Circulación termohalina
término de la oceanografía
From Wikipedia, the free encyclopedia
En oceanografía física se denomina circulación termohalina (CTH) a la parte de la circulación oceánica a gran escala determinada por los gradientes de densidad globales, resultado del balance de calor superficial y los flujos de agua dulce. Es importante por su participación en el transporte neto de calor desde latitudes tropicales hacia polares y su influencia sobre el clima terrestre.
La circulación termohalina se conoce a menudo como la «corriente transportadora oceánica», la «gran corriente transportadora oceánica» o la «corriente transportadora global», un término acuñado por el científico climático Wallace Smith Broecker.[1][2]
También se conoce como circulación meridional de retorno, o MOC, un nombre utilizado para indicar que los patrones de circulación causados por los gradientes de temperatura y salinidad no forman necesariamente parte de una única circulación global. Esto se debe, en parte, a la dificultad de separar las partes de la circulación impulsadas por la temperatura y la salinidad de las afectadas por factores como el viento y la fuerza de las mareas.
El adjetivo «termohalino» deriva de las palabras griegas θερμός thermós («caliente», temperatura) y ἅλς háls («sal», salinidad), factores que en conjunto determinan la densidad del agua de mar. La temperatura y la salinidad determinan conjuntamente la densidad del agua marina: la densidad disminuye a medida que aumenta la temperatura y aumenta con la salinidad. En algunas regiones, especialmente en latitudes altas, las aguas superficiales se enfrían y se vuelven más saladas debido a la evaporación y la formación de hielo marino. Durante la formación del hielo marino, la sal se expulsa al agua circundante, lo que aumenta su densidad. Estos procesos pueden hacer que las aguas superficiales se hundan, formando masas de agua profundas y de fondo.
En general, la circulación global asociada a los procesos termohalinos puede describirse como un sistema en el que las aguas superficiales relativamente cálidas se transforman en aguas profundas frías y densas en regiones específicas, mientras que las aguas profundas regresan gradualmente a la superficie en otros lugares. Esta circulación transporta calor, sustancias disueltas y gases por todo el océano y contribuye a que los océanos de la Tierra sean un sistema global conectado.
En el Atlántico Norte, las aguas superficiales cálidas y saladas transportadas hacia los polos por corrientes como la del Golfo pierden calor hacia la atmósfera y se transforman en aguas más frías y densas que se hunden en las profundidades, formando las aguas profundas del Atlántico Norte. Estas aguas densas se extienden lentamente por las cuencas oceánicas, mezclándose con las aguas circundantes y contribuyendo al intercambio a gran escala entre cuencas. Gran parte del retorno de las aguas profundas a la superficie se produce en el Océano Austral, mientras que las aguas profundas más antiguas se encuentran en el Pacífico Norte.
Las corrientes marinas actúan como reguladores térmicos. Se dice que las corrientes del mundo funcionan como un «cinturón termohalino», pues la circulación profunda está regulada por diferencias de densidad regidas principalmente por salinidad y temperatura. La circulación marina en general es un sistema complejo en el que interactúan atmósfera y océano: el océano capta radiación y, debido al alto calor específico del agua, retiene el calor absorbido; la atmósfera, con sus vientos, genera corrientes superficiales.
Un aumento de la entrada de agua dulce en la superficie del Atlántico Norte puede reducir la densidad del agua superficial y debilitar la formación de aguas profundas, lo que podría provocar una ralentización significativa de la circulación termohalina. Por esta razón, la circulación termohalina sigue siendo un elemento clave para comprender los cambios pasados y futuros del clima de la Tierra.
Planteamiento general
El movimiento de corrientes superficiales empujadas por el viento es intuitivo (p. ej., el viento produce ondas en la superficie de un estanque). Por ello, los primeros oceanógrafos asumían que el océano profundo —sin viento— era estático. Sin embargo, instrumentación moderna muestra que las velocidades en masas de agua profundas pueden ser significativas (aunque mucho menores que en superficie). En general, las velocidades oceánicas oscilan entre fracciones de cm/s en profundidad y >1 m/s en corrientes superficiales como la corriente del Golfo y la Kuroshio.
En el océano profundo, la fuerza motriz predominante son las diferencias de densidad, causadas por variaciones de salinidad y temperatura (aumentar la salinidad y disminuir la temperatura incrementa la densidad). A menudo hay confusión sobre qué componentes están impulsados por viento y cuáles por densidad.[3][4] Las corrientes debidas a las mareas también son importantes en muchos lugares; aunque dominan en zonas costeras someras, pueden ser relevantes en profundidad al facilitar la mezcla, especialmente la mezcla diapícnica.[5]
La densidad del agua oceánica no es homogénea globalmente, sino que varía de forma significativa. Existen límites entre masas de agua formadas en superficie que posteriormente mantienen su identidad en el interior. Estas «fronteras» se visualizan mejor en el diagrama T–S, donde se distinguen masas de agua según su densidad. Las más ligeras flotan sobre las densas (véase flotabilidad); esta «estratificación estable» contrasta con la inestable (véase frecuencia de Brunt-Väisälä), en la que aguas más densas yacen sobre menos densas, dando lugar a convección profunda durante la formación de masas de agua. Impulsada por gradientes de densidad, la convección es la fuerza principal de corrientes profundas como la corriente limítrofe occidental profunda (DWBC).
La circulación termohalina está impulsada principalmente por la formación de masas de agua profundas en el Atlántico Norte y el océano Antártico debido a diferencias de temperatura y salinidad. Este esquema fue descrito por Henry Stommel y Arnold B. Arons (1960), conocido como el modelo de caja de Stommel-Arons para la MOC.[6]
La formación de masas de agua profundas
Las masas más densas que se sumergen en las profundidades del océano se forman en zonas definidas del Atlántico Norte y el océano Antártico. La evaporación forzada por vientos fríos tiene dos efectos: disminuye la temperatura (enfriamiento por evaporación) y aumenta la salinidad.
El enfriamiento intenso en el mar al oeste de Noruega favorece el hundimiento de masas que fluyen hacia el sur a lo largo de los umbrales entre Groenlandia, Islandia y Gran Bretaña hasta el fondo del Atlántico. Por otro lado, el flujo desde el Ártico hacia el Pacífico está bloqueado por las aguas someras del estrecho de Bering.
Alrededor de la Antártida, la formación de hielo marino cumple un papel fundamental. A medida que el hielo marino se forma, expulsa salmuera hacia el agua subyacente, lo que aumenta su salinidad y densidad. Este proceso se conoce como rechazo de salmuera.[7] El agua de mar se vuelve más densa a medida que se enfría hasta alcanzar su punto de congelación (aproximadamente −1,8 °C con una salinidad promedio). Esto contrasta con el agua dulce, que alcanza su máxima densidad a los 4 °C.[8][9]
Combinado con un enfriamiento intenso y la presencia de polinias costeras (áreas de mar abierto rodeadas de hielo), este proceso genera aguas de plataforma extremadamente densas que se hunden y descienden por la pendiente continental para formar el Agua de Fondo Antártica (AABW, por sus siglas en inglés).[10] Esta agua densa se desplaza hacia el norte a lo largo del fondo oceánico y finalmente ocupa gran parte de las profundidades del océano global, ubicándose por debajo del Agua Profunda del Atlántico Norte (NADW por sus siglas en inglés), que es ligeramente menos densa.
Movimiento de masas de aguas profundas
La formación y el movimiento de masas profundas en el Atlántico Norte llenan la cuenca y fluyen lentamente hacia las llanuras abisales del Atlántico. El enfriamiento en altas latitudes y el calentamiento en bajas latitudes impulsan un flujo hacia el sur en profundidad. El agua profunda cruza la cuenca del océano Antártico alrededor de Sudáfrica, donde se divide en dos rutas: una hacia el océano Índico y otra que pasa por Australia hacia el océano Pacífico.
En el Índico, parte del agua fría y salada del Atlántico, al interactuar con el flujo superior más cálido y menos salino proveniente del Pacífico tropical, provoca un intercambio vertical (vuelco). En el Pacífico, el resto del agua fría y salada del Atlántico sufre forzamiento halino y se vuelve más cálida y menos salina con mayor rapidez.
El flujo submarino frío y salado hace que el nivel medio del mar en el Atlántico sea ligeramente inferior al del Pacífico y que la salinidad media del Atlántico sea mayor. Esto genera un gran pero lento flujo de agua superior más cálida y menos salina desde el Pacífico tropical al Índico a través del archipiélago de Indonesia, para reemplazar el agua fría y salada de fondo. Este «forzamiento halino» (ganancia neta de agua dulce en latitudes altas y evaporación en bajas) alimenta un retorno cálido y menos salino que cruza el Atlántico Sur hacia Groenlandia, donde se enfría y se hunde, sosteniendo la circulación termohalina.[11]
Por ello, un nombre que enfatiza la naturaleza vertical y el carácter de polo a polo de este tipo de circulación es circulación de vuelco meridional.
Corriente del Golfo
La corriente del Golfo, junto con su extensión hacia Europa (la deriva del Atlántico Norte), es una poderosa, cálida y rápida corriente oceánica del océano Atlántico que se origina en la punta de Florida y sigue las costas orientales de Estados Unidos y Terranova antes de cruzar el Atlántico. La intensificación del oeste hace que se acelere hacia el norte frente a la costa oriental de América del Norte.[12] Aproximadamente a 40°0′N 30°0′O, se divide en dos: la rama norte cruza hacia Europa septentrional y la sur recircula frente a África Occidental. La corriente del Golfo influye en el clima de la costa este de Norteamérica y en la costa occidental de Europa. Aunque ha sido objeto de debate, existe consenso en que el clima de Europa occidental y Europa septentrional es más cálido de lo que sería sin la deriva del Atlántico Norte.[13][14] Forma parte del Giro del Atlántico Norte y ha propiciado el desarrollo de fuertes ciclones atmosféricos y oceánicos. También se ha considerado como potencial fuente de energía renovable.[15][16]
Efectos sobre el clima global
La circulación termohalina desempeña un papel central en la regulación del clima de la Tierra. Esta circulación moldea los patrones climáticos globales y regionales al transportar calor, agua dulce, carbono y nutrientes a través de las cuencas oceánicas. Su influencia está ampliamente documentada en observaciones modernas, modelos numéricos y registros paleoclimáticos.[17]
Una de las principales funciones climáticas de la circulación termohalina es la redistribución del calor desde las bajas hacia las altas latitudes. Las corrientes superficiales cálidas, en particular la Circulación Meridional de Retorno del Atlántico (AMOC, por sus siglas en inglés), transportan grandes cantidades de calor hacia el norte, moderando el clima de la región del Atlántico Norte.[18] Este transporte de calor hacia los polos contribuye a que el noroeste de Europa tenga temperaturas relativamente más suaves en comparación con otras regiones ubicadas en latitudes similares.[19] Los cambios en la intensidad de la circulación de retorno tienen consecuencias significativas sobre la temperatura y las precipitaciones regionales. Un debilitamiento de la AMOC se asocia con enfriamiento en partes de Europa, alteraciones en las trayectorias de las tormentas sobre el Atlántico Norte y desplazamientos de la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT), lo que afecta los patrones de lluvia en los trópicos y subtrópicos.[20][21] La evidencia paleoclimática, incluidos registros de eventos climáticos abruptos como el Younger Dryas y los eventos Dansgaard–Oeschger, sugiere que reorganizaciones rápidas de la circulación de retorno pueden desencadenar cambios climáticos regionales grandes y repentinos.[22]
La circulación termohalina también influye en el nivel del mar global y regional al controlar la distribución de la masa oceánica y la expansión estérica (térmica y halina). Simulaciones de modelos y observaciones indican que una desaceleración de la AMOC tiende a elevar el nivel del mar a lo largo de la costa este de América del Norte, debido a cambios en la circulación oceánica y en la estructura de densidad del océano.[23][24]
Más allá de sus efectos físicos sobre el clima, la circulación de retorno cumple un papel esencial en la biogeoquímica oceánica. Dado que la Circulación Meridional de Retorno (MOC) ventila las aguas profundas y suministra nutrientes a la superficie, los cambios en su intensidad o estructura pueden modificar la productividad marina, la disponibilidad de oxígeno y el almacenamiento de carbono.[25]
Efectos del clima sobre la circulación termohalina
La variabilidad climática y el cambio climático a largo plazo ejercen una fuerte influencia sobre la intensidad, estructura y estabilidad de la circulación termohalina, en particular de la AMOC. Dado que esta circulación está impulsada por gradientes de densidad vinculados a la temperatura y la salinidad, los procesos que alteran los flujos de calor en la superficie o el aporte de agua dulce pueden modificar significativamente su comportamiento.
El aumento de las temperaturas globales incrementa el contenido de calor del océano superior, reduciendo la densidad de las aguas superficiales e inhibiendo la convección profunda en las regiones de altas latitudes donde se forma el Agua Profunda del Atlántico Norte. Este mecanismo es una de las principales vías a través de las cuales se proyecta que el calentamiento antropogénico debilite la AMOC durante el siglo XXI.[26][21] Además del calentamiento, el mayor aporte de agua dulce proveniente del derretimiento del hielo marino del Ártico, la capa de hielo de Groenlandia y el aumento de las precipitaciones en altas latitudes reduce aún más la salinidad y la densidad de las aguas superficiales, reforzando la estratificación y suprimiendo la circulación de retorno.[27][28]
Las proyecciones futuras indican que es muy probable que la AMOC se debilite durante el siglo XXI debido a las continuas emisiones de gases de efecto invernadero, aunque la magnitud y la velocidad de este debilitamiento siguen siendo inciertas.[21] Si bien se considera menos probable un colapso abrupto, este no puede descartarse bajo escenarios de altas emisiones. Dada su influencia sobre la temperatura, las precipitaciones, el nivel del mar y la biogeoquímica oceánica, los posibles cambios en la circulación termohalina continúan siendo un foco clave de la investigación climática y la evaluación de riesgos.[29]
El cambio climático también afecta la circulación de retorno del Océano Austral. El fortalecimiento de los vientos del oeste, el aumento de agua dulce superficial debido al deshielo antártico y los cambios en la cobertura de hielo marino alteran los procesos de afloramiento y la formación de aguas profundas alrededor de la Antártida, con implicancias para la absorción global de calor y carbono.[30][31] El aumento de la estratificación en el Océano Austral se ha vinculado a una menor ventilación de las aguas profundas, lo que podría afectar los ciclos globales de oxígeno y carbono.
En conjunto, las observaciones actuales y las proyecciones de los modelos climáticos indican que el calentamiento en curso muy probablemente debilite componentes de la circulación termohalina, aunque la magnitud, el momento y el riesgo de comportamientos de tipo punto de inflexión siguen siendo inciertos.
