La circulación termohalina del Océano Austral (a veces denominada circulación meridional meridional (SMOC) [1] o circulación antártica ) es la mitad sur de una circulación termohalina global , que conecta diferentes cuencas de agua a través del océano global . Su contraparte norte más conocida es la circulación meridional atlántica (AMOC). Esta circulación opera cuando ciertas corrientes envían agua cálida, oxigenada y pobre en nutrientes a las profundidades del océano ( corriente descendente ), mientras que el agua fría, limitada en oxígeno y rica en nutrientes viaja hacia arriba (o corriente ascendente ) en puntos específicos. La circulación termohalina transporta no solo volúmenes masivos de agua cálida y fría a través del planeta, sino también oxígeno disuelto , carbono orgánico disuelto y otros nutrientes como el hierro . [2] Por lo tanto, ambas mitades de la circulación tienen un gran efecto en el presupuesto energético de la Tierra y el ciclo del carbono oceánico , y por lo tanto juegan un papel esencial en el sistema climático de la Tierra . [3] [4]
La circulación de vuelco del océano Austral consta de dos partes, la celda superior y la inferior. La celda superior, más pequeña, es la más afectada por los vientos debido a su proximidad a la superficie, mientras que el comportamiento de la celda inferior, más grande, está definido por la temperatura y la salinidad del agua del fondo antártico . [5] La fuerza de ambas mitades ha sufrido cambios sustanciales en las últimas décadas: el flujo de la celda superior ha aumentado entre un 50 y un 60 % desde los años 1970, mientras que la celda inferior se ha debilitado entre un 10 y un 20 %. [6] [3] Parte de esto se ha debido al ciclo natural de la Oscilación del Pacífico Interdecadal , [7] [8] pero el cambio climático también ha desempeñado un papel importante en ambas tendencias, ya que ha alterado el patrón meteorológico del Modo Anular del Sur , [9] [7] mientras que el crecimiento masivo del contenido de calor oceánico en el Océano Austral [10] ha aumentado el derretimiento de las capas de hielo antárticas , y esta agua de deshielo fresca diluye el agua salada del fondo antártico. [11] [12]
A medida que la formación de aguas densas y frías se debilita cerca de la costa mientras que el flujo de aguas cálidas hacia la costa se fortalece, las aguas superficiales tienen menos probabilidades de hundirse y mezclarse con las capas inferiores. [13] En consecuencia, aumenta la estratificación del océano . [6] [3] Un estudio sugiere que la circulación perdería la mitad de su fuerza para 2050 en el peor escenario de cambio climático , [14] con mayores pérdidas ocurriendo después. [15] Esta desaceleración tendría efectos importantes en el clima global debido a la fuerza del Océano Austral como sumidero global de carbono y sumidero de calor. Por ejemplo, el calentamiento global alcanzará los 2 °C (3,6 °F) en todos los escenarios donde las emisiones de gases de efecto invernadero no se han reducido fuertemente, pero el año exacto depende del estado de la circulación más que de cualquier otro factor que no sean las emisiones generales. [16]
La evidencia paleoclimática muestra que toda la circulación se había debilitado fuertemente o colapsado directamente antes: algunas investigaciones preliminares sugieren que tal colapso puede volverse probable una vez que el calentamiento global alcance niveles entre 1,7 °C (3,1 °F) y 3 °C (5,4 °F). Sin embargo, hay mucha menos certeza que con las estimaciones para la mayoría de los otros puntos de inflexión en el sistema climático . [16] Incluso si se inicia en el futuro cercano, es poco probable que el colapso de la circulación sea completo hasta cerca de 2300, [1] De manera similar, impactos como la reducción de la precipitación en el hemisferio sur , con un aumento correspondiente en el norte , o una disminución de las pesquerías en el océano Austral con un posible colapso de ciertos ecosistemas marinos , también se espera que se desarrollen a lo largo de varios siglos. [15]
La circulación de retorno del océano Austral consta de dos células en el océano Austral, que son impulsadas por el afloramiento y el hundimiento . El afloramiento en la celda superior está asociado con agua de profundidad media que es llevada a la superficie, mientras que el afloramiento en la celda inferior está vinculado con las aguas dulces y abisales alrededor de la Antártida. Alrededor de 27 ± 7 Sverdrup (Sv) de agua profunda suben a la superficie en el océano Austral. Esta agua aflorada se transforma parcialmente en agua más liviana y agua más densa, respectivamente 22 ± 4 Sv y 5 ± 5 Sv. Las densidades de estas aguas cambian debido a los flujos de calor y flotabilidad que resultan en afloramiento en la celda superior y hundimiento en la celda inferior. [5]
El océano Austral desempeña un papel clave en el cierre de la circulación meridional atlántica , ya que compensa el hundimiento del Atlántico Norte mediante el afloramiento de las aguas profundas del Atlántico Norte y conecta el océano interior con la superficie. Este afloramiento es inducido por los fuertes vientos del oeste que soplan sobre la CCA. [4] [17] Las observaciones sugieren que aproximadamente el 80 por ciento de las aguas profundas globales se afloran en el océano Austral. [18] La circulación es un proceso lento; por ejemplo, el afloramiento de las aguas profundas del Atlántico Norte desde las profundidades de 1000 a 3500 m (3281 a 11 483 pies) hasta la capa mixta superficial demora entre 60 y 90 años para solo la mitad de la masa de agua, y parte del agua viaja a la superficie durante más de un siglo. [17]
La célula superior es impulsada por el flujo generado por el viento, un resultado de los vientos del oeste , que lleva agua desde las aguas profundas circumpolares (CDW) a la superficie. [19] La tensión del viento zonal induce afloramientos cerca del polo y afloramientos en el ecuador debido al máximo del viento superficial zonal. Esta circulación impulsada por el viento también se denomina célula de Deacon y actúa para volcar el agua que sostiene la corriente de viento térmico de la Corriente Circumpolar Antártica (ACC) y crea un almacenamiento de energía potencial. Este proceso de la célula superior también se conoce como transporte de Ekman . [4]
El flujo de retorno meridional se produce de norte a sur en aguas profundas y de sur a norte en la superficie del océano. En la superficie, las aguas profundas están expuestas a la atmósfera y a las fuerzas de flotabilidad superficial . Existe una ganancia neta de flotabilidad en la celda superior como resultado del endulzamiento del agua causado por la precipitación y el derretimiento del hielo marino durante el verano (en el hemisferio sur). Esta ganancia de flotabilidad transforma las aguas en aguas más ligeras y menos densas, como el agua modal subantártica (SAMW) y el agua intermedia antártica (AAIW). Alrededor de 22 ± 4 Sv del agua total aflorada en la circulación de retorno se transforma en aguas más ligeras en la celda superior. El proceso de retorno de las superficies de densidad se equilibra mediante la inestabilidad baroclínica de las corrientes de viento térmico. Esta inestabilidad aplana las superficies de densidad y el transporte hacia los polos, lo que da como resultado movimientos en remolinos energéticos y dependientes del tiempo. La energía potencial de la circulación impulsada por el viento se ve entonces aplanada por los remolinos. [5]
La paradoja de la falta de mezcla supone que el agua densa asciende a través de la termoclina para cerrar la circulación. Para lograrlo, se necesita una mezcla vertical en la termoclina, lo que no se observa. [20] En cambio, el agua densa de las regiones que se hunden volvió a la superficie en vías casi adiabáticas a lo largo de isopicnas de densidad, algo que ya había escrito Harald Sverdrup (oceanógrafo) . [21]
La célula inferior es impulsada por flujos de agua dulce donde la formación y fusión del hielo marino juegan un papel importante. [5] La formación de hielo marino va acompañada de rechazo de salmuera , lo que resulta en agua con mayor salinidad y densidad y, por lo tanto, pérdida de flotabilidad. Cuando el hielo se derrite hay un flujo de agua dulce y exposición a la atmósfera. Si el agua se convierte en hielo, hay más sal en el agua y menos exposición a la atmósfera. Debido a las variaciones estacionales, hay una ganancia de flotabilidad durante el verano y una pérdida de flotabilidad en invierno. Esta agua fría y densa llena de sal se llama agua densa de plataforma (DSW). La DSW luego se transforma en agua de fondo antártica (AABW), que se origina en el mar de Ross , el mar de Weddell y a lo largo de la costa oriental de la Antártida. Alrededor de 5 ± 5 Sv de AABW se forman en la célula inferior de la circulación del Océano Austral, que es alrededor de un tercio de la formación total de AABW. [22] [23] [24]
El océano está normalmente en equilibrio con la concentración de dióxido de carbono atmosférico . El aumento del CO2 atmosférico desde la Revolución Industrial había convertido a los océanos en un sumidero neto de carbono , y absorben alrededor del 25% de las emisiones causadas por los humanos. [26] De todos los océanos, el Océano Austral desempeña el mayor papel en la absorción de carbono, y por sí solo, es responsable de alrededor del 40%. [27] [28] [29] En la década de 2000, algunas investigaciones sugirieron que los cambios impulsados por el clima en los vientos del hemisferio sur estaban reduciendo la cantidad de carbono que absorbía, [30] pero investigaciones posteriores encontraron que este sumidero de carbono había sido incluso más fuerte de lo estimado anteriormente, en un 14% a 18%. [27] [28] La circulación oceánica es muy importante para este proceso, ya que trae agua profunda a la superficie, que no ha estado allí durante siglos y, por lo tanto, no estuvo en contacto con emisiones antropogénicas antes. Por lo tanto, las concentraciones de carbono disuelto en aguas profundas son mucho más bajas que las de las aguas superficiales modernas, y absorben mucho más carbono antes de ser transportado de regreso a las profundidades a través del hundimiento. [31] [25]
Por otra parte, las regiones donde las aguas cálidas circumpolares profundas ricas en carbono son llevadas a la superficie a través de surgencias, liberan CO2 a través de la exposición a la atmósfera, compensando en parte el efecto de sumidero de carbono de la circulación de vuelco. [32] Además, las surgencias oceánicas traen nutrientes minerales como el hierro desde las profundidades a la superficie, que luego son consumidos por el fitoplancton y le permiten aumentar su número, mejorando la producción primaria del océano y potenciando el sumidero de carbono debido a una mayor fotosíntesis . [2] Al mismo tiempo, la circulación descendente mueve gran parte del fitoplancton muerto y otra materia orgánica a las profundidades antes de que pueda descomponerse en la superficie y liberar CO2 de nuevo a la atmósfera. Esta llamada bomba biológica es tan importante que un Océano Austral completamente abiótico , donde esta bomba estaría ausente, también sería una fuente neta de CO2 . [ 29]
Como las emisiones de gases de efecto invernadero causadas por el hombre causan un mayor calentamiento, uno de los efectos más notables del cambio climático en los océanos es el aumento del contenido de calor del océano , que representó más del 90% del calentamiento global total desde 1971. [36] Desde 2005, del 67% al 98% de este aumento se ha producido en el Océano Austral . [9] En la Antártida Occidental , la temperatura en la capa superior del océano se ha calentado 1 °C (1,8 °F) desde 1955, y la Corriente Circumpolar Antártica (ACC) también se está calentando más rápido que el promedio mundial. [37] Este calentamiento afecta directamente al flujo de masas de agua cálida y fría que componen la circulación de vuelco, y también tiene impactos negativos en la cubierta de hielo marino en el hemisferio sur (que es altamente reflectante y, por lo tanto, eleva el albedo de la superficie de la Tierra), así como en el equilibrio de masa de las plataformas de hielo de la Antártida y los glaciares periféricos. [38] Por estas razones, los modelos climáticos muestran consistentemente que el año en que el calentamiento global alcanzará los 2 °C (3,6 °F) (inevitable en todos los escenarios de cambio climático donde las emisiones de gases de efecto invernadero no se han reducido fuertemente) depende del estado de la circulación más que de cualquier otro factor además de las emisiones mismas. [16]
Un mayor calentamiento de estas aguas oceánicas aumenta la pérdida de hielo de la Antártida y también genera más agua de deshielo dulce , a un ritmo de 1100-1500 mil millones de toneladas (GT) por año. [38] : 1240 Esta agua de deshielo de la capa de hielo de la Antártida luego se mezcla nuevamente con el Océano Austral, haciendo que su agua sea más dulce. [39] Este enfriamiento del Océano Austral resulta en una mayor estratificación y estabilización de sus capas, [40] [38] : 1240 y esto tiene el mayor impacto en las propiedades a largo plazo de la circulación del Océano Austral. [14] Estos cambios en el Océano Austral hacen que la circulación de las células superiores se acelere, acelerando el flujo de las corrientes principales, [41] mientras que la circulación de las células inferiores se desacelera, ya que depende del agua del fondo antártico altamente salina , que ya parece haberse debilitado observablemente por el enfriamiento, a pesar de la recuperación limitada durante la década de 2010. [11] [42] [43] [38] : 1240 Desde la década de 1970, la celda superior se ha fortalecido en 3-4 sverdrup (Sv; representa un flujo de 1 millón de metros cúbicos por segundo), o 50-60% de su flujo, mientras que la celda inferior se ha debilitado en una cantidad similar, pero debido a su mayor volumen, estos cambios representan un debilitamiento del 10-20%. [6] [3] Sin embargo, no fueron completamente causados por el cambio climático, ya que el ciclo natural de la Oscilación del Pacífico Interdecadal también había jugado un papel importante. [7] [8]
Además, el principal patrón de control del clima del hemisferio sur extratropical es el modo anular del sur (SAM), que ha estado pasando cada vez más años en su fase positiva debido al cambio climático (así como las consecuencias del agotamiento del ozono ), lo que significa más calentamiento y más precipitaciones sobre el océano debido a vientos del oeste más fuertes , refrescando aún más el océano Austral. [9] [38] : 1240 Los modelos climáticos actualmente no están de acuerdo sobre si la circulación del océano Austral continuaría respondiendo a los cambios en SAM como lo hace ahora, o si eventualmente se ajustará a ellos. A principios de la década de 2020, su mejor estimación de confianza limitada es que la celda inferior continuaría debilitándose, mientras que la celda superior puede fortalecerse alrededor de un 20% durante el siglo XXI. [38] Una razón clave para la incertidumbre es la representación pobre e inconsistente de la estratificación del océano incluso en los modelos CMIP6 , la generación más avanzada disponible a principios de la década de 2020. [10] Además, el papel más importante a largo plazo en el estado de la circulación lo desempeña el agua de deshielo antártica, [14] y la pérdida de hielo antártico ha sido el aspecto menos seguro de las proyecciones futuras del aumento del nivel del mar durante mucho tiempo. [44]
Procesos similares están teniendo lugar con la circulación meridional atlántica (CMA), que también se ve afectada por el calentamiento del océano y por los flujos de agua de deshielo de la capa de hielo en declive de Groenlandia . [46] Es posible que ambas circulaciones no solo sigan debilitándose en respuesta al aumento del calentamiento y de la desoxidación, sino que finalmente colapsen a un estado mucho más débil por completo, de una manera que sería difícil de revertir y constituiría un ejemplo de puntos de inflexión en el sistema climático . [16] Hay evidencia paleoclimática de que la circulación meridional es sustancialmente más débil que ahora durante períodos pasados que fueron más cálidos y más fríos que ahora. [45] Sin embargo, el hemisferio sur solo está habitado por el 10% de la población mundial, y la circulación meridional del océano Austral ha recibido históricamente mucha menos atención que la CMA. En consecuencia, si bien se han realizado múltiples estudios para estimar el nivel exacto de calentamiento global que podría resultar en un colapso de la AMOC, el período de tiempo en el que podría ocurrir dicho colapso y los impactos regionales que causaría, existe mucha menos investigación equivalente para la circulación de retorno del Océano Austral a principios de la década de 2020. Se ha sugerido que su colapso puede ocurrir entre 1,7 °C (3,1 °F) y 3 °C (5,4 °F), pero esta estimación es mucho menos segura que para muchos otros puntos de inflexión. [16]
Los impactos del colapso de la circulación de retorno del Océano Austral también han sido menos estudiados, aunque los científicos esperan que se desarrollen a lo largo de varios siglos. Un ejemplo notable es la pérdida de nutrientes del agua del fondo antártico que disminuye la productividad del océano y, en última instancia, el estado de las pesquerías del Océano Austral , lo que podría llevar a la extinción de algunas especies de peces y al colapso de algunos ecosistemas marinos . [15] La productividad marina reducida también significaría que el océano absorbe menos carbono (aunque no dentro del siglo XXI [10] ), lo que podría aumentar el calentamiento final a largo plazo en respuesta a las emisiones antropogénicas (aumentando así la sensibilidad climática general ) y/o prolongar el tiempo que persiste el calentamiento antes de que comience a disminuir en las escalas de tiempo geológicas. [1] También se espera que haya una disminución de las precipitaciones en los países del hemisferio sur como Australia , con un aumento correspondiente en el hemisferio norte . Sin embargo, la disminución o un colapso total de la AMOC tendría impactos similares pero opuestos, y los dos se contrarrestarían entre sí hasta cierto punto. Ambos impactos también ocurrirían junto con otros efectos del cambio climático sobre el ciclo del agua y los efectos del cambio climático sobre la pesca . [15]
"El IPCC no hace proyecciones sobre cuál de estos escenarios es más probable, pero otros investigadores y modeladores sí pueden hacerlo. La Academia Australiana de Ciencias , por ejemplo, publicó un informe el año pasado que afirmaba que nuestra trayectoria actual de emisiones nos encaminaba hacia un mundo 3°C más cálido, aproximadamente en línea con el escenario intermedio. Climate Action Tracker predice entre 2,5 y 2,9°C de calentamiento en función de las políticas y acciones actuales, con promesas y acuerdos gubernamentales que lo llevarán a 2,1°C.
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