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Termostato dinámico oceánico

El termostato dinámico oceánico es un mecanismo físico a través del cual los cambios en el forzamiento radiativo medio influyen en los gradientes de temperaturas de la superficie del mar en el Océano Pacífico y en la fuerza de la circulación de Walker . El aumento del forzamiento radiativo (calentamiento) es más eficaz en el Pacífico occidental que en el oriental, donde el afloramiento de masas de agua fría amortigua el cambio de temperatura. Esto aumenta el gradiente de temperatura de este a oeste y fortalece la circulación de Walker. La disminución del forzamiento radiativo (enfriamiento) tiene el efecto contrario.

Se ha invocado el proceso para explicar las variaciones en los gradientes de temperatura del Océano Pacífico que se correlacionan con la insolación y las variaciones climáticas. También puede ser responsable de la supuesta correlación entre los eventos de El Niño y las erupciones volcánicas , y de los cambios en los gradientes de temperatura que ocurrieron durante el siglo XX. No está claro si el termostato dinámico del océano controla la respuesta del Océano Pacífico al calentamiento global antropogénico , ya que hay procesos en competencia en juego; potencialmente, podría impulsar una tendencia climática similar a la de La Niña durante el calentamiento inicial antes de que otros procesos la anulen.

Fondo

El Pacífico ecuatorial es una región clave de la Tierra en términos de su influencia relativa en la circulación atmosférica mundial. Un gradiente de temperatura característico de este a oeste está acoplado a una circulación atmosférica, la circulación de Walker , [1] y controlado además por la dinámica atmosférica y oceánica. [2] El Pacífico occidental presenta la llamada "piscina cálida", donde se encuentran las temperaturas superficiales del mar (SST) más cálidas de la Tierra. Por el contrario, en el Pacífico oriental, una zona llamada "lengua fría" siempre es más fría que la piscina cálida, aunque se encuentren en la misma latitud, ya que allí surge agua fría . El gradiente de temperatura entre ambos induce a su vez una circulación atmosférica, la circulación de Walker, [3] que responde fuertemente al gradiente de TSM. [4]

Un componente importante del clima es El Niño-Oscilación del Sur (ENSO), un modo de variabilidad climática. Durante su fase positiva/El Niño, las aguas en el Pacífico central y oriental son más cálidas de lo normal mientras que durante su fase fría/La Niña son más frías de lo normal. Junto con estos cambios de TSM, la diferencia de presión atmosférica entre los cambios del Pacífico oriental y occidental. Las variaciones de circulación de ENOS y Walker tienen efectos mundiales sobre el clima, incluidos desastres naturales como incendios forestales , sequías , inundaciones y actividad de ciclones tropicales . [5] La circulación atmosférica modula la absorción de calor por el océano, la fuerza y ​​la posición de la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT), las precipitaciones tropicales y la fuerza del monzón indio . [6]

Hipótesis original de Clement et al. (1996) y el precedente de Sun y Liu (1996)

Ya en mayo de 1996, Sun y Liu publicaron la hipótesis de que las interacciones combinadas entre los vientos oceánicos, la superficie del océano y las corrientes oceánicas pueden limitar la temperatura del agua en el Pacífico occidental. [7] Como parte de ese estudio, descubrieron que el aumento de las temperaturas de equilibrio impulsa un mayor gradiente de temperatura entre el Pacífico oriental y occidental. [8]

El mecanismo del termostato dinámico del océano fue descrito en una publicación dedicada por Clement et al. 1996 en un modelo acoplado océano-atmósfera del océano ecuatorial. Ya que en el Pacífico occidental las TSM solo se rigen por el calor almacenado y los flujos de calor, mientras que en el Pacífico oriental la advección horizontal y vertical también juegan un papel. Así, una fuente impuesta de calentamiento calienta principalmente el Pacífico occidental, induciendo vientos más fuertes del este que facilitan el afloramiento en el Pacífico oriental y enfrían su temperatura, un patrón opuesto al esperado por el calentamiento. El agua fría que brotó a lo largo del ecuador luego se extendió fuera de él, reduciendo el calentamiento total de la cuenca. [9] El gradiente de temperatura entre el Pacífico occidental y oriental aumenta así, fortaleciendo los vientos alisios y aumentando aún más las surgencias; esto eventualmente resulta en un estado climático parecido a La Niña. [2] El mecanismo es estacional ya que la surgencia es menos efectiva en la primavera boreal y más efectiva en el otoño boreal; por lo tanto, está operativo principalmente en otoño. [10] Debido a la estructura vertical de la temperatura, la variabilidad de ENSO se vuelve más regular durante el enfriamiento por el mecanismo del termostato, pero se amortigua durante el calentamiento. [11]

El modelo de Clement et al. 1996 sólo considera las anomalías de temperatura y no tiene en cuenta todo el presupuesto energético. Después de algún tiempo, el calentamiento se extendería a las regiones de origen del agua aflorada y a la termoclina , amortiguando finalmente el termostato. [9] El principal defecto del modelo es que supone que la temperatura del agua aflorada no cambia con el tiempo. [2]

Investigaciones posteriores

Estudios posteriores han verificado el mecanismo del termostato dinámico del océano para una serie de modelos climáticos con diferentes estructuras de calentamiento [12] y también la aparición de la respuesta opuesta - una disminución en el gradiente de TSM - en respuesta al enfriamiento del clima. [13] En modelos totalmente acoplados, una tendencia de la circulación atmosférica a intensificarse con una insolación decreciente a veces niega la respuesta del termostato a la disminución de la actividad solar. [14] Liu, Lu y Xie 2015 propusieron que un termostato dinámico oceánico también puede funcionar en el Océano Índico, [15] y el concepto se ha ampliado para cubrir el Indo-Pacífico en su conjunto y no solo el Pacífico ecuatorial. [dieciséis]

El agua fluye desde el Pacífico occidental hacia el Océano Índico a través de estrechos entre Australia y Asia, un fenómeno conocido como flujo pasante de Indonesia . [17] Rodgers y cols. 1999 postuló que los vientos alisios más fuertes asociados con el termostato dinámico del océano pueden aumentar la diferencia del nivel del mar entre los océanos Índico y Pacífico, aumentando el flujo y enfriando aún más el Pacífico. [18] An et al. 2022 postuló que un efecto similar en el Océano Índico podría forzar cambios en el dipolo del Océano Índico después de la eliminación del dióxido de carbono . [19]

Papel en la variabilidad climática

El termostato dinámico del océano se ha utilizado para explicar:

Influencias volcánicas y solares.

Se ha invocado el mecanismo del termostato dinámico del océano para vincular las erupciones volcánicas con los cambios ENSO. [23] Las erupciones volcánicas pueden enfriar la Tierra inyectando aerosoles y dióxido de azufre en la estratosfera , que reflejan la radiación solar entrante. Se ha sugerido que en los registros paleoclimáticos las erupciones volcánicas suelen ir seguidas de fenómenos de El Niño, pero es cuestionable si esto se aplica a las erupciones históricas conocidas [5] y los resultados de los modelos climáticos son equívocos. [13] En algunos modelos climáticos, un proceso de termostato dinámico oceánico provoca la aparición de eventos de El Niño después de erupciones volcánicas; en otros, procesos atmosféricos adicionales anulan el efecto del termostato dinámico oceánico sobre los gradientes de TSM del Pacífico. [24]

El proceso del termostato dinámico del océano puede explicar las variaciones en las TSM del Pacífico oriental que se correlacionan con cambios de insolación [25], como el mínimo de Dalton [26] y con el ciclo solar . [27] Durante el Holoceno temprano y medio , cuando aumentó la insolación de otoño y verano, pero también durante la anomalía climática medieval entre 900-1300 d.C. , las TSM frente a Baja California en el Pacífico oriental fueron más frías de lo habitual. El suroeste de América del Norte sufrió graves megasequías durante este tiempo, lo que también podría estar relacionado con una tendencia similar a La Niña en las TSM del Pacífico. Por el contrario, durante los períodos de baja insolación [28] [29] y durante la Pequeña Edad del Hielo, las TSM aumentaron. Esta región se encuentra dentro de la Corriente de California , que está influenciada por el Pacífico oriental [30] que controla la temperatura del agua ascendente. [31] Esto fue corroborado aún más por análisis con especies de foraminíferos adicionales . [32] El aumento de la productividad en las aguas oceánicas frente a Perú durante la anomalía climática medieval y el período cálido romano [33] entre 50 y 400 d. C. , cuando el clima mundial era más cálido, [34] puede ocurrir a través de un hundimiento del océano impulsado por un termostato. termoclina y aumento de surgencias de aguas ricas en nutrientes. [33] Sin embargo, se han propuesto mecanismos adicionales que conectan el clima del Pacífico ecuatorial con los cambios de insolación. [35]

Papel en el cambio climático reciente

Los cambios en las TSM del Pacífico ecuatorial causados ​​por el calentamiento global antropogénico son un problema importante en los pronósticos climáticos, ya que influyen en los patrones climáticos locales y globales. [36] Se espera que el mecanismo del termostato dinámico del océano reduzca el calentamiento antropogénico del Pacífico oriental en relación con el Pacífico occidental, fortaleciendo así el gradiente de TSM y la circulación de Walker. A esto se opone un debilitamiento de la circulación de Walker [1] y un enfriamiento por evaporación más eficaz del Pacífico occidental debido al calentamiento global. Esta compensación entre diferentes efectos dificulta estimar el resultado final de la circulación de Walker y el gradiente de TSM. [37] En los modelos CMIP5 normalmente no es el efecto dominante. [38]

Se ha invocado el termostato dinámico del océano para explicar cambios contradictorios en el Océano Pacífico en el siglo XX. Específicamente, parece haber un aumento simultáneo del gradiente de TSM, pero también un debilitamiento de la circulación de Walker, especialmente durante el verano boreal. Todas estas observaciones son inciertas debido a las elecciones particulares de métricas utilizadas para describir los gradientes de TSM y la fuerza de la circulación de Walker, así como a problemas y sesgos de medición. [37] Sin embargo, el mecanismo del termostato dinámico del océano podría explicar por qué el gradiente de TSM ha aumentado durante el calentamiento global [12] y también por qué la circulación de Walker se vuelve más fuerte en otoño e invierno, ya que estas son las estaciones en las que el afloramiento es más fuerte. [37] Por otro lado, el calentamiento en el Océano Atlántico y, de manera más general, los cambios en los gradientes de temperatura entre océanos pueden desempeñar un papel. [39]

Cambios futuros proyectados

Los modelos climáticos suelen representar un cambio similar al de El Niño, es decir, una disminución del gradiente de TSM. En numerosos modelos, existe un patrón dependiente del tiempo con un aumento inicial en el gradiente de SST ("respuesta rápida") seguido de un debilitamiento del gradiente ("respuesta lenta") [2] especialmente, pero no solo, en el caso de cambios abruptos. aumentos de las concentraciones de gases de efecto invernadero. [40] Esto puede reflejar una fuerza decreciente del termostato dinámico del océano con el aumento del calentamiento [12] y el calentamiento del agua aflorada, que se produce con un retraso de algunas décadas después del calentamiento de la superficie [4] y se conoce como " túnel oceánico". [41] Por otro lado, los modelos climáticos podrían subestimar la fuerza del efecto termostato. [42]

Otros contextos

El término "termostato dinámico oceánico" también se ha utilizado en contextos ligeramente diferentes:

Notas

  1. ^ La corriente subterránea ecuatorial es una fuerte corriente oceánica bajo la superficie del Pacífico ecuatorial, [37] que es impulsada por vientos superficiales hacia el oeste. Estos transportan agua hacia el oeste, lo que a su vez induce una fuerza de presión hacia el este que impulsa la corriente subterránea ecuatorial mientras que la presión impulsada por el viento actúa para retardarla. [55] La corriente subterránea ecuatorial llega a la superficie en el Pacífico oriental y es la principal fuente de agua ascendente allí. [56]

Referencias

  1. ^ abc Abrigos y Karnauskas 2018, pag. 6245.
  2. ^ abcd Luo y col. 2017, pág. 2812.
  3. ^ Un et al. 2012, pág. 1373.
  4. ^ ab An et al. 2012, pág. 1374.
  5. ^ ab McGregor y Timmermann 2011, pág. 2178.
  6. ^ Heede, Fedorov y Burls 2020, pag. 6101.
  7. ^ Sol y Liu 1996, pág. 1148.
  8. ^ Sol y Liu 1996, pág. 1149.
  9. ^ ab Clemente y col. 1996, pág. 2192.
  10. ^ Clemente y otros. 1996, págs. 2192-2193.
  11. ^ Clemente y otros. 1996, pág. 2193.
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  16. ^ Heede, Fedorov y Burls 2021, p. 2520.
  17. ^ Rodgers y col. 1999, pág. 20551.
  18. ^ Rodgers y col. 1999, pág. 20567.
  19. ^ Un et al. 2022, pág. 20.
  20. ^ Hertzberg y Schmidt 2014.
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  22. ^ Zhao y otros. 2016, pág. 6820.
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  24. ^ McGregor y Timmermann 2011, pág. 2187.
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Fuentes

enlaces externos