la "deriva litoral", es en todos los estuarios, inocultable e invalorable para sostener memoria de salida a todos los tributarios en las márgenes estuariales.

Esa memoria convectiva natural interna, es también responsable de la hipersincronicidad con respecto a los reflujos mareales que cargan las derivas litorales estuariales.

Por ambos motivos: por ser madre de todas las salidas tributarias y asistente de hipersincronicidad mareal, no lograría ser ninguneada apuntándole la sóla misión de ser agente dispersor vertical. En cualquier estuario, y en el nuestro en particular, es mucho más que eso.

La convección natural externa, refiriendo del despegue del sistema positivo interior para acoplarse a los flujos en descenso tras dar un amplio giro en 180°, es aquella que los autores relacionan con el segmento de flujos que atiende la dispersión lateral, cuyo nombre cabe acreditar como "convección natural negativa exterior".

Ambos comportamientos son observables a simple vista en imágenes satelitales; y no tan simples de mensurar con nuestros pocos y pobres cerrentómetros.

De hecho, el INA nunca ha publicado, ni parece haber realizado estudios sobre la deriva litoral en nuestras riberas estuariales urbanas. Ni siquiera en el viejo abandonado corredor de flujos costaneros urbanos, cuyos flujos longitudinales son más simples de considerar.

Si no han hecho estudios de la deriva litoral, ni de su vecino corredor de flujos costaneros urbanos, cabe adelantar que están haciendo estudios en otro planeta; pues la miseria que nos preocupa está concentrada en áreas de la deriva litoral y en el bloqueo de salida de los tributarios que apuntamos: Riachuelo y Aliviador.

En adición de dificultades, este par de segmentos de flujo resultan en ambos casos, imposibles de ser incluídoss en los procesos de un laboratorio de mecánica de fluidos como el del INA en Ezeiza, porque estos flujos, respondiendo a comportamientos descriptos por la termodinámica, no están habilitados a su modelación en él.

Por ello, conforma un acto de elemental sinceridad apuntar estas limitaciones de nuestros técnicos para modelar con ellas. Sólo se han limitado a reconocer muy finalmente, que los coeficientes de participación en la ecuación de balance de masa dista de considerarlos con la importancia que ellos merecen.

Esta confesión, repito, es tardía, incompleta, veladora de muchos procesos y muy insuficiente para la honestidad con que deberíamos asistir a la causa del Riachuelo, de las riberas estuariales y del Aliviador del Reconquista.

Hasta que la palabra "termodinámica" no esté instalada en el centro de estos estudios, seguiremos actuando como las avestruces.

Todos los textos en bastardilla son de mi autoría. FJA

Del Balance de nutrientes principales del río de la Plata interior, de los investigadores del INA Patricia Jaime y Angel Menéndez, Págs. 17 y 18:  

Fisher (1967b) observó que, en canales naturales y estuarios, el efecto del gradiente horizontal es dominante, a tal punto que en muchos casos la dispersión debida al gradiente vertical puede despreciarse.

¡¿Cómo va este señor a despreciar el gradiente vertical, si es precisamente el que saca todos los tributarios estuariales del planeta por convección interna dentro de los cordones?! FJA
 

La estimación teórica de los coeficientes de dispersión longitudinal se basa en dos hipótesis:

"La distribución de concentración de equilibrio establecida perpendicularmente al flujo es tal que las desviaciones respecto del valor medio en la sección son pequeñas comparadas con ese valor medio”.

"Los efectos dispersivos del gradiente transversal de velocidades y de la difusión turbulenta transversal, se contrabalancean”.

La primera hipótesis se invalida en zonas donde se producen grandes gradientes de concentración (efluentes flotantes, estuarios fuertemente estratificados, etc.).
 
Por su parte, la segunda hipótesis se invalida si el tiempo es insuficiente para que se establezca el equilibrio después de la inyección del contaminante.

La ecuación de balance de masa no es aplicable a una nube de contaminante que se está dispersando inmediatamente después de la introducción del mismo.

Existe un período inicial durante el cual el movimiento de la nube de contaminantes es controlado primariamente por la distribución de las velocidades convectivas dentro de la sección transversal de flujo.

Tampoco es cierto este aserto sobre el segmento primario. Ese período inicial no es justamente el de la sección transversal de flujo, sino el de la sección vertical de flujo que transcurre montado en la deriva litoral haciendo delicado camino por convección interna en ella. FJA

La sección transversal de flujo corresponde al segundo segmento: el de la convección externa. Este bruto desliz en la geometría de los segmentos es el que testimonia que nunca han prestado la más mínima atención a la deriva litoral. FJA

Y por eso vemos esas torpes obranzas a la salida del canal Sto. Domingo; a la salida de los canales obrados por el hombre en la costa de Sanborombón; a la salida de la laguna de Mar Chiquita; al desprecio de las fatalidades que pesan en la nueva salida del Riachuelo; al desprecio de las "hidrotermias" en el sector costanero Norte de la ciudad; al desprecio de la deriva litoral en el frente deltario central arrastrando monumentales cargas sedimentarios que precipitan en la misma boca de los grandes cursos tributarios; a la transformación de los depósitos sedimentarios en los enormes avances del frente deltario central que ya no vienen del Paraná Bravo. FJA

Dentro de este período inicial o convectivo se produce una distribución asimétrica de la concentración longitudinal.
 
Fisher (1966, 1967b) razonó que la duración del período inicial o convectivo I T se relaciona a la escala de tiempo para la mezcla por difusión en la sección transversal d T .

Dispersión en flujo oscilante

La mayor diferencia entre ríos y estuarios bien mezclados es que el flujo en estos últimos oscila con el tiempo.

En flujo estacionario, el coeficiente de dispersión alcanza un valor constante después de una distancia inicial cuya extensión se relaciona con el tiempo de mezcla d T en la sección transversal.

Antes de alcanzar este tiempo de mezcla d T en la sección transversal cabe referir de la deriva litoral y de la hipersoncronicidad mareal en ella; amén de los transportes de las aguas caldas de salida de los tributarios que merced a los servicios de estas derivas litorales evitan darse de nariz con la capa límite térmica de los reflujos. Siendo esta capa límite la que en adición le regala el delicado bordado cuspidado de sus cordones litorales para hacer más efectiva la no intrusión de los flujos profundos y fríos de las advecciones mareales. FJA

Holley et al. (1970) analizaron la situación de flujo de marea y distinguieron dos regímenes diferentes, según que el tiempo necesario para que se establezca el equilibrio difusivo sea pequeño o grande comparado al período de la marea.

En el primer caso no se requiere ninguna modificación a la teoría de flujo estacionario, ya que en cada instante el balance corte/difusión perpendicular al flujo tiene tiempo para ajustarse a los nuevos valores de las velocidades.

En el segundo caso, en cambio, la difusión perpendicular al flujo no tiene tiempo para destruir la distorsión del perfil de concentración antes que la distorsión sea removida por la inversión del propio flujo.

Entonces, la nube se extiende por diferencia de velocidad durante la mitad del período de oscilación. Pero cuando las velocidades se invierten, la nube es llevada de nuevo a su posición inicial y no existe dispersión neta.

Para que ocurra dispersión neta, el período debe ser suficientemente grande, de modo que se produzca alguna mezcla en la sección transversal.


 
El uso de la ecuación (3.3.23) en estuarios puede ser cuestionable ya que ha sido verificada sólo para flujo estacionario con una relación ancho/profundidad máxima de 60; y en estuarios esta relación puede ser del orden de 600. Y en nuestro estuario puede serlo de 1 en 3000.

Sin embargo, a falta de otra información se la usa para estimar los efectos de la distribución transversal de velocidades en estuarios.

Se observa que el efecto de la marea reduce significativamente la intensidad de la dispersión por gradiente transversal de velocidades (el parámetro Tl’ toma valores muy inferiores a 0,1), por lo que resulta dominante la dispersión por el gradiente vertical de velocidades.

Al menos son sinceros. ¡Por fin dieron vuelta la tortilla!

Ayudarían a despejar viejos fantasmas si nos explicaran por qué nunca aparece la famosa "ola oblicua" en sus modelaciones.

Ola que fuera cimentadora por siglos de tantos dogmas en dinámica costera y en sedimentología. ¿Tienen miedo de enfrentarse con toda la legión de catecúmenos que han vivido a la sombra de ella?

A cambio, nos hablan de "dispersión vertical y transversal" que son procesos convectivos naturales, internos y externos, que así nos instalan en territorios de termodinámica.

En el balance de silencios y confesiones implícitas, vamos mejorando. Y es comprensible que no quieran referirse a las limitaciones que tiene su hermoso laboratorio de mecánica de fluidos. Pero no alcanzo a comprender cómo siguen ignorando el valor que alcanzan las imágenes satelitales para abrir miradas a estos procesos y a nuestras concretas espeluznantes urgencias.

¿Dónde están publicados esos archivos de imagen? Los míos están en la web y no me han costado un centavo; ni el capturarlas, ni el procesarlas, ni el editarlas y publicarlas. ¿Cuál es el problema de avanzar con imágenes, aunque no haya laboratorio para modelar? ¿Cuántas decisiones se toman a diario en todos los órdenes de la Vida, sin modelación matemática, abriendo los ojos?!

Si volvemos al principio veremos cómo, al descubrir dominante la dispersión por el gradiente vertical de velocidades, han concluído en todo lo contrario de lo que decía Fischer, cuyas opiniones, a lo mejor, han sido muy estimadas en el desarrollo del modelo wasp5.

Por eso vuelvo a insistir, ¿por qué no miran esa franja que llamo de "hidrotermias" en el rincón de San Isidro y que en lugar de tener 150 a 180 mts de ancho, tiene 4 Kms?

Allí van a encontrar todas las sorpresas que ningún modelador querría considerar, sin disposición a volverse loco.

Siguen más novedades en breves líneas abajo.

Francisco Javier de Amorrortu, 1/11/07

 

Del informe “DELTA DEL PARANÁ: MODELACIÓN DEL AVANCE DEL FRENTE”, de los mismos autores, también rescatamos criterios que prueban las dificultades inherentes a la disociación natural de flujos.

El Frente del Delta del Paraná ha venido avanzando continuamente. Esta evolución morfológica causará, progresivamente, impactos significativos sobre los usos de esa zona del Río de La Plata, relacionados a la recepción de descargas, provisión de agua para consumo, navegación fluvial y de ultramar, recreación, etc.
 
Obviamente, las consecuencias de tales cambios podrán ser mitigadas en la medida que exista una adecuada planificación, lo cual necesita, como dato primario, una predicción confiable del proceso.

Para ello se procedió a la modelación del avance del Frente del Delta, tomando como base todo el material cartográfico recopilado. El modelo desarrollado consta de dos módulos:

Módulo Hidrodinámico: Simulación numérica de la hidrodinámica del Río de la Plata Superior, basado en el software HIDROBID II.

Módulo Sedimentológico: Determinación de la depositación de sedimentos sobre el Frente del Delta.

El modelo trabaja dinámicamente con los dos módulos, es decir que a partir de los datos de entrada requeridos (input) se procesan primero en el módulo hidrodinámico y luego en el módulo sedimentológico. De esta forma se obtienen los datos de salida (output).

En el estudio sedimentológico del Río de la Plata de Parker et al. (1987), se efectúa la distinción entre una faja longitudinal al norte donde se evidencia la descarga de los Ríos Uruguay y Paraná Guazú hacia Playa Honda, a través de la asociación de facies de arenas y arenas limosas, y una segunda faja longitudinal al sur que muestra la influencia de las desembocaduras de los Río Luján y Paraná de las Palmas, diferenciándose claramente de la faja anterior por texturas más finas y alto contenido de carbón vegetal.
 
La identificación de corredores de flujo es consistente con observaciones remotas de confluencia de ríos.

Las figuras 1.4.1 y 1.4.2 muestran la confluencia de los ríos Solimões (de aguas claras) y Negro (cargado de sedimentos), en la formación del río Amazonas. Los sedimentos del río Negro permiten advertir la escasa mezcla de estos flujos (Figura 1.4.3).
Según balances isotópicos y resultados hidrológicos, las aguas de los ríos Negro y Solimões requieren entre 25 y 100 Km para mezclarse (Maurice-Bourgoin, 2000). Esta característica hace que esta zona, llamada "Encontro das Aguas", sea de gran atracción para el turismo.

Otro caso similar es el de la confluencia de los ríos Paraná y Paraguay, Figura 1.4.4. El río Paraguay aporta una importante cantidad de sedimentos que provienen del río Bermejo. Aquí también se da el caso de flujos paralelos con poca mezcla durante cientos de kilómetros.

Frente al Puerto de Santa Fe se encuentran los flujos provenientes del Canal de Acceso al Puerto desde el río Paraná, relativamente turbio, y el correspondiente al Canal Derivador. El Canal Derivador transporta aguas claras provenientes del Sistema Leyes-Setúbal (Figuras 1.4.5 y 1.4.6). Se observa que la zona de mezcla se extiende a lo largo de decenas de metros.

En el ámbito del Río de la Plata, el encuentro entre el río Uruguay y los distintos brazos del río Paraná alrededor del Guazú, plantea una situación similar (Figura 1.4.7). Las aguas aportadas por el río Uruguay, más límpidas, corren paralelas a las aguas más turbias provenientes del río Paraná.

Una imagen relativamente moderna del satélite AQUA con el sensor MODIS, Figura 1.4.8, muestra claramente la existencia de tres corredores para una situación particular que permitió distinguir los orígenes.

 

En los breves textos anteriores y en las referencias que surgen de los modelos aplicados wasp5 e hidrobid 2, no se hace mención a “calor” alguno, en tanto, transferencias de convección natural internas; (por eso lo de Hidrotermias viene a punto), y muy brevemente a la calidad de lo que alguna vez fue agua.

Veamos algunos de su efectos en los mares profundos; para luego estimar lo que pasaría en un ancho estuario de muy baja profundidad;

y muy en particular, en las franjas de los virtuales y bastardeados cordones litorales urbanos donde la calidad de lo que alguna vez fue agua, hoy pura polución y la bajísima profundidad, contrastan y se disocian del resto de las aguas del estuario.

 Ambas, disociación hidroquímica y disociación térmica, acercan al imaginario matices de capas límites hidrotérmicas e hidroquímicas que no aparecen en estas márgenes urbanas, contemplados en modelación alguna.

Aquí resultan claramente insuficientes los ajustes que pudieran aportar los módulos hidrodinámicos y sedimentológicos.

Sin “hidrotermias”, o palabra que más les guste, no hay forma de entrar a conciencia.

La conciencia simboliza mediante la palabra. Al modelo matemático se  llega mucho después.

Gracias Querida Alflora por animar y alcanzar utilidad a mis años

Francisco Javier de Amorrortu

Procesos termohalinos; formación de masas de agua

Texto revisado por Alexandre Ganachaud

En la mayoría de las regiones oceánicas la circulación inducida por el viento, lo cual ha sido hasta ahora nuestro tema de discusión, no alcanza mas allá del primer kilómetro de profundidad. La renovación de las aguas por debajo de esa profundidad se consigue mediante corrientes inducidas por diferencias de densidad, causadas éstas por cambios en la temperatura (efectos térmicos) y en la salinidad (efectos halinos). Esta circulación se conoce como circulación termohalina. Dado que estos movimientos son bastantes lentos, resulta poco práctico usar correntómetros para tratar de detectarlos directamente, por lo que usualmente, se deducen a partir de la distribución espacial de las propiedades del agua de mar y de la aplicación de la geostrofía.

El mecanismo motriz para la circulación termohalina es la formación de masa de agua. Masas de agua con características bien definidas de temperatura y salinidad, se crean a través de procesos superficiales en localidades específicas. Posteriormente estas masas se hunden y se mezclan lentamente con otrás masas de agua mientras se desplazan en el interior de las cuencas oceánicas.

Los dos principales procesos de formación de masas de agua son convección profunda y subducción. Ambos procesos están vinculados a la dinámica del estrato mezclado superficial de los océanos, por lo que es necesario discutir seguidamente los aspectos termohalinos del océano superior.

Los oceanógrafos se refieren a la capa superficial con propiedades hidrográficas uniformes, como estrato superficial mezclado. Este estrato es un elemento esencial del proceso de transferencia de calor y agua fresca entre la atmósfera y el océano. Usualmente ocupa los primeros 50m y 150 m de profundidad; sin embargo, puede ser más profundo durante el invierno cuando el enfriamiento de la superficie del mar produce inversión convectiva de agua, liberándose calor almacenado en el océano hacia la atmósfera.

Durante la primavera y el verano, el estrato mezclado absorbe calor, moderando los extremos de temperatura estacional del planeta al almacenar calor hasta el siguiente período de otoño e invierno; mientras el estrato mezclado profundo del invierno previo, se cubre por un delgado estrato de agua cálida y ligera. Durante este tiempo, se consigue la mezcla a través de la acción de las olas inducidas por el viento, extendiéndose no más allá de unas pocas decenas de metros.

Por debajo del estrato de mezcla activa, existe una zona de rápida transición, donde, en la mayoría de los casos, la temperatura decrece rápidamente con la profundidad. Este estrato de transición se denomina termoclina estacional.

Siendo el fondo del estrato superficial mezclado, la termoclina estacional es somera en primavera y verano, profunda en otoño y desaparece en invierno, cuando la pérdida de calor en la superficie genera inestabilidad y la convección resultante mezcla la columna de agua a una mayor profundidad.

En los inviernos tropicales, el enfriamiento no es lo suficientemente fuerte para destruir la termoclina estacional, por lo que una propiedad somera llamada algunas veces termoclina tropical resulta mantenida durante todo el año.

El rango de profundidad que va desde el fondo de la termoclina estacional hasta aproximadamente los 1000 m se conoce como la termoclina oceánica ó permanente. Esta es la zona de transición que separa las aguas cálidas del estrato superficial de las aguas frías de las grandes profundidades oceánicas.

La temperatura en el límite superior de la termoclima permanente depende de la latitud, estando muy por encima de los 20°C en las regiones tropicales hasta justo arriba de los 15°C en las regiones templadas. En el límite más bajo la temperatura es bastante uniforme siendo de 4 - 6°C, dependiendo de que océano se trate.

Por debajo del estrato superficial, el cual está en permanente contacto con la atmósfera, la temperatura y la salinidad son propiedades conservativas; es decir, sólo pueden ser cambiadas a través de mezclas y advección.

Todas las otras propiedades del agua de mar, tales como oxígeno disuelto, nutrientes, etc, son afectadas por procesos biológicos y químicos y en consecuencia son no conservativas. Por lo tanto, las masas de agua pueden entonces ser identificadas por su combinación de valores de temperatura y salinidad (diagrama T-S).

La formación de masa de agua por convección profunda ocurre en regiones con poca estratificación de la densidad (es decir, en regiones polares y sub-polares). Cuando el agua en el estrato mezclado superior se hace más densa que el agua inmediatamente inferior, esta se hunde a una mayor profundidad (en algunas regiones, se hunde hasta el lecho oceánico).

El incremento de la densidad puede ser alcanzado por enfriamiento ó por incremento de la salinidad (a través de evaporación, ó a través de concentración de salmuera durante el proceso de congelamiento), ó por ambos procesos (térmico y halino) operando en conjunto.

La formación de masa de agua por subducción ocurre principalmente en las regiones sub-tropicales. El agua desde el fondo del estrato mezclado se bombea hacia mayores profundidades por medio de un proceso de convergencia en el transporte de Ekman y un lento hundimiento a lo largo de superficies de densidad constante.


Algunas características físicas del medio marino

Temperatura

El calor recibido por el agua del mar procede principalmente de las radiaciones solares (y este detalle relaciona directamente la temperatura del agua con la iluminación);

pero hay también otras fuentes importantes como el calor que asciende por convección desde el fondo de los mares y desde el interior de la tierra o desde la propia atmósfera, o el producido por las reacciones químicas que tienen lugar en el seno de los océanos.

Debido al elevado calor específico que presenta el mar, los cambios de temperatura que en él se producen son mucho menores que los terrestres. El mar es un termorregulador por lo que influye en los climas en función de la mayor o menor proximidad de la tierra emergida. Por esto existen, entre otras causas, variaciones estacionales y diarias de la temperatura.

 La temperatura, junto con la salinidad, influyen en la densidad y solubilidad de los diferentes gases que aparecen en el medio marino y ambos inciden sobre la distribución de los seres vivos en el mar.

Todos estos factores afectan a los procesos bioquímicos o químicos que ocurren en los seres vivos, tanto vegetales como animales poiquilotermos. Según la ley de Van Hoff los procesos biológicos se duplican cada vez que se incrementa la temperatura en 10ºC.

Luz

Una parte de la luz que llega al mar es absorbida, otra se dispersa por reflexión y el resto es convierte en calor. De la luz absorbida, una buena cantidad se dispersa a causa de las partículas en suspensión que hay en el agua del mar. Según Birge solo un 18% de las radiaciones solares llegadas a la superficie marina son reflejas a la atmósfera y el 82 % restante son absorbidas y transformadas en calor. De este alto porcentaje absorbido solo un 2% es aprovechado por los organismos fitoplanctónicos.

La mayor o menor penetración de la luz en el mar depende de varios factores: estación del año, ángulo de incidencia, naturaleza del medio, grado de absorción atmosférica en función del clima. No todas las radiaciones llegan a la misma profundidad ya que la luz está constituida por un espectro de radiaciones de distinta longitud de onda, cada una de ellas con un color de atenuación diferente.

Densidad

Coincide con el valor del peso específico; por lo que al hablar de densidad del agua de mar se considera el valor de su peso específico, el cual es muy parecido o ligeramente inferior al que presentan los seres marinos. Esto es lo que permite a éstos flotar y desplazarse sin dificultad, o facilitar el paso del agua por el interior del cuerpo de los organismos que viven fijos, de forma que puedan aprovechar las partículas en suspensión.

La densidad del mar depende de la temperatura, presión y salinidad y en general aumenta con la profundidad. La densidad del mar depende de las corrientes que pueda haber en una zona, de modo que a igual profundidad puede haber distinta densidad. En este caso las aguas que afloran tenderán a hundirse o a elevarse para ajustar su densidad al nivel de profundidad (corrientes de convección).

 

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