Propiedades Fisicas Del Mar 4a5ud

PROPIEDADES FISICAS DEL MAR El agua constituye el 96.5 % de la masa del océano. La molécula del agua tiene particularidades únicas que son necesarios considerarlos para comprender con exactitud las propiedades de los océanos y sus procesos dinámicos. Los otros 3.5% lo constituyen partículas en suspensión y sales disueltas de casi todos los elementos conocidos en la Tierra. Sin embargo, solamente seis elementos constituyen el 99% de los sólidos disueltos en el agua del océano. Estos componentes mayores son el cloro, sodio, magnesio, sulfuro, calcio y potasio. 1. Propiedades del Agua Pura 1.1 Propiedades Químicas del Agua Pura El agua pura se compone de dos átomos de hidrógeno y un átomo de oxigeno, una forma muy simple, aunque con propiedades notables. El factor primario responsable de estas propiedades es usualmente su estructura atómica. Los dos átomos de hidrógeno no están distribuidos simétricamente, están unidos al oxigeno en un de lado de la molécula formando un ángulo entre sí de 105º. Así, las cargas hacen que la molécula de agua sea un dipolo 1. A causa del dipolo y el consiguiente enlace de hidrógeno, los puntos de congelación y ebullición del agua es mucho más alto que otras moléculas parecidas como H 2 T e, H2Se y H2S. Con todo, nuestra comprensión del agua aún no es completa. En la actualidad sabemos:  El ángulo entre los dos átomos de hidrógeno es de 104,6º (-105º)  El Hidrógeno y el Oxigeno tiene enlace covalente, compartiendo electrones en las capas exteriores de los átomos. (Otros enlaces tienen enlace iónico, algunos átomos pierden electrones y otros ganan electrones como el de Cloruro de Sodio, NaCI.).  La carga negativa se concentra alrededor del núcleo del oxigeno, la carga positiva alrededor del núcleo del hidrógeno. Esto es, una molécula dipolo.  La polaridad del agua hace que se comporte como un ion.  El enlace de hidrógeno entre las moléculas de agua pueden ser muy fuertes. La fuerza electrostática entre la carga positiva y negativa es

grande. Las moléculas del agua tienden a interactuar fuertemente el uno al otro así como también con otros iones.  Debido al enlace de hidrógeno, el agua líquida es una mezcla de moléculas de agua individuales y grupos de enlaces de moléculas de agua.  Cuando en algunos compuestos iónicos disueltos en el agua, el ion cargado es rodeado por moléculas de agua dipolos, se conoce como hidratación. Algunas propiedades inusuales del agua son debido a las propiedades de dipolo. Se presenta una comparación de compuestos químicamente similares: TABLA Si comparamos estos valores a los de algunos compuestos parecidos al agua, veremos que los puntos de congelación y ebullición del agua son singularmente altos. 1.2. Propiedad Solvente del Agua Debido a su naturaleza polar, las moléculas de agua forman enlaces entre si, a nivel de los hidrógenos. Si consideramos el cloruro de sodio, un compuesto que contiene enlaces iónicos, al colocar esa sustancia en el agua se reduce la atracción electrostática entre los iones de cloruro y sodio en unas 80 veces. A más y más iones de sodio y cloro liberados, debido al debilitamiento de la atracción electrostática que los mantiene juntos, estos llegan a estar rodeada por laS moléculas polares de agua, es decir, están hidratas. 1.3. Propiedades Térmicas de Agua 1.3.1. Puntos de Congelación y ebullición del Agua El agua tiene: Puntos de congelación - 0ºC, punto de ebullición - 100ºC. 1.3.2. Capacidad de Calor Otro resultado directo del enlace de hidrógeno es la alta capacidad de calor del agua. Una caloría es la cantidad de calor requerida para elevar la temperatura de 1 g de agua en 1ºC. La capacidad de calor del agua es grande comparada al de la mayoría de otras sustancias. 1.3.3. Calor Latente de Licuefacción y Vaporización

La inusualmente alta capacidad de calor del agua está estrechamente relacionada con su alto calor latente de licuefacción y calor latente de vaporización. La conversión de sólido a líquido se realiza a una temperatura llamada punto de congelación y un líquido cambia a gas a una temperatura definida como un punto de ebullición. En la temperatura donde ocurre el cambio de estado de cualquier sustancia no hay aumento de temperatura aún se esté agregando continuamente calor. Esta calor es usado totalmente para romper todos los enlaces necesarios hasta completar el cambio de estado. La cantidad de dicho calor necesario para realizar este cambio de estado (de sólido a líquido) a 1 g. de una sustancia en el punto de licuefacción es el calor latente de licuefacción. El calor aplicado para efectuar un cambio de estado al punto de ebullición es el calor latente de vaporización. El calor latente de licuefacción para convertir 1g. de hielo a 1g. de agua es de 80 Cal, y es más alto para el agua que para cualquier otra sustancia. El calor latente de vaporización necesaria para convertir agua a vapor es de 540 Cal. 1.4. Tensión Superficial Después del mercurio, el agua tiene la tensión superficial más alta de todos los líquidos. La tensión superficial es una manifestación de la presencia del enlace de hidrógeno. Las moléculas de agua que están en la superficie son atraídas fuertemente por las moléculas de agua que están debajo de estas, por los enlaces hidrógeno. Si el diámetro del recipiente disminuye a un tubo muy fino, la combinación de la fuerza de cohesión que mantiene las moléculas juntas, y la de atracción adhesiva entre las moléculas de agua y el recipiente de vidrio, tirará la columna de agua a grandes alturas. Este fenómeno es conocido como capilaridad. 1.5. Lista de propiedades físicas del agua pura  La capacidad de calor más alto de todos los sólidos y líquidos excepto el NH3  Calor latente de fusión más alto excepto al NH3.  Calor latente de evaporación más alta de todas las sustancias.  Expansión térmica. La temperatura de la densidad máxima disminuye con el aumento de la salinidad, para el agua pura es 4ºC.

 Tensión superficial. Más alta de todos los líquidos excepto del mercurio.  Poder disolvente. Disminuye más sustancias y en cantidades mayores que cualquier otro líquido.  Conducción de calor. Más alto de todos los líquidos.  Transparencia. Absorción de energía radiante es IR y UV. Poca absorción selectiva en la porción visible. 2. Propiedades Físicas del Agua de Mar Las propiedades físicas del agua pura indicada, básicamente están en función de la presión (p) y la temperatura (T), mientras que los del agua de mar están en función de la presión, temperatura y salinidad (S). Algunas propiedades como la compresibilidad, expansión térmica e índice de refracción, son alteradas sólo ligeramente por la presencia de sales disueltas, mientras que otras, como el punto de congelación, temperatura de la máxima densidad son dependientes de la salinidad. Además, la presencia de sales agrega algunas propiedades como la presión osmótica. Otro aspecto importante ha considerar, tanto en agua dulce como en agua de mar, es la presencia de partículas en suspensión y el estado de movimiento, que modifican significativamente algunos procesos importantes. La absorción de luz en lagos o en el mar es muy diferente de la absorción de luz en agua destilada y en agua de mar pura, ya que en la naturaleza siempre contienen materia de suspensión, aumentando así la dispersión de luz y por tanto aumenta la absorción en las capas de igual espesor. De igual forma, el movimiento del agua altera completamente la conducción de calor, difusión química y transferencia de momento de una capa a otra, debiéndose reemplazar el coeficiente determinado en condiciones de laboratorio por el coeficiente de turbulencia que depende de la presencia de turbulencias. Resumiendo, algunas propiedades físicas del agua de mar depende sólo de tres variables, temperatura salinidad y presión, y que puede determinarse con gran exactitud. Mientras que otras dependen de variables como la cantidad de materia en suspensión o de las características del movimiento y que no puede determinarse con exactitud. 2.1. Unidad de temperatura, salinidad y presión y sus rangos en el mar

En oceanografía, la temperatura se mide en grados Celsius. La exactitud de las mediciones es de =0,02ºC. La salinidad es dado en gramos por kilogramos de agua de mar, es decir, parte por mil y su símbolo es %o. La presión se mide en atmósfera o en unidades de sistema c.g.s. Una atmósfera se define como la presión que ejerce una columna de mercurio de 760 mm. de alto por centímetro cuadrado (cm2) a una temperatura de 0º C, donde la aceleración de la gravedad es 980,65 cm.s -2. La unidad c.g.s. de presión es dina.cm-2 y 1 atm. = 1,0133 x 10º dinas cm-2. Un millón de dinas.cm-2 es igual a 1 bar. La unidad empleada en oceanografía por ser práctico es 1 decibar que equivale a 0.1 bar. La presión ejercida por cm2 en un 1 m. de agua de mar es muy cercano a 1 decibar, es decir, la presión hidrostática en el mar aumenta en un decibar por más o menos cada metro de profundidad. Por tanto, la profundidad en metros y la presión en decibares tienen aproximadamente el mismo valor. Esta regla es suficientemente exacta para determinar el efecto de la presión sobre las propiedades físicas del agua, pero para detalles de la distribución de la presión debe calcularse a partir de la distribución de la densidad. En los océanos, la temperatura varia de –2ºC +30ºC. El límite inferior es determinado por la formación del hielo y el límite superior por los procesos de radiación e intercambio de calor con la atmósfera. (En áreas cercanas a tierra la temperatura puede ser mayor pero en el océano abierto raramente excede los 30ºC). La salinidad en los océanos varia generalmente entre 33%o a 37%o. La salinidad es superior en latitudes medias mientras que en regiones de intensa lluvia o donde hay dilución por ríos puede disminuir considerablemente. En mares aislados de latitudes medias, como el Mar Rojo, donde ocurre una alta evaporación, la salinidad puede llegar a 40%o o más. Como los rangos son pequeños algunas veces es conveniente usar como promedio para todos los océanos la salinidad de 35%o. Alrededor del 90% del volumen del océano mundial tiene en un rango mucho más pequeña de -2 a 10ºC y 34%o a 35%o en salinidad. En relación con la presión en el océano, la presión atmosférica es siempre ignorado, por tanto, la presión en la superficie del mar se toma como cero. La presión es esencialmente una función de la profundidad y el valor numérico en decibares es muy semejante a la profundidad en metros. El rango en presión será de cero en la superficie hasta más de 10,000 decibares en la parte más profunda del océano.

Debido a las peculiaridades de la distribución de la temperatura y la salinidad en el océano, existe cierta relación entre estas condiciones y la presión. La temperatura en el fondo marino siempre es bajo, variando entre 4º y - 1ºC, de tal forma que altas presiones son asociadas con temperatura bajas. De igual forma, la salinidad de aguas profundas varia dentro de los límites de 34%o a 35%o y en altas presiones son por tanto asociadas con salinidades entre estos límites. 2.1.1Tiempo de Residencia El tiempo de residencia, o la longitud promedio de tiempo de un átomo que estará en el océano, puede ser calculado por la siguiente ecuación: Tiempo de Residencia = (Cantidad de elemento en los océanos)/(Tasa de adición o remoción en los océanos) 2.2. Salinidad La salinidad (S) del agua de mar es esencialmente una medida de las sales disueltas en un kilogramo de agua de mar. Un valor promedio para los océanos es de 35 gramos por kilogramo. No es práctico medir esta cantidad directamente. Una de las generalizaciones más importantes en oceanografía es la llamada Ley de Constancia de Composición. Esta ley establece que para los constituyentes principales del agua, las proporciones son virtualmente constantes sin considerar la concentración absoluta del total de sólidos. Esta relación es importante porque de esta forma nos permite encontrar la salinidad sólo con determinar la concentración de unos de ellos. Como el cloruro constituye cerca de 55% de la salinidad y es fácil de determinar con exactitud, se le toma como base para medir esta propiedad. El peso de este ion en una muestra determinado de agua se llama Clorinidad (CL) y se expresa comúnmente en términos de gramos por kilogramo de agua del océano o partes por mil. Desde hace mucho se determinó midiendo el contenido de haluros (principalmente cloruro) titulando con nitrato de plata y usando una relación lineal (S=1,80655 x CL) entre las sales disueltas totales y los haluros. Por tal motivo, la salinidad se define como la cantidad total de material sólido en gramos, contenido en un kilogramo de agua de mar cuando todo el carbonato ha sido convertido en óxido, el bromo y yodo reemplazados por el cloro y toda la materia orgánica completamente oxidada. Se ha demostrado la existencia de una relación entre la salinidad y la conductividad eléctrica del agua de mar y, como esta propiedad puede medirse fácilmente se usa para estimar la salinidad. Se ha adoptado una "Escala Práctica

de Salinidad, 1978" (PSS 78) (UNESCO, 1979, 1981) basado en medidas de conductividad. Note que una salinidad de 35,00 gramos por kilogramo, escrito como 35,00%o, se escribe simplemente como 35,00. Las sales disueltas, antes de desarrollar nuevas propiedades, actúan en mayor grado alterando las propiedades físicas de las aguas puras. Por ejemplo, ejercen cambios pequeños en la compresibilidad, expansión térmica, refractividad y cambios más grandes en el punto congelamiento, densidad, temperatura de densidad máxima y conductividad eléctrica. Debido a que el agua tiene valores extremos para muchas propiedades físicas, como el calor específico, por tanto, las corrientes oceánicas llevan mucha energía térmica, el calor latente de fusión alto hace que en regiones polares la temperatura se mantenga cerca del punto de licuefacción, el calor latente de evaporación alto es importante en la transferencia de calor del mar al aire, etc. 2.3. Densidad La densidad se define como la masa por unidad de volumen. En el sistema c.g.s. la densidad se expresa en gr.cm3. La gravedad específica es definida como la relación de la densidad con la del agua destilada a 4ºC. En oceanografía, generalmente se usa el término densidad,  , aunque estrictamente hablando, siempre es considerada la gravedad específica. La densidad del agua de mar depende de tres variables: Temperatura, Salinidad y Presión. La densidad ( ) disminuye con el aumento de la temperatura y aumenta con el aumento de la presión y la salinidad. Esto se indica designando la densidad como  s,t,p, pero cuando se refiere a los valores numéricos se emplea el término  s,t,p que se define de la siguiente manera :  s,t,p = ( s,t,p, - 1) x 1000 Un caso más particularizado es sigma-t ( t = ( - 1000) kg.m-3 para temperaturas de -2 a 30ºC y salinidades de 20%o a 40%o que cubren las gamas encontradas en los océanos abiertos. Estos rangos corresponden principalmente a las aguas subsuperficiales, el resto del rango representa volúmenes limitados de aguas de aguas superficiales (En la vecindad de ríos o la licuefacción del hielo, se puede encontrar valores de salinidad inferior a 20). La relación entre la densidad y los parámetros de salinidad y temperatura no es lineal, más en la temperatura que en la salinidad, y la densidad es menos sensible a los cambios de temperatura a baja temperatura que a altas temperaturas. Note que el agua pura tiene una densidad máxima cerca de 4ºC a la presión atmosférica pero con el aumento de salinidad

esta temperatura disminuye a unos -1,4ºC a salinidad 25%o (donde el punto de congelamiento tiene el mismo valor). Una regla útil es que la densidad aumenta en aproximadamente 1 parte en 1000 (es decir por 1 kg*m3) para un cambio de temperatura de -5ºC, para un cambio de salinidad de +1 o para un cambio de presión de +2000 kPa (kilopascales) = +200 dbar (equivalente a un aumento de profundidad de unos 200m.). La densidad del agua de mar a la temperatura y presión en que la muestra es colectada  s,t,p. es denominada densidad "in situ", y es expresado como  s,t,p. A presión atmosférica y temperatura 1ºC, el término se escribe  t y a 0º se escribe  o. 2.4. Medida de densidad, temperatura y salinidad Para muchos cálculos, los físicos oceanógrafos necesitan saber la distribución de densidad en el mar horizontal y verticalmente pero en la actualidad no hay método disponible para medirlos con precisión "in situ". Puede medirse directamente en laboratorio pero los métodos estándares son lentos. En la práctica, la temperatura, salinidad y la presión se mide in situ y la densidad se deduce de tablas o expresiones polinomiales que han sido preparados de determinaciones en laboratorio de esta propiedad. In situ la temperatura (T) se mide con termómetro de mercurio especialmente diseñado (termómetro reversible) que registra la temperatura al momento que se toma una muestra de agua de mar a una profundidad. También se puede medir con un termómetro de resistencia eléctrica. Debido a que el agua de mar es ligeramente comprensible, una muestra extraída de la profundidad a la superficie se expandirá y por lo tanto tenderá a enfriar. La temperatura de una muestra llevada adiabáticamente a la superficie (es decir, sin o térmico con el agua que lo rodea) será mas fría que in situ. La temperatura que tendría en la superficie en estas circunstancias se llama la temperatura potencial, este valor se usa cuando se compara muestras de agua a profundidades significativamente diferentes o cuando se consideran movimientos verticales sobre rangos de profundidades considerables (para eliminar el efecto de compresibilidad). En el laboratorio, la salinidad se determina midiendo la temperatura y la conductividad eléctrica [porque a presión constante la conductividad está en función de S y T, es decir f(S.T)]. En el mar, la presión se determina a partir de la profundidad de muestreo y la densidad de la columna de agua. Alternativamente, usando censores de conductividad, presión y temperatura montados juntos en una

unidad, como el CTD, que es bajado a la profundidad de interés registra los datos internamente o los transmite con señales eléctricas a instrumentos en cubierta donde se obtiene un registro continuo de temperatura y conductividad (o salinidad) contra la profundidad. Las relaciones entre la salinidad, conductividad, temperatura y la presión se ha predeterminado en años recientes. 2.5. La densidad relativa, sigma-t1 y volumen especifico En temas de oceanografía física a veces se usa el término densidad ( ), algunas veces densidad relativa (d), algunas veces volumen específico ( = 1/ ) y a veces una cantidad llamada "sigma-t". Se debe notar que la cantidad que obtenida de las expresiones polinomiales o las tablas usando valores de temperatura, salinidad y presión es, estrictamente hablando, la densidad relativa porque se basan en comparaciones de agua de mar pura, no las medidas absolutas de densidad que son mucho más difíciles medir. La densidad relativa puede darse con una exactitud de unos 3 en 10 6 pero la densidad apropiada es únicamente a 10 en 10 6. Afortunadamente en la mayoría de los casos son las diferencias de densidad las que son importantes. Para el agua de mar se empleará el término  como "densidad", con dimensiones físicas (ML3). Cabe indicar que cuando se específica las condiciones para una muestra de agua la cantidad p (presión del mar) se refiere a la presión hidrostática, es decir, la presión debido sólo a la columna de agua por encima del punto en el mar. Así, si p = 0 quiere decir que el muestreo se realiza a presión atmosférica. Sigma-t, definido como  t = ( (s,t,o) - 1000) kg.m3, se introdujo para abreviar. La densidad del agua de mar a la presión atmosférica varia de unos 1000 kg.m3 (1,000 g.cm3) para agua casi dulce hasta unos 1028 kg.m3 para las aguas oceánicas más densas. Como la variación está totalmente en los dos últimos dígitos (cuatro si la densidad es expresado en el segundo lugar decimal) es conveniente solo para propósito descriptivo usar sólo estas dos (o cuatro) dígitos, por ejemplo, para el agua de mar de T=10,00ºC, S=35,00 y p=0,  =1026,95 kg.m-3 y  t=26,95. (Aunque  t tiene unidades de kg.m-3 es usual omitirlos) También debería notarse que  t, es un caso especial de una cantidad más general in situ  t (s,t,p)= [ (s,t,p) - 1000] que incluye el efecto de la presión, pero se usa con menos frecuencia que, Sigma-t se usa con más frecuencia porque permite una mejor estimación que la diferencia de densidad entre dos tipos de agua que tendría si ellos estuvieran al

mismo nivel y por tanto es un mejor indicador de estabilidad estática. Cuando se considera el movimiento de una porción de agua sobre un rango considerable de profundidad, puede ser preferible eliminar el efecto del enfriamiento o calentamiento adiabático usando el potencial de temperatura  en lugar que la temperatura T in situ y calculando la densidad potencial  (s, ,0) o   = [ (s, ,0) – 1000].

Para orientación y comparación, se dan algunos valores de densidad del agua dulce y del agua de mar. Para el océano abierto, las temperaturas oscilan de -2ºC a +30ºC, salinidad desde 30 a 38 y la presión desde 0 a unos 10 5 kPa (=104dbar) correspondiendo a la profundidad máxima de océano de unos 10,000m. Cerca de ríos o licuefacción de hielo, la salinidad puede caer a 0 en la capa superficial, mientras valores de 42 o más ocurren en el Mar Rojo. En la Tabla 1 se dan algunos valores de densidad. La densidad de agua dulce a la presión atmosférica estándar (es decir cero de presión hidrostática) tiene su valor máximo de 999,95 kg.m-3 a 3,98ºC. Los valores en paréntesis corresponden a condiciones que no ocurren en lagos u océanos. El volumen específico ( ) es el recíproco de la densidad ( = 1/ ) y tiene las unidades de m3kg-1. En oceanografía se usan otras dos densidades de cantidades relacionados, anomalías de volumen específico ( ) y anomalía termostérica [As,t]que será definido en la siguiente sección. TABLA 1. Valores de densidad in situ para agua dulce y agua de mar (Ecuaciones de Estado Internacional 1980). 2.6. Densidad y volumen específico como función de temperatura, salinidad y presión. Para un fluido de un componente, la densidad  =  (T,p) donde T es la temperatura absoluta (termodinámica) y el volumen específico  =  (T,p), es decir, están en función sólo de la temperatura y presión. Para un gas perfecto, la relación (la "ecuación de estado") tiene la forma simple =RT/p donde R es la Constante de los Gases. Para agua dulce, la relación es más complicada, para el agua de mar, que es un fluído multicomponenete, las sales disueltas le agregan complicación adicional y  =  (s,T,p). (La situación es similar a la atmósfera donde el valor de agua juega un papel analógico a la salinidad en el agua de mar y cambia la ecuación de estado, relativamente simple para el aire seco, a una forma más complicada para el aire húmedo). Para la agua de mar, es usual usar la temperatura Celsius T, más bien que la temperatura absoluta T, y la relación  =  (s,t,p) puede representarse como tablas con los valores observados de S,T y p o como un polinomio en estos parámetros.

Desde las primera medidas de la variación de densidad con la temperatura, salinidad y presión (Knudsen, 1901, para la variación con T y S a p=0, y Ekman, 1908, para el efecto de la presión) se encontró que la manera más conveniente para expresar los resultados fue en términos del volumen específico, como sigue: ECUACION En estas expresiones,  (s,t,p) es el volumen específico de una muestra de agua de salinidad S, temperatura T y presión del mar p. Entonces  (35,0,p) es el volumen específico de un agua de mar estándar arbitraria de S = 35, T = 0ºC y presión p la profundidad de la muestra. Este término expresa la mayoría de los efectos de la presión sobre el volumen específico. El término,  , anomalía del volumen específico, representa la suma de los seis términos de anomalía en la ecuación (1). La cantidad As,t =  s +  t +  s,t explica la mayoría de los efectos de salinidad y temperatura, sin considerar la presión y es llamado anomalía. Los términos  s,p +  t.p explica respectivamente la mayoría de los efectos combinados de salinidad y presión y de temperatura y presión. El último término de anomalía  s,t,p es tan pequeño que siempre es despreciado con la exactitud actual de determinación de los parámetros S, T y p. En aguas de profundidad de menos de unos 1000 m, la anomalía termostérica, As,t es el componente mayor de  y los términos de presión  s,p +  t.p con frecuencia puede ser desestimado. En años recientes As,t ha reemplazado en cierto grado a  t como parámetro para describir las características de la densidad en la capa superior del océano porque puede usarse más directamente que  t, en cálculos de dinámica de primero orden. ECUACION Recientemente la ecuación de estado para el agua de mar se ha predeterminado y se ha aceptado una Ecuación de Estado Internacional, 1980 (IES 80) para usarlo el 1 Enero 1982. Está en forma de un polinomio en S, T y p, y es necesario usar Salinidad Práctica (PPS 78) para hacer uso de la precisión mejorada de IS 80 sobre los tablas anteriores (Knudsen-Ekman). Se necesitaron las referencias a las fuentes de las tablas de  (35,0.p) y los términos de anomalia de volumen específico ( ) para usarlos en los métodos más antiguos de determinación de  (s,t,p). 2.7. Propiedades térmicas del agua de mar. 2.7.1. Expansión térmica

El coeficiente de expansión térmica, es definido por: ECUACION es obtenido a presión atmosférica, a partir de los términos para D en las tablas Hidrográficas de Knudsen. El coeficiente para el agua de mar es mayor que para el agua pura y aumenta con el incremento de la presión. Algunos valores se dan en la tabla adjunta, los valores negativos índica contracción con el aumento de la temperatura. 2.7.2. Conductividad térmica. En el agua la temperatura varía con el espacio. El calor es conducido de regiones de alta temperatura a regiones de menores temperatura. La cantidad de calor en calorías gramos por segundo que pasa por una superficie de un área de 1 cm 2 es proporcional al cambio de temperatura por centímetro a lo largo de una línea normal a la superficie. El coeficiente de proporcionalidad  , es llamado "Coeficiente de conductividad térmica" (dQ/dt = - dt/dn). Para agua pura a 15ºC el coeficiente es igual a 1,39 x 10 -3. El coeficiente es algo más pequeño para el agua de mar y aumenta con el aumento de la temperatura y la presión. Este coeficiente es válido, sin embargo, solo si el agua está en reposo o en movimiento laminar, pero en los océanos el agua está casi siempre en un estado de movimiento turbulento en el cual los procesos de transferencia de calor son alterado completamente. En estas circunstancias el coeficiente de la conductividad de calor debe ser reemplazado por un coeficiente de "tubulencia" que es varias veces mayor y depende principalmente del estado de movimiento que de los efectos de la temperatura y presión. 2.7.3. Calor específico. El calor específico es el número de calorías requerido para aumentar la temperatura de 1 gramo de una sustancia en 1ºC. Cuando se estudió los líquidos, el calor específico a presión constante, , es una propiedad usualmente medible, aunque en ciertos problemas se debe conocer el calor específico a volumen constante, Cv. Una ecuación empírica para el calor específico a 0ºC y a presión atmosférica: ECUACION Se observa que el calor específico disminuye con el aumento de la salinidad, aunque el efecto es algo mayor de lo que podría esperarse de la composición de

la solución. El efecto de la temperatura en el calor específico no lo altera significativamente. El efecto de la presión sobre el calor específico ha sido calculado de la siguiente manera: ECUACION donde p es la presión en decibares, T es la temperatura absoluta,  la densidad, f la equivalencia mecánica del calor y e el coeficiente de expansión térmica. El efecto combinado de la temperatura y presión es mostrado en la tabla adjunta, donde ,0 es el calor específico a presión atmosférica del agua de salinidad 34,85%o. El calor específico a volumen constante, que es algo menos que puede ser calculado de la siguiente ecuación: ECUACION Donde K es la compresibilidad verdadera. La proporción de :Cv para el agua de 34,85%o a presión atmosférica aumenta de 1,0004 a 0ºC. El efecto de la presión es apreciable, para la misma agua a 0ºC, la proporción es 1,0009 a 1000 decibares y 1,0126 a 10,000 decibares. Esta proporción es importante en el estudio de la velocidad del sonido. 2.7.4. Calor latente de evaporación. El calor latente de evaporación del agua pura se define como la cantidad de calor en calorías gramos necesarios para evaporar 1 g de vapor de agua, o como la cantidad de calor necesario para producir 1 g de vapor de agua a la misma temperatura de agua. Solo la última definición es aplicable al agua de mar. El calor latente de evaporación del agua de mar no difiere mucho del agua pura, por tanto, entre las temperaturas de 0º y 30ºC se puede usar la fórmula: L = 596 – 0.52t 2.7.5. Cambios de temperatura adiabático. Cuando un fluido es comprimido sin ganancia o perdida de calor, se realiza trabajo en el sistema originando una elevación en la temperatura. Si ocurre una expansión, el líquido mismo da más energía, lo que es reflejado por una caída de temperatura. Este cambio de temperatura adiabático es ampliamente conocido y es importante en la atmósfera. El agua de mar es compresible y los efectos del proceso adiabático aunque pequeños, se deben tomar en cuenta al estudiar la distribución vertical de temperatura en las grandes profundidades de los océanos y cualquier efecto adiabático está relacionado a los cambios en la presión. Pero

en el mar la presión puede ser considerada proporcional a la profundidad, y los cambios de temperatura adiabática se da como cambios por unidad de profundidad en lugar de por unidad de presión. De acuerdo a Lord Kelvin el cambio en temperatura por cada centímetro de desplazamiento es: ECUACION Donde T es la temperatura absoluta y g es la aceleración de gravedad y donde los otros símbolos ya se han definido. Este cambio es extremadamente pequeño y para propósito práctico se usa el cambio de la temperatura adiabática vertical de 1000 m, llamado gradiente de temperatura adiabática. Se debe observar que la gradiente de la temperatura adiabática depende principalmente del coeficiente de expansión térmica, e, varia mucho más con la temperatura y presión que con otras cantidades involucradas. La temperatura que una muestra de agua obtendría si es llevado adiabáticamente a la superficie del mar es conocida como la temperatura potencial y es designado como  . Así,  = tm – At, donde tm es la temperatura in situ y At es la cantidad en que la temperatura disminuiría adiabáticamente si la muestra fuera elevada a la superficie. La temperatura potencial puede ser obtenida de la tabla de gradientes adiabático por medio de cálculos tediosos, aunque se han preparado tablas para hallar At. Esta tabla está basado en una cantidad de 34,85%o ( o = 28,0) y es aplicable en general a las regiones de océanos profundos, porque en estos la salinidad no difiere mucho de 34,85%o y porque el efecto de la salinidad sobre los procesos adiabáticos es pequeña. Podría ser que si el agua de 2ºC es llevada adiabáticamente desde 8000 m a la superficie At = 0,925ºC y por tanto la temperatura potencial del agua es de 1,075º.

MASAS DE AGUA 1. DEFINICION

A pesar de la aparente homogeneidad del Océano es posible distinguir varias zonas donde las aguas tienen propiedades características bastante homogéneas, a partir de las cuales se puede inferir algunas otras características bastante homogéneas, a partir de las cuales se puede inferir algunas otras características como su origen, movimientos y, como veremos más adelante, también se pueden inferir las propiedades biológicas.

Las principales propiedades del agua que determinan estas masas de agua son temperatura y salinidad. Sobre esta base trataremos de dar una definición de lo que es masa de agua. Masa de agua es un volumen de agua caracterizado por la gráfica de una curva de Temperatura vs. Salinidad y cuya extensión queda determinada por la semejanza con otras curvas obtenidas en diferentes puntos y estaciones. Para poder entenderlo será necesario definir el diagrama de Temperatura-Salinidad. 2. DIAGRAMA TEMPERATURA-SALINIDAD Es la representación gráfica en la cual la salinidad es ploteada en las abscisas y la temperatura en el eje de las ordenadas, y en la que cada par de valores correspondientes a una profundidad en una estación está determinada por un punto. La curva T-S está determinada por los diversos puntos que se alinean aproximadamente según una recta que define la masa de agua. El diagrama se completa tratando las isolíneas de densidad que ayudan a determinar la estabilidad de las masas de agua a manera de referencia. El diagrama T-S suele mostrar curvas formadas por trazos aproximadamente rectos, unidos por trazos que no lo son, indicando así la presencia de diferentes masas de agua. 3. TIPOS DE AGUA Un punto en el diagrama T-S representa sólo un valor de temperatura y sólo un valor de salinidad, correspondientes a una profundidad determinada, este punto representa un tipo de agua. Si al gráficar los valores de temperatura y salinidad observados a diferentes profundidades se obtiene un sólo punto en vez de una curva, eso representa un volumen de agua completamente uniforme en esas características, y que por ello se denomina, tipo de agua. En la naturaleza no se encuentra tipos de agua sino excepcionalmente donde el agua es homogénea (algunas cuencas) desde la superficie hasta el fondo, esto se debe a una intensa mezcla. 4. FORMACION DE LA MASA DE AGUA

Las características que tiene el agua y, en particular, la temperatura y salinidad son adquiridas mientras se encuentra a la superficie bajo la influencia de los procesos que afectan esas propiedades (radiación, evaporación, precipitación). Estas características se modifican al mezclarse con otras masas de agua, dejan la superficie para hundirse y difundirse, según su densidad. Se puede afirmar que las distintas masas de agua se forman de dos maneras: 1. Por procesos físicos meteorológicos en la superficie (enfriamiento, calentamiento por radiación, evaporación o precipitación, fusión de hielo, etc.). 2. Por mezcla subsuperficial de las masas de agua que se transportan por efecto de las corrientes. a. Fenómeno de Convergencia b. Fenómeno de Divergencia y Sugerencia c. Topografía de la Termoclina d. Convección y Recirculación. a.- Fenómeno de Convergencia.- Se producen en zonas donde convergen las corrientes; esto provoca el hundimiento de grandes cantidades de agua de la superficie. Son llamados frentes. Las más notables en el mundo son:  Convergencia Antártida, entre 50º y 60º Lat. Sur rodean al globo (masas de agua intermedias).  Convergencia Artica, en las zonas occidentales del Pacífico y el Atlántico (masas de agua profundas).  Convergencias subtropicales, se les encuentra entre los 35º y 45º de latitudes Norte y Sur (aguas superiores).  Convergencias Tropicales, que se forman en la zona ecuatorial (determinan la formación de aguas superiores). b.- Fenómenos de Divergencia.- Como el nombre lo sugiere, es el efecto contrario al anterior, donde las corrientes que divergen ocasionan un vacío

momentáneo que ocasiona un movimiento vertical de aguas de fondo hacía arriba produciendo un afloramiento. Las zonas de la Antártida son las más notables, sin embargo, por efecto de la fuerza de Coriolis, la divergencia puede no ser entre dos corrientes sino entre una corriente y las Costas Occidentales de los continentes; en este caso se denomina surgencias o más como afloramiento. Las zonas de afloramiento más importantes son precisamente aquellas frentes a las costas de California, Perú, África Nor-Occidental y Sur-Occidental. c.- Topografía de la Termoclina (factores ambientales).- Es posible identificar una serie de capas ubicadas a diferentes profundidades, éstas son diversas masas de agua y son:  Agua superficial, hasta 150 mts. de profundidad aproximadamente. Está muy influenciada por los factores externos.  Agua superior, suele encontrarse de 150 a 700 mts. de profundidad. Está determinada por la temperatura y por las corrientes. Por debajo de estas dos capas, los fenómenos ambientales afectan poco en la determinación de las masas de agua. Las que están por debajo de las ya mencionadas son:  Agua intermedia, proviene de las aguas de las cuencas que descargan por encima del umbral y se vierten al Océano buscando su nivel correspondiente de densidad (700-1500 mts.)  Aguas profundas, se encuentran entre 1500 y 3000 mts. de profundidad. Se originan del hundimiento de las aguas en altas latitudes.  Aguas de fondo, se encuentran a partir de los 3000 mts. hacía abajo. Provienen del hundimiento de aguas muy densas derivadas de la formación de hielos. d.- El Fenómeno de convección y recirculación.- Este fenómeno generalmente se presenta en zonas subtropicales donde los cambios estacionales de temperatura son muy pronunciados. A pesar del alto calor específico del agua, el agua superficial está más expuesta a los cambios estacionales de temperatura; luego un agua superficial que se enfría

aumenta si densidad y tiende a hundirse más rápidamente que un agua menos superficiales. Además de los cuatro factores mencionados, cabe citar que las barreras físicas cumplen un rol importante en determinación de las características del agua contenida en una cuenca. Un peñón puede prevenir la entrada de agua densa y fría y así, la cuenca, aún a profundidad, puede ser llenada con agua relativamente cálida, la que fluye sobre la cima del peñón tal como es el caso de los fiordos y de otras configuraciones topográficas similares. 5. EFECTOS BIOLOGICOS DE LAS MASAS DE AGUA Dadas las características de las masas de agua, características propias de temperatura y salinidad, por consiguiente densidad, presión, gases disueltos, etc. cada masa de agua representa un ecosistema diferente y, no es sólo eso sino que, el origen de las masas de agua afecta a estos factores y las condiciones de vida de los peces sino que también determina la productividad primaria. Como la riqueza biológica depende de las masas de agua, describiremos según el origen. Así: a.- Los frentes.- Afectan principalmente a los animales pelágicos. Se tiene una hipótesis de que los nutrientes y el plancton son arrastrados hacía los frentes en donde se acumulan. La cantidad de alimentos allí ofrecidos mueve entonces al nécton a desplazarse hacía los frentes. Es así que las mayores capturas de peces se ha obtenido cuando se pesca cruzando un frente que cuando se pesca dentro del él. Hay especies características que se encuentran frecuentemente asociadas con este arrastre de nutrientes y de plancton; lógicamente los atunes no son atraídos por el plancton sino por los peces que se alimentan de él, aunque existe la hipótesis alternativa de que los atunes son atraídos por peces que se ocultan y protegen bajo el cúmulo de sedimentos. b.- Afloramiento.- Estos fenómenos son los mayores responsables de la riqueza química y biológica de las aguas cercanas a la superficie pues, por ser movimientos verticales ascendentes de las aguas que provienen del fondo, sirven de aporte de minerales que fueron sedimentos y que ahora sirven como nutrientes a las zonas más superficiales donde la acción fotosintetizadora los transformará en productividad primaria. A pesar de esto, es de esperarse que exista cierta dificultad para determinar la correlación de los afloramientos y la distribución de las especies ya que la producción del fitoplancton puede ser limitada por efecto de bajas temperaturas,

también del agua o poca incidencia solar, entonces deberá pasar un tiempo más o menos largo antes que el material inorgánico sea transformado en fitoplancton y éste, a su vez, en zooplancton y nécton. Entonces, es probable, encontrar riqueza ictiológica como producto de afloramiento, lejos del lugar del fenómeno. c.- Según la estratificación vertical de las aguas.- Las aguas de mayor producción primaria pueden agotar los nutrientes de esa capa y, en cambio, en las zonas más profunda donde abundan los nutrientes del fondo, debido a que no llega la luz solar, la productividad es casi nula. Los fenómenos de convección y recirculación son los que regularmente suministran y llenan de nutrientes a las capas fóticas de altas latitudes. Todos los efectos biológicos a los cuales nos hemos referido en este trabajo, sólo mencionan el aporte de nutrientes y aumento de la producción primaria que mueve a los peces hacía esas zonas. Sin embargo, no sólo existen especies que se correlacionan a las masas de agua por el alimento que los ofrecen sino también, por las características físico-biológicas óptimas para el pez, entre las cuales, las más importantes son : la temperatura y la presión. Con todos los conceptos aclarados sobre lo que son las masas de agua, cómo se forman y cuales son sus características físicas y biológicas, podemos entrar a tratar el tema central. (Gráfico T-S). 6. MASAS DE AGUA EN EL OCEANO PACIFICO La figura muestra las masas de agua del Pacífico representadas en un diagrama TS, se puede reconocer la mayoría de los tipos de masas de agua. En la capa superior se distinguen cinco tipos diferentes de agua; los procesos que tienen lugar en las convergencias subtropicales difieren bastante en el Pacífico Norte y Sur, al igual que en las partes Occidentales y Orientales de agua. En el Pacífico (desde los 20º N hasta los 18.5º) especialmente en el lado oriental del Océano, se encuentra una masa de agua ecuatorial distinta. 7. MASAS DE AGUA EN LA COSTA PERUANA En el sistema de corrientes del Perú participan aguas provenientes de cuatro regiones climáticas del Océano Pacífico: de la región Ecuatorial, en el Norte; de las región Subtropical en el lado Sur-Oeste; de la región Sub-Antártica (borde Norte), y de la región Antártica, ambos en el lado Sur. Las masas de agua penetran en la región marítima del Perú a través de flujos horizontales orientales

hacía los polos y hacía el Ecuador, acompañados de mezcla horizontal en gran escala. Zuta y Guillén (1970), emplean la denominación de masas de agua para las aguas formadas en el frente polar (AAI), en el área de la región Sub-Abtártica (ATSA), en la región Sub Tropical (ASS) y en la región Ecuatorial (ATS, AES, AESS). Estos autores consideran que las aguas costeras frías (ACF), resultado de afloramiento y mezcla, como tipos de agua. 7.1 MASAS DE AGUA SUPERFICIALES La situación geográfica de la Costa del Perú, hace que sus aguas costeras tengan una mayor influencia de las aguas saladas de la región subtropical. La influencia de las aguas de la región ecuatorial es predominante al Norte de Punta Falsa (6ºS). La parte costera está sujeta a la influencia de los afloramientos y los procesos de mezcla. De aquí que en las aguas costeras peruanas se pueda hacer la distinción de las siguientes masas y tipos de agua, como se especifica a continuación. a. Aguas Tropicales Superficiales (ATS), con salinidad menor a 33.8%o b. Aguas Ecuatoriales Superficiales (AES), con salinidad menor a 34.8%o c. Agua Subtropicales Superficiales (ASS), con salinidad mayor a 35.1%o

d. Aguas Costeras Frías (ACF), con salinidad igual a 35.1 -34.8 %o

Las ATS (Aguas Tropicales Superficiales).- se presentan normalmente al Norte de los 4ºS, y excepcionalmente pueden avanzar varios grados hacía el Sur, cuando ocurre el fenómeno "El Niño". Tienen una capa superficial homotérmica y homoalina de hasta 20 m. de espesor, situación encima de una inmensa termoclina SP (Superficial Permanente). Las AES (Aguas Ecuatoriales Superficiales).- se presentan normalmente al Norte de los 6ºS, generalmente con gran intensidad en los meses de primavera y verano. En forma parecida a las ATS (Aguas Tropicales Superficiales), presentan una capa superficial aproximadamente homotérmica y homohalina, de alrededor de 20 m. de espesor, por encima de una termoclina SP (Superficial Permanente), que generalmente se debilita hacía abajo y hacía el Este de 83ºW, como efecto de las AESS (Aguas Ecuatoriales SubSuperficiales) de la Corriente de Cromwell. Sus fluctuaciones geográficas están relacionadas con los desplazamientos del

frente ecuatorial. Son desplazadas más al Norte en el otoño y en el invierno, por efecto del flujo intenso de la Corriente Costera Peruana, que es reforzada por el afloramiento que se desarrolla entre los 4-6ºS. Se presentan grandes variaciones térmicas estacionales y anuales, y en inviernos fríos, como en 1964, se presentan con temperaturas por encima de 17ºC. Las ASS (Aguas Subtropicales Superficiales).- se extienden en gran parte de la Costa Peruana, con fluctuaciones notables hacía la Costa en las cuatro estaciones del año: frente a Supe y Pisco en el verano e invierno, y frente a Chimbote y Callao en el otoño y la primavera. Presentan grandes variaciones térmicas del verano al invierno. Tanto las ATS (Aguas Tropicales Superficiales) y las ASS (Aguas Subtropicales Superficiales) son aguas pobres en nutrientes. Sólo las aguas costeras frías (ACF) son las aguas excepcionales ricas en nutrientes por efecto de los afloramientos. 7.2. MASAS DE AGUAS SUBSUPERFICIALES Según investigaciones realizadas por Zuta y Guillén(1970) restringidas a la capa comprendida entre los 0-1000 m. de profundidad se presentan cuatro masas de agua subsuperficiales, provenientes de la región ecuatorial, de la región subantártica (borde Norte) y de la región Antártica, tal como se especifica a continuación:

1.- Las Aguas Ecuatoriales Subsuperficiales (AESS); que se presentan entre los 50-300 m. disminuyen de espesor hacía el Sur. Son identificadas en el Norte como temperaturas de 15-13 ºC, salinidades de 35.1 - 34.9% y se enfrían y disminuyen de salinidad hacía el Sur. Son aguas relativamente homotérmicas, relativamente salinas y de relativemente alto contenido de oxígeno, debido a que provienen del ramal sur de la bifurcación de las aguas de la Corriente Cromwell (Ecutoria lUndercurrent). Estas aguas introducen un ligero máximo de salinidad y de oxígeno. 2.- Las Aguas Ecuatoriales Profundas (AEP), que oscilan entre los 150-700 m, con temperatura de 13-7 ºC y salinidad de 34.9(8) - 34.6%o. Esta masa de agua coincide íntegramente con la capa de mínima de oxígeno, aunque la mínima absoluta se sitúa en su mitad superior. 3.- Las Aguas Templadas de la SubAntártica (ATSA), provienen del borde norte de la región subantártica, se destacan en la parte costera en la base de la termoclina SSP (Subsuperficial Permanente) y por encima de los 100 m., profundizándose ligeramente lejos de la costa. Se destaca con una mínimo de salinidad por encima del máximo de salinidad de las AESS (Aguas Ecuatoriales Subsuperficiales). Su rango de temperatura es de 15-13ºC y de salinidad de 34.8 -

34.6%o frente a la costa peruana. Estas aguas contribuyen al afloramiento de la parte sur principalmente. 4.- Las Aguas Antárticas Intermedias (AAI), que aparecen generalmente por debajo de los 600-700 m. de profundidad hasta un poco más abajo de los 1000 m, con temperaturas entre 7 – 4 ºC y salinidades entre 34.60 - 34.45%o, en cuya capa el oxígeno aumenta notablemente con la profundidad y hasta tiende a formar un máximo.

VI. TEMPERATURA, SALINIDAD Y OXIGENO EN EL AGUA DE MAR 6.1. Características de la Variables oceanográficas.

De acuerdo a la posición geográfica del Perú sus costas deberían presentar un clima eminentemente tropical, pero esto se presenta solo al norte de los 03º.S, siendo las características típicas al sur de los 06º S, con temperaturas superficiales bajas y menores que la del aire, cielo cubierto por nubes a causa de la condensación de humedad que absorben los vientos secos que generalmente tienen la dirección SE. (MIPE, 1976). Nota : La temperatura del agua de mar se expresa en grados centígrados(ºC). La salinidad del agua de mar en partes por mil (% ó 10-3) y el oxígeno del agua de mar en mililitros por litros (ml/L).

6.2. Temperatura. Es la medida de la energía cinética molecular media que tienen las moléculas de agua. La temperatura del agua de mar generalmente oscila entre 2 C y 30 C y con valores extremos entre -4 C y +42 C. La temperatura del agua de mar es influida por la cantidad de calor provenientes de tres fuentes principales: calor original del interior de la tierra, calor de degradación radiactiva y calor de la radiación solar. La radiación solar directa y la difusa celeste forman el constituyente más importante de la radiación solar. Los factores que permiten el cambio de la temperatura del agua de mar son: o Latitud (tiempo de insolación).

o Profundidad de los mares. o Topografía costera y submarina. o Corrientes marinas.

o Circulación atmosférica. La cantidad de calor recibido en el Ecuador es 2,5 la que se recibe en los polos geográficos. (Circulación océano - atmósfera). La latitud, que supone una diferencia en los tiempos de insolación y en la inclinación de los rayos solares al, incidir en el mar es una de las principales causas. La temperatura y sus influencias: o Temperatura y fisiología de los organismos. o Temperatura óptima y extrema. o Temperatura y reproducción. o Temperatura y periodicidad. o Temperatura y distribución. La temperatura varía de unos mares a otros y a las diferentes profundidades. Flujo solar o insolación. Cantidad de radiación solar. La insolación es la tasa por unidad a la cual la energía radiante del sol incide por unidad de área sobre la superficie terrestre. De la radiación que llega a la superficie de la tierra el 17 % es reflejado y 83 % absorbido. El agua aflorada proviene principalmente de 50 m - 75 m de profundidad y tienen diversos orígenes los cuales influyen en la productividad: Corriente Cromwell, Corriente Peruana Sub-Superficial y Aguas Templadas de la Sub-Antártica. Las aguas a lo largo de la costa peruana se hallan influencias por las aguas Subtropicales superficiales al oeste, al norte por las aguas ecuatoriales superficiales y al sur por las aguas Sub-Antárticas. La aguas de afloramiento, corresponden a la corriente costera peruana (ACF) con salinidad de 35,10 - 34,80 y temperatura de 15,0 C a 21,0 C durante el año.

Según POPOVICI Y CHACON (1966), la estructura térmica del océano esta basada en la distribución vertical de la temperatura en el océano que se realiza por convección y efecto de la circulación oceánica. Esta estructura térmica del océano, basada en la disposición de los estratos de agua de diferente temperatura, tiene importante influencia sobre la distribución de la fauna. Según ROMANOSKI (1970) manifiesta de un modo general que el conocimiento de la distribución de la temperatura del mar y las variaciones estacionales sirva para ayudar a los pescadores en su industria, indicándoles los lugares y épocas propicias para la pesca de una determinada especie. Sobre el empleo de la termotelemetría para la localización de peces, SEYDLITZ (1970) afirma que la temperatura de las aguas es uno de los principales factores ambientales que influyen en la distribución y abundancia de los peces, como se trata de un facto relativamente fácil de medir, incluso las pesquerías comerciales pueden emplearlo como índice de la disponibilidad de peces. En la oceanografía moderna el intento de relacionar la condición ambiental al comportamiento de peces ha comenzado a incrementarse en forma muy importante. Esta relación la cual es de gran significado con respecto a la productividad del stock de los peces y el entendimiento de sus migraciones, no es solamente de interés para el estudio biológico sino también para la localización en la pesca racional. ZUTA Y GUILLEN (1970) indican que la temperatura es el parámetro más fácil de obtener en el mar y su distribución y variación están fundamentalmente ligadas a las corrientes oceánicas y a las variaciones en la radicación solar. En general el rango estacional de temperatura frente al Perú disminuye del norte a sur, tal como se indica para toda la costa en la tabla 2 Tabla 2: Temperatura Superficial del Mar en ºC para la Costa Peruana. -------------------------------------------------------------------------------------------------FRANJA VERANO OTOÑO INVIERNO PRIMAVERA ---------------------------------------------------------------------------------------------------------------Al este de 86ºW 27 - 17 26 - 14 21 - 13 21 - 15 Hasta las 100 mn. 25 - 17 24 - 14 19 - 13 21 - 15

Hasta las 50 mn. 24 - 17 21 - 14 12 - 13 21 - 15 ---------------------------------------------------------------------------------------------------------------FUENTE : Instituto del Mar del Perú - Boletín 2(15) - 1970. Con respecto a la variación de temperatura, el hecho de que el Pacifico sur este completamente abierto a la influencia de la Antártida y se tenga la prolongación hacía el polo del continente sudamericano, da lugar a que se presenten enormes variaciones estacionales. TRESIERRA et. al. (1981), manifiestan que las variaciones anuales de temperatura de las capas superficiales del océano dependen de varios factores. El más importante de los cuales es la absorción del calor recibido del exterior. HELA Y LAEVASTU (1970), mencionan que la temperatura del agua de mar se debe correlacionar con las fluctuaciones en el comportamiento de los peces, en lo general se acepta que el sentido de temperatura en los peces esta bastante desarrollado, por lo cual estos tienden a buscar su temperatura óptima, en consecuencia el conocimiento de la temperatura nos propone las pautas generales para el desarrollo de una Pesquería eficiente. También manifiesta que la temperatura cambia la zona de los peces, de tres maneras diferentes. 1. Como estímulo nervioso 2. Como un modificador del proceso metabólico, y 3. Como un modificador de la actividad corporal. Según WHEATON (1982), los efectos de la temperatura sobre el crecimiento de las plantas son muchos y variados. Con la temperatura y la luz las especies varían en cuanto a sus condiciones mínimas, máximas u óptimas. Para McCONNAUGHEY (1974), al aumentar la temperatura de la superficie del agua disminuye su densidad y aumenta la tendencia a hundirse de los organismos del fitoplancton. Esto hace al agua más transparente y la zona eufótica se hace más profunda. La acción recíproca de estos factores da lugar a la amplia variación en las curvas de clorofila observadas en el océano. 6.3 Distribución de la temperatura por estaciones.

GUILLEN (1965) obtiene los siguientes resultados en la costa central del Perú.: VERANO. En la superficie del mar, las temperaturas fueron aumentando a partir de la costa hacía el oeste, del 18ºC a 23ºC. Las isotermas mostraron una tendencia a ascender a la superficie a medida que se aproximan a la costa. OTOÑO. En la superficie aumentaron de 17ºC a 19ºC, la mínima se encontró en junio. La distribución de las isotermas fue homogénea con la profundidad. INVIERNO. En la superficie la temperatura se incrementó conforme se alejaba de la costa de 15ºC a 17ºC. La distribución de las isoterma fue homogénea, con ligera tendencia para ascienden a la superficie a medida que se acercaba a la costa. PRIMAVERA. La temperatura a nivel superficial, fue aumentando con la distancia de la costa de 15ºC a 21ºC, la mayor correspondió a diciembre con 21.3ºC. GUILLEN Y FLORES (1966), concluyen que como consecuencia de la elevación de las temperaturas en las estaciones cálidas del año, la termoclina gradualmente se fue profundizando de primavera a invierno. Los máximos gradientes verticales de oxígeno disuelto y temperatura fueron de 4.13 ml/L/10m y 4,80 ºC/10m. respectivamente; y debido al movimiento de las masas de agua la distribución del oxígeno disuelto, muestra cambios, siendo los valores mínimos en zonas de afloramiento. ZUTA Y GUILLEN (1970) Y ZUTA Y URQUIZO (1972), encontraron para la zona del Callao, que la termoclina, superficial se desarrolla por encima de los 50 m con un gradiente máximo de 0,9 ºC/10 m para el mes de febrero. Cuando aparece el Fenómeno El Niño se profundiza por debajo de los 60 m. Desde la postrimería de la primavera (diciembre) hasta fines de otoño (junio), la temperatura aumenta lejos de la costa y las isotermas muestran una tendencia predominantemente paralela a la línea costera entre las latitudes de 5ºS a 10ºS y hasta las 100 mn de la costa. Esta característica sufre modificaciones notables en el invierno, especialmente en agosto y setiembre, en que la distribución térmica es muy irregular, debido a las advecciones de aguas frías hacía el mar abierto y de aguas calientes hacía la costa, principalmente entre los 15ºS y 10ºS respectivamente.

Según FLORES et. al. (1978) en abril de 1977 se observan anomalías negativas para la zona del Callao y Chancay con - 0,3ºC y del Callao a Pucusana anomalías positivas de 1,1ºC y 2,1ºC con respecto a los promedios de 1928 a 1969.

6.4 Salinidad La salinidad del mar oscila en general entre 33,00 y 37,00, pero puede ser muy diferente bajo la influencia de múltiples factores: Evaporación, Precipitación, Topografía, aportes fluviales (rica). La salinidad superficial en el mar peruano oscila entre 33,80 y 35,20 y generalmente disminuye con la profundidad. Según DOUMENGE (1965) el agua de mar se define por su salinidad comprendida por lo general entre 34,00 y 35,00. La salinidad puede variar en proporciones muy pequeñas en los océanos propiamente dichos, en cambio puede variar a veces muy sensiblemente en los mares costeros. ROMANOSKI (1970) menciona que la salinidad en la superficie depende de la evaporación de las precipitaciones atmosféricas. Para una región bien definida el valor de la salinidad es proporcional a la diferencia entre la evaporación y la precipitación, no así para los polos. En un punto determinado, la salinidad de la capa superficial sufre en el curso del año variaciones apreciables, alcanzando el máximo en primavera y el mínimo en otoño. Las desviaciones son considerables si bien alcanzan 0,2 % en pleno océano. Según TRESIERRA et al, (1982) en el agua de mar existen constituyentes mayores y menores, las variaciones de los constituyentes mayores pueden afectar las propiedades físicas, afortunadamente se ha encontrado que independientemente de sus concentraciones absolutas, las proporciones relativas de los distintos constituyentes mayores son virtualmente constantes, excepto en los lugares de gran dilución (baja salinidad). Según el Servicio Hidrográfico de España (1960) la salinidad superficial del mar es muy importante para determinar el movimiento de las masas de agua, la circulación y la actividad frontal. La salinidad subsuperficial resulta muy útil para la predicción a largo plazo y tiene interés para determinar el comportamiento de la capa de mezcla.

Según ZUTA et al., (1985) manifiestan que la salinidad es otro parámetro importante del mar, pero los datos son de mayor costo y menos fácil de obtener en comparación con la temperatura superficial del mar (TEM). De aquí que la densidad y cobertura de los datos de salinidad superficial del mar (SEM) sean menores que la TSM en el análisis de las condiciones oceanográficas. 6.5 Distribución de la salinidad. La salinidad superficial de mar en la zona central es casi homogénea distinguiéndose un aporte de aguas subtropicales siendo más significativa a nivel superficial. La salinidad en la zona central generalmente oscila entre 25,10 34,90. FLORES et al., (1978) indican que en el Callao se encontró salinidades bajas hasta 34,20; en el mes de abril de 1977 las transparencias menores de 10 m estuvieron asociadas con salinidades menores de 34,50 y entre 10 m y 20 m con salinidades mayores de 35,10. 6.6 Oxígeno disuelto En las aguas superficiales, en o con la atmósfera, la cantidad de oxígeno disuelto tiende, como es natural, a estar en equilibrio con el atmosférico. La cantidad de oxígeno disuelto superficial en el agua de mar oscila entre 1,0 ml/L y 8,5 ml/L, si bien usa cantidad máxima puede ser sobre pasada en ocasiones, llevándose a un estado de sobresaturación en zona de muy baja temperatura o zonas en las que haya una intensa actividad fotosintética. Los factores que regulan la cantidad de oxígeno disuelto en el agua son: o Temperatura y salinidad del agua. o Actividad biológica. o Procesos de mezcla debido a los movimientos el agua de mar. La solubilidad del oxígeno en el mar decreto al aumentar la temperatura y la salinidad. LOZANO (1981) afirma que en el agua de mar se encuentran disueltos todos los gases atmosféricos; es decir, oxígeno, nitrógeno y anhídrido carbónico (estos tres los más abundantes).

De todos los gases disueltos, el oxígeno y el anhídrido carbónico son los que más nos interesan, dada su fundamental intervención en la vida de los animales y de las plantas. KIETZMAN et al, (1974) manifiesta que la respiración en peces se realiza cuando el agua atraviesa la boca y capta el oxígeno disuelto por las aberturas branquiales (al aumentar de tamaño y dilatarse la cámara branquial). La salinidad y temperatura del agua, entre otros factores ejercen una cierta intervención sobre la respiración, un elevado contenido de sal influye de manera positiva sobre la intensidad respiratoria. El aumento de temperatura aumenta el consumo de oxígeno, provocando mayor número de respiraciones por unidad de tiempo. El exceso de oxígeno en el agua es tan perjudicial como su falta. ICHIVE (1954) mostró que la distribución del oxígeno disuelto debajo de las profundidades medias, es casi gobernado por el movimiento de las aguas mientras que en las capas superiores, están más influenciados por las condiciones meteorológicas, efectos biológicos y las condiciones físicas y químicas. MIYAKE Y SARUHASHI (1956) encontraron que en casi todas las áreas pobres de oxígeno, eran localizados en zonas de alta productividad, a menos que prevalecieran fuertes corrientes de convección vertical. TRESIERRA et al., (1982) indican que verticalmente el contenido máximo de oxígeno se encuentra en las capas superficiales y ello tiende a decrecer conforme aumenta la profundidad, aunque pueden existir debajo de una capa de mínimo oxígeno, aguas ricas en contenido de oxígeno disuelto. REID (1962) manifiesta que en gran parte del Pacífico la capa superficial está muy próximo a la saturación en contenido de oxígeno con valores típicos entre el 98% y 100% del valor de saturación. Según ZUTA Y GUILLEN (1970) en la capa de asimilación situada encima de la termoclina las condiciones son complicadas por la interacción mutua de diferentes factores. El valor de saturación del oxigeno en el océano depende de la temperatura y salinidad. Frente a la costa peruana el rango es mayor en verano y otoño y menor en el invierno y la primavera, como se puede apreciar en la tabla 3. Tabla 3: Oxígeno Disuelto Superficial del Mar en ml/L en la Costa Peruana.

---------------------------------------------------------------------------------------------------------------FRANJA VERANO OTOÑO INVIERNO PRIMAVERA ---------------------------------------------------------------------------------------------------------------Al este de 86ºW 7.0 - 2.0 6.0 - 2.5 6.0 - 2.75 6.0 - 2.75 Hasta las 100 mn. 7.0 - 2.0

6.0 - 2.5 6.0 - 2.75

Hasta las 50 mn. 6.5 - 1.95

5.5 - 2.5 6.0 - 2.75

6.0 - 2.75 6.0 - 2.75

---------------------------------------------------------------------------------------------------------------Fuente: Instituto del Mar Perú - Boletín 2(15) - 1970. RAYMONT (1963) manifiesta que la concentración de oxígeno de los sistemas varía desde cero en algunas áreas anaeróbicas limitadas hasta la saturación y sobresaturación. Las variaciones en las concentraciones de saturación ocurren en las aguas superficiales tropicales y las aguas polares debido a la variación de la temperatura. Las concentraciones de saturación de oxígeno en aguas tropicales superficiales están variando entre 6 ml/L a 7 ml/L mientras que las aguas polares saturadas pueden contener más de 11 ml/L. El oxígeno es suministrado por la atmósfera y la fotosíntesis mantiene la concentración de oxígeno cerca de la saturación con valores de 5 ml/L a 7 ml/L. En el Océano Pacífico, frente a las costas de América Central y Sudamérica parecen encontrarse las concentraciones de oxígeno más bajos de 0,14 ml/L en la zona de mínimo oxígeno. Según WHEATON (1982) el oxígeno es frecuentemente un factor que limita los sistemas de vida acuática. Las fuentes de producción primaria producen oxígeno en presencia de la luz, pero requieren oxígeno durante la noche por lo tanto, el oxígeno puede limitar tanto la producción primaria como la secundaria. La concentración encontrada en la atmósfera es alrededor de 21% en cambio en los sistemas acuáticos es baja. Además manifiesta que las concentraciones que limitan el oxígeno para cualquier pez dependerá de sus características genéticas, de la temperatura del agua, nivel

de actividad y tensiones experimentadas. Generalmente las aguas con concentración de oxígeno por debajo de los 3 ml/L no darán sustento a los cardúmenes, sin embargo algunos moluscos y otros organismos (cangrejos y ostiones) pueden tolerar estos niveles por períodos limitados. En concentraciones de 5 ml/L, casi todos los organismo pueden sobrevivir indefinidamente, considerando a los otros parámetros dentro de los límites tolerables. 6.7. Distribución del oxígeno disuelto. La distribución del oxígeno disuelto en el agua de mar es de gran importancia, tanto en los estudios de productividad como en la oceanografía. GUILLEN Y FLORES (1965) manifiestan que en cuanto a los peces se refiere, se ite generalmente que el alimento disponible, la migración y el ciclo reproductivo de los organismos, están vinculados a los cambios estacionales de las condiciones meteorológicas e hidrográficas. En aguas cercanas a la costa con fuertes gradientes y donde los puntos de observación están cercanamente espaciados, es posible una directa dependencia del comportamiento de los peces, con uno u otro de los factores hidrográficos. Es de interés la relación que podría haber entre esta variación de las capturas y las de las condiciones del mar, principalmente en la distribución de los fosfatos, oxígeno disuelto y temperatura. 6.7.1. Distribución de oxígeno disuelto por estaciones. Según GUILLEN (1965) y GUILLEN Y FLORES (1965) la distribución estacional en la zona central del Perú, es: VERANO. En la superficie del mar la distribución del oxígeno fue menor cerca de la costa, encontrándose valores mayores de 5,0 ml/L lejos de ella. E. máximo valor de 7,35 ml/L se encontró en enero. La distribución vertical fue creciendo con la profundidad mostrando sus isolineas a acercarse a la superficie de oeste a este. OTOÑO. En la superficie del mar la distribución del oxígeno es menor cerca de la costa, lejos de esta se hallaron valores menores de 5,0 ml/L correspondiendo al máximo a 7,9 ml/L en junio. La distribución vertical fue decreciendo con la productividad, siendo las isoxígenas más homogéneas que en verano. La capa de

oxígeno disuelto con valores menor a 0.25 ml/L fue encontrada a partir de los 45 m a 50 m de profundidad, proyectándose hacía el fondo. INVIERNO. En la superficie del mar, los valores más bajos de oxígeno disuelto correspondieron a las áreas cercanas a la costa, hallándose a mayor distancia valores superiores a 4,0 ml/L. El máximo de 5,8 ml/L se halló en agosto. La capa de oxígeno con valor menor a 0.25 ml/L fue encontrada entre 20 m a 100 m correspondiendo generalmente las mayores profundidades a las estaciones alejadas de la costa. PRIMAVERA. El máximo contenido a nivel superficial fue hallado en octubre (6.78 ml/L). GUILLEN Y FLORES (1965) encontraron que la distribución vertical del oxígeno disuelto fue disminuyendo con la profundidad presentando sus isolíneas cierta homogeneidad en las capas superiores, mientras que debajo de los 50 m mostraron regiones aisladas. La capa de oxígeno de 0.25 ml/L fue hallada a partir de 20 m a 140 m en octubre.