A partir del año 2000 los dos tópicos se dictan como Ciencias de la Tierra 1, que sigue siendo el tópico de primer semestre con contenido idéntico, y Ciencias Marinas 1 como tópico de segundo semestre. Ciencias Marinas 1 aún contiene materia cuantiosa sobre meteorología y oceanografía física, pero contiene además una introducción elemental a algunos aspectos de la biología marina.
Estos apuntes representan el contenido del tópico para oceanografía física. Además hay dos clases introductorias que ubican los aspectos atmosféricos y oceanográficos del tópico en el contexto de las ciencias exactas; estas clases son una versión abreviada de las dos primeras clases dictadas al comienzo del semestre.
Una manera común de expresar cuantitativamente los procesos es a través de los conceptos de ciclos y balances.
En escalas de tiempo de la magnitud de la historia geológica, todos los procesos en la Tierra se basan en un reservorio constante de materiales.
Las formas en que los materiales se presentan cambian constantemente. En un estado de equilibrio este cambio ha de ser cíclico.
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Esta clase discute cuatro ejemplos.
Al igual que muchos otros ciclos, el ciclo del agua enlaza procesos que actúan en el mundo viviente y el mundo no viviente: La precipitación y la evaporación oceánica enlazan el océano y la atmósfera; la evaporación desde la tierra y la transpiración desde la vegetación enlazan la atmósfera con la biósfera.
En el contexto de la meteorología y la oceanografía, el efecto de la biósfera se expresa cuantitativamente como un solo proceso, evapo-transpiración. El ciclo del agua luego describe un componente básico del sistema combinado océano-atmósfera.
Asociado con cada ciclo hay un balance. Los ciclos representan una descripción cualitativa de los procesos, los balances los convierten en enunciados cuantitativos. Se hace distinción entre los balances estáticos, que proveen un resumen de qué cantidad de un material en particular está disponible y cómo se encuentra distribuido entre diferentes compartimentos, y los presupuestos dinámicos, que cuantifican qué tan rápidamente el material se mueve entre los compartimentos. Los ciclos definen el proceso; los balances permiten obtener respuestas a preguntas como: "¿Cómo se afecta el ciclo del agua si tal o cual porcentaje de los terrenos baldíos de Australia Occidental se limpian y se utilizan para el cultivo del trigo?"
| región | volumen (103 km3) | % del total |
| océanos | 1.350.000 | 94,12 |
| agua subterránea | 60.000 | 4,18 |
| hielo | 24.000 | 1,67 |
| lagos | 230 | 0,016 |
| humedad en suelos | 82 | 0,006 |
| atmósfera | 14 | 0,001 |
| ríos | 1 | - |
| M. J. Lvovich: World water balance; in: Symposium on world water balance, UNESCO/IASH publication 93, Paris 1971. | ||
El balance estático demuestra la importancia de las capas de hielo para el ciclo global del agua: cualquier cambio en las condiciones atmosféricas u oceánicas que libere una parte significativa del agua que está almacenada actualmente en el hielo produciría un cambio notable en el ciclo del agua. La atmósfera parece ser insignificante en comparación; sin embargo, el papel importante que juega la atmósfera se hace evidente cuando se estudia el balance dinámico.
| proceso | cantidad (m3 por año) | |
| precipitación sobre el océano | 3,24 . 1014 | |
| evaporación desde el océano | -3,60 . 1014 | |
| precipitación sobre tierra | 0,98 . 1014 | |
| evaporación desde tierra | -0,62 . 1014 | |
| ganancia neta en tierra = caudal de ríos | 0,36 . 1014 |
El balance de flujo demuestra que la mayor parte del intercambio entre los compartimentos se realiza entre el océano y la atmósfera, así que la atmósfera constituye un elemento extremadamente dinámico en el sistema, a pesar de que contiene sólo una pequeña cantidad de agua en un momento dado. El intercambio de agua entre el océano y la atmósfera en el transcurso de unas pocas décadas es equivalente a la cantidad total de agua almacenada en las capas de hielo.
Los minerales son disueltos de las rocas por las aguas que fluyen sobre y debajo de la tierra y por erosión superficial. Tales minerales entran en los ríos y así fluyen al océano, donde se acumulan, lo que hace que el agua del mar sea salada. Son removidos del agua por acción química y así entran en los sedimentos.
Los sedimentos se utilizan para formar rocas nuevas, lo que lleva los minerales de nuevo a la geósfera.
La sal entra en la atmósfera en forma de gotitas minúsculas levantadas por los vientos que soplan sobre las olas del mar. Dicha sal puede ser llevada hasta la tierra, lo que constituye un camino mínimo desde el mar hasta la tierra en el ciclo global de la sal.
Puesto que el ciclo de la sal funciona en escalas de tiempo tan largas, establecer un balance estático de la sal no es relevante para la oceanografía.
| elemento | abundancia en la corteza (%) | tiempo de residencia (años) |
| algunos componentes principales de la sal marina: | ||
| sodio (Na) | 2,4 | 60.000.000 |
| cloro (Cl) | 0,013 | 80.000.000 |
| magnesio (Mg) | 2,3 | 10.000.000 |
| algunos componentes menores de la sal marina: | ||
| plomo (Pb) | 0,001 | 400 |
| hierro (Fe) | 2,4 | 100 |
| aluminio (Al) | 6,0 | 100 |
El concepto de salinidad es el tópico de la clase 3.
En la tierra los nutrientes son recogidos del suelo por las plantas y regresan al suelo por la descomposición de la materia orgánica muerta. Este es un ciclo cerrado en una escala de tiempo relativamente corta, determinada por el proceso de descomposición y por los tiempos de vida de plantas, animales y seres humanos. En sociedades humanas desarrolladas, el ciclo se rompe sólo por el consumo de nutrientes por las poblaciones de grandes ciudades, las cuales no devuelven los nutrientes a la tierra sino que los desechan en sistemas cloacales. La pérdida de nutrientes que resulta así por causa de la agricultura es compensada por la importación de fertilizantes minerales desde el reservorio de minerales en la geósfera.
Esta influencia humana introduce un enlace con un ciclo de nutrientes con una escala de tiempo mucho más larga, determinada por la formación de depósitos minerales. Esta situación es similar a la que se discute con respecto al ciclo del carbono más adelante, pero no tiene las mismas consecuencias inmediatas. El aumento de nutrientes disponibles para el ciclo rápido de los nutrientes, del cual dependen los procesos de vida y la agricultura, es muy lento, y gran parte de los minerales introducidos se desvían del ciclo rápido de los nutrientes a través del componente oceánico.
En el océano la utilización de los nutrientes por las plantas ocurre en la capa superficial donde penetra la luz solar y ocurre la fotosíntesis. La mayor parte de los nutrientes son removidos de esta zona eufótica y transferidos al océano profundo cuando los organismos muertos descienden al fondo oceánico donde salen del ciclo rápido de nutrientes. En las capas más profundas la materia orgánica es remineralizada, es decir, los nutrientes vuelven a disolverse. Por lo tanto el océano no puede soportar ecosistemas altamente productivos excepto en lugares donde los nutrientes son devueltos a la zona eufótica desde capas más profundas en las regiones de afloramientos o surgencias. El ciclo de los nutrientes se discute con mayor detalle en la clase 5, la surgencia se trata en la clase 6.
En la escala de tiempo geológica, el carbono es liberado a la atmósfera y al océano por medio de la meteorización, que descompone las rocas de carbonatos tales como las calizas. El carbono regresa a este enorme reservorio de almacenaje cuando nuevas rocas son formadas a través de la deposición de sedimentos.
En la escala de tiempo climática, la cual es mucho más corta, el carbono se intercambia entre la atmósfera, el océano y organismos tanto vivientes como muertos.
El ciclo del carbono incluye realmente ambas escalas de tiempo, pero para la mayoría de los fines prácticos se excluye generalmente la escala geológica del balance del carbono y del balance del flujo del carbono.
Esta separación de las escalas de tiempo ha sido perturbada significativamente por la quema de combustibles fósiles. Este proceso agrega dióxido de carbono a la atmósfera, lo que aumenta la capacidad de la atmósfera para retener energía térmica recibida del sol (esto es el efecto invernadero). Las tablas siguientes aportan algunas estimaciones actuales del balance del carbono y del balance del flujo del carbono.
| región | cantidad (Gt carbono; 1 Gt = 1015 g) | |
| antes del cambio antropogénico | después del cambio antropogénico | |
| plantas terrestres | 610 | 550 |
| suelo y humus | 1.500 | sin cambio |
| atmósfera | 600 | 750 (+3,4 por año) |
| océano superior | 1.000 | 1.020 (+0,4 por año) |
| vida marina | 3 | sin cambio |
| carbono orgánico disuelto | 700 | sin cambio |
| a media profundidad y en el océano profundo | 38.000 | 38.100 (+1,6 por año) |
| de | a | cantidad (Gt de carbono por año; 1 Gt = 1015 g)) | |
| natural | anthropogénico | ||
| atmósfera | plantas terrestres | 100 (a) | |
| océano | 74 (d) | 18 | |
| plantas terrestres | atmósfera | 50 (a) | |
| suelo y humus | 50 (a) | ||
| suelo y humus | atmósfera | 50 (a) | |
| deforestación | atmósfera | alrededor de 1,9 | |
| combustible fósil | atmósfera | alrededor de 5,4 | |
| drenado al océano | océano superior | 0.4 | |
| a media profundidad y en el océano profundo | 1,6 | ||
| ríos | océano | 0,8 | |
| océano superior | atmósfera | 74 (d) | 16 |
| vida marina | alrededor de 40 (b) | ||
| a media profundidad y en el océano profundo | 90 (c) | 5,6 | |
| vida marina | océano superior | alrededor de 30 (b) | |
| a media profundidad y en el océano profundo | 4 (b) | ||
| carbono orgánico disuelto | 6 (b) | ||
| carbono orgánico disuelto | a media profundidad y en el océano profundo | 6 (c) | |
| a media profundidad y en el océano profundo | océano superior | 100 (c) | |
| sedimento | 0,13 | ||
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