La circulación termohalina ( THC ) es parte de la circulación oceánica a gran escala impulsada por gradientes de densidad global creados por el calor de la superficie y los flujos de agua dulce . [1] [2] El adjetivo termohalinas deriva de termo refiriéndose a temperatura y -haline referencia al contenido de sal , factores que en conjunto determinan la densidad del agua de mar . Las corrientes de superficie impulsadas por el viento (como la Corriente del Golfo ) viajan hacia los polos desde el ecuador.Océano Atlántico , enfriándose en ruta y eventualmente hundiéndose en latitudes altas (formando aguas profundas del Atlántico Norte ). Esta agua densa luego fluye hacia las cuencas oceánicas . Mientras que la mayor parte surge en el Océano Austral , las aguas más antiguas (con un tiempo de tránsito de aproximadamente 1000 años) [3] surgen en el Pacífico Norte. [4] Por lo tanto, se produce una mezcla extensa entre las cuencas oceánicas, lo que reduce las diferencias entre ellas y convierte a los océanos de la Tierra en un sistema global . El agua en estos circuitos transporta tanto energía (en forma de calor) como masa (sólidos y gases disueltos) por todo el mundo. Como tal, el estado de la circulación tiene un gran impacto en el clima de la Tierra.
La circulación termohalina a veces se denomina cinta transportadora oceánica, gran transportadora oceánica o cinta transportadora global. En ocasiones, se utiliza para referirse a la circulación de vuelco meridional (a menudo abreviada como MOC). El término MOC es más preciso y está bien definido, ya que es difícil separar la parte de la circulación impulsada únicamente por la temperatura y la salinidad en contraposición a otros factores como el viento y las fuerzas de las mareas . [5] Además, los gradientes de temperatura y salinidad también pueden provocar efectos circulatorios que no están incluidos en el propio MOC.
Descripción general
El movimiento de las corrientes superficiales empujadas por el viento es bastante intuitivo. Por ejemplo, el viento produce fácilmente ondas en la superficie de un estanque. Por lo tanto, los primeros oceanógrafos asumieron que el océano profundo, desprovisto de viento, era perfectamente estático. Sin embargo, la instrumentación moderna muestra que las velocidades de las corrientes en masas de aguas profundas pueden ser significativas (aunque mucho menores que las velocidades superficiales). En general, las velocidades del agua del océano varían desde fracciones de centímetros por segundo (en la profundidad de los océanos) hasta a veces más de 1 m / s en corrientes superficiales como la Corriente del Golfo y Kuroshio .
En las profundidades del océano, la fuerza impulsora predominante son las diferencias de densidad , provocadas por las variaciones de salinidad y temperatura (el aumento de la salinidad y la disminución de la temperatura de un fluido aumentan su densidad). A menudo existe confusión sobre los componentes de la circulación que son impulsados por el viento y la densidad. [6] [7] Tenga en cuenta que las corrientes oceánicas debidas a las mareas también son importantes en muchos lugares; más prominentes en áreas costeras relativamente poco profundas, las corrientes de marea también pueden ser significativas en las profundidades del océano. Allí se piensa actualmente que facilitan los procesos de mezclado, especialmente el mezclado diapicnal. [8]
La densidad del agua del océano no es globalmente homogénea, pero varía de manera significativa y discreta. Existen límites claramente definidos entre las masas de agua que se forman en la superficie y, posteriormente, mantienen su propia identidad dentro del océano. Pero estos límites definidos no deben imaginarse espacialmente, sino más bien en un diagrama TS donde se distinguen las masas de agua. Se colocan uno encima o debajo del otro según su densidad , que depende tanto de la temperatura como de la salinidad.
El agua de mar cálida se expande y, por lo tanto, es menos densa que el agua de mar más fría. El agua más salada es más densa que el agua más fresca porque las sales disueltas llenan los sitios intersticiales entre las moléculas de agua, lo que resulta en más masa por unidad de volumen. Las masas de agua más ligeras flotan sobre las más densas (al igual que un trozo de madera o hielo flotará en el agua, ver flotabilidad ). Esto se conoce como "estratificación estable" en contraposición a estratificación inestable (ver frecuencia Brunt-Väisälä) [ aclaración necesaria ] donde las aguas más densas se encuentran sobre aguas menos densas (ver convección o convección profunda necesaria para la formación de masas de agua). Cuando se forman por primera vez masas de agua densas, estas no están estratificadas de manera estable, por lo que buscan ubicarse en la posición vertical correcta de acuerdo con su densidad. Este movimiento se llama convección, ordena la estratificación por gravitación. Impulsado por los gradientes de densidad, esto establece la principal fuerza impulsora detrás de las corrientes oceánicas profundas como la corriente límite occidental profunda (DWBC).
La circulación termohalina es impulsada principalmente por la formación de masas de aguas profundas en el Atlántico Norte y el Océano Austral provocadas por las diferencias de temperatura y salinidad del agua. Este modelo fue descrito por Henry Stommel y Arnold B. Arons en 1960 y se conoce como el modelo de caja Stommel-Arons para el MOC. [9]
Formación de masas de aguas profundas
Las densas masas de agua que se hunden en las cuencas profundas se forman en áreas bastante específicas del Atlántico Norte y del Océano Austral . En el Atlántico norte, el agua de mar en la superficie del océano se enfría intensamente por el viento y las bajas temperaturas del aire ambiente. El viento que se mueve sobre el agua también produce una gran cantidad de evaporación, lo que lleva a una disminución de la temperatura, denominada enfriamiento evaporativo relacionado con el calor latente. La evaporación elimina solo las moléculas de agua, lo que da como resultado un aumento de la salinidad del agua de mar que queda y, por lo tanto, un aumento de la densidad de la masa de agua junto con la disminución de la temperatura. En el mar de Noruega predomina el enfriamiento por evaporación, y la masa de agua que se hunde, el agua profunda del Atlántico Norte (NADW), llena la cuenca y se derrama hacia el sur a través de grietas en los umbrales submarinos que conectan Groenlandia , Islandia y Gran Bretaña , conocidas como Groenlandia. -Escocia-Ridge. Luego fluye muy lentamente hacia las profundas llanuras abisales del Atlántico, siempre en dirección sur. Sin embargo, el flujo desde la cuenca del océano Ártico hacia el Pacífico está bloqueado por las estrechas aguas poco profundas del estrecho de Bering .
En el Océano Austral , los fuertes vientos catabáticos que soplan desde el continente antártico hacia las plataformas de hielo volarán el hielo marino recién formado , abriendo polinias a lo largo de la costa. El océano, que ya no está protegido por el hielo marino, sufre un enfriamiento brutal y fuerte (ver polinia ). Mientras tanto, el hielo marino comienza a reformarse, por lo que las aguas superficiales también se vuelven más saladas y, por lo tanto, muy densas. De hecho, la formación de hielo marino contribuye a un aumento de la salinidad del agua de mar superficial; la salmuera más salada se deja atrás a medida que se forma el hielo marino a su alrededor (el agua pura se congela preferentemente). El aumento de la salinidad reduce el punto de congelación del agua de mar, por lo que se forma salmuera líquida fría en inclusiones dentro de un panal de hielo. La salmuera derrite progresivamente el hielo justo debajo de ella, y finalmente gotea de la matriz de hielo y se hunde. Este proceso se conoce como rechazo de salmuera .
El agua del fondo antártico resultante (AABW) se hunde y fluye hacia el norte y el este, pero es tan densa que en realidad desborda el NADW. El AABW formado en el mar de Weddell llenará principalmente las cuencas atlántica e india, mientras que el AABW formado en el mar de Ross fluirá hacia el océano Pacífico.
Las densas masas de agua formadas por estos procesos fluyen cuesta abajo en el fondo del océano, como una corriente dentro del fluido menos denso circundante, y llenan las cuencas de los mares polares. Así como los valles de los ríos dirigen los arroyos y los ríos en los continentes, la topografía del fondo limita las masas de agua profunda y del fondo.
Tenga en cuenta que, a diferencia del agua dulce, el agua de mar no tiene una densidad máxima a 4 ° C, pero se vuelve más densa a medida que se enfría hasta su punto de congelación de aproximadamente -1,8 ° C. Sin embargo, este punto de congelación es función de la salinidad y la presión y, por lo tanto, −1,8 ° C no es una temperatura de congelación general para el agua de mar (consulte el diagrama de la derecha).
Movimiento de masas de aguas profundas
La formación y el movimiento de las masas de aguas profundas en el Océano Atlántico Norte, crea masas de agua que se hunden y que llenan la cuenca y fluyen muy lentamente hacia las profundas llanuras abisales del Atlántico. Este enfriamiento de alta latitud y el calentamiento de baja latitud impulsa el movimiento de las aguas profundas en un flujo polar hacia el sur. El agua profunda fluye a través de la cuenca del océano Antártico alrededor de Sudáfrica, donde se divide en dos rutas: una hacia el Océano Índico y otra pasando por Australia hacia el Pacífico.
En el Océano Índico, parte del agua fría y salada del Atlántico, atraída por el flujo de agua superior más cálida y fresca del océano Pacífico tropical, provoca un intercambio vertical de agua densa y hundida con agua más ligera de arriba. Se conoce como vuelco . En el Océano Pacífico, el resto del agua fría y salada del Atlántico sufre un forzamiento haline y se vuelve más cálida y fresca más rápidamente.
El flujo submarino de agua fría y salada hace que el nivel del mar del Atlántico sea ligeramente más bajo que el del Pacífico y la salinidad o halinidad del agua en el Atlántico sea más alta que en el Pacífico. Esto genera un flujo grande pero lento de agua superior del océano más cálida y fresca desde el Pacífico tropical al Océano Índico a través del archipiélago de Indonesia para reemplazar el agua fría y salada del fondo de la Antártida . Esto también se conoce como 'forzamiento haline' (ganancia neta de agua dulce en latitudes altas y evaporación en latitudes bajas). Esta agua más cálida y fresca del Pacífico fluye a través del Atlántico Sur hasta Groenlandia , donde se enfría y se enfría por evaporación y se hunde hasta el fondo del océano, proporcionando una circulación termohalina continua. [11]
Por lo tanto, un nombre reciente y popular para la circulación termohalina, que enfatiza la naturaleza vertical y el carácter de polo a polo de este tipo de circulación oceánica, es la circulación de vuelco meridional .
Estimación cuantitativa
Las estimaciones directas de la fuerza de la circulación termohalina se han realizado a 26,5 ° N en el Atlántico norte desde 2004 por el programa RAPID del Reino Unido y los Estados Unidos. [12] Al combinar estimaciones directas del transporte oceánico utilizando medidores de corriente y mediciones de cables submarinos con estimaciones de la corriente geostrófica a partir de mediciones de temperatura y salinidad, el programa RAPID proporciona estimaciones continuas, de profundidad completa y de toda la cuenca de la circulación termohalina o, más con precisión, la circulación de vuelco meridional.
Las masas de aguas profundas que participan en el MOC tienen firmas químicas, de temperatura y de relación isotópica y se pueden rastrear, calcular su tasa de flujo y determinar su edad. Estos incluyen relaciones 231 Pa / 230 Th .
Corriente del Golfo
La Corriente del Golfo , junto con su extensión norte hacia Europa, la Deriva del Atlántico Norte , es una poderosa, cálida y rápida corriente del océano Atlántico que se origina en la punta de Florida y sigue las costas orientales de los Estados Unidos y Terranova antes de cruzar el Océano Atlántico. El proceso de intensificación occidental hace que la Corriente del Golfo sea una corriente acelerada hacia el norte frente a la costa este de América del Norte . [13] Aproximadamente a 40 ° 0'N 30 ° 0'W / 40.000 ° N 30.000 ° W / 40.000; -30.000, se divide en dos, con la corriente del norte cruzando hacia el norte de Europa y la corriente del sur recirculando frente a África occidental . La Corriente del Golfo influye en el clima de la costa este de América del Norte desde Florida hasta Terranova y la costa oeste de Europa . Aunque ha habido un debate reciente, existe consenso en que el clima de Europa Occidental y Europa del Norte es más cálido de lo que sería debido a la deriva del Atlántico Norte , [14] [15] una de las ramas de la cola de la Corriente del Golfo. . Es parte del giro del Atlántico norte . Su presencia ha llevado al desarrollo de fuertes ciclones de todo tipo, tanto dentro de la atmósfera como dentro del océano . La Corriente del Golfo también es una fuente potencial significativa de generación de energía renovable . [16] [17]
Surgencia
Todas estas densas masas de agua que se hunden en las cuencas oceánicas desplazan las viejas masas de aguas profundas que se hicieron menos densas por la mezcla de los océanos. Para mantener el equilibrio, el agua debe estar subiendo en otra parte. Sin embargo, debido a que este afloramiento termohalino está tan extendido y difuso, sus velocidades son muy lentas incluso en comparación con el movimiento de las masas de agua del fondo. Por lo tanto, es difícil medir dónde se produce el afloramiento utilizando las velocidades de las corrientes, dados todos los demás procesos impulsados por el viento que tienen lugar en la superficie del océano. Las aguas profundas tienen su propia firma química, formada a partir de la descomposición de las partículas que caen en ellas a lo largo de su largo viaje en profundidad. Varios científicos han intentado utilizar estos trazadores para inferir dónde se produce el afloramiento.
Wallace Broecker , utilizando modelos de caja, ha afirmado que la mayor parte de los afloramientos profundos se produce en el Pacífico Norte, utilizando como evidencia los altos valores de silicio que se encuentran en estas aguas. Otros investigadores no han encontrado pruebas tan claras. Los modelos informáticos de la circulación oceánica ubican cada vez más la mayor parte de las afloramientos profundos en el Océano Austral, [18] asociados con los fuertes vientos en las latitudes abiertas entre América del Sur y la Antártida. Si bien esta imagen es consistente con la síntesis observacional global de William Schmitz en Woods Hole y con bajos valores de difusión observados, no todas las síntesis observacionales están de acuerdo. Los trabajos recientes de Lynne Talley en el Instituto Scripps de Oceanografía y Bernadette Sloyan y Stephen Rintoul en Australia sugieren que una cantidad significativa de agua profunda densa debe transformarse en agua ligera en algún lugar al norte del Océano Austral.
Efectos sobre el clima global
La circulación termohalina juega un papel importante en el suministro de calor a las regiones polares y, por lo tanto, en la regulación de la cantidad de hielo marino en estas regiones, aunque el transporte de calor hacia los polos fuera de los trópicos es considerablemente mayor en la atmósfera que en el océano. [19] Se cree que los cambios en la circulación termohalina tienen un impacto significativo en el balance de radiación de la Tierra .
Se cree que las grandes afluencias de agua de deshielo de baja densidad del lago Agassiz y la desglaciación en América del Norte provocaron un cambio en la formación de aguas profundas y el hundimiento en el extremo del Atlántico Norte y provocaron el período climático en Europa conocido como Younger Dryas . [20]
Parada de la circulación termohalina
La desaceleración de AMOC ( circulación de vuelco meridional del Atlántico ) se ha relacionado con un aumento regional extremo del nivel del mar . [21]
En 2013, un debilitamiento significativo e inesperado del THC condujo a una de las temporadas de huracanes más tranquilas observadas en el Atlántico desde 1994 . La principal causa de la inactividad fue la continuación del patrón de primavera a través de la cuenca atlántica.
Ver también
- Oscilación multidecadal atlántica : ciclo climático que afecta la temperatura de la superficie del Atlántico norte
- Cambio climático : aumento actual de la temperatura media de la Tierra y sus efectos
- Contourita - tipo de depósito sedimentario
- Downwelling - El proceso de acumulación y hundimiento de material de mayor densidad debajo de material de menor densidad.
- Circulación halotérmica : la parte de la circulación oceánica a gran escala impulsada por gradientes de densidad global creados por el calor de la superficie y la evaporación.
- Circulación hidrotermal : circulación de agua impulsada por intercambio de calor.
- Parada de la circulación termohalina : efecto del calentamiento global en una importante circulación oceánica.
- Surgencia : el reemplazo por aguas profundas que se mueven hacia arriba por aguas superficiales impulsadas mar adentro por el viento.
Referencias
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Este artículo incorpora texto de esta fuente, que es de dominio público .Otras fuentes
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enlaces externos
- Cinta transportadora oceánica
- Proyectos THOR FP7 http://arquivo.pt/wayback/20141126093524/http%3A//www.eu%2Dthor.eu/ investiga sobre el tema "¿Vuelco termohalino - en riesgo?" y la previsibilidad de los cambios del THC. THOR está financiado por el Séptimo Programa Marco de la Comisión Europea.