El movimiento descendente es el movimiento descendente de una parcela de fluido y sus propiedades (por ejemplo, salinidad, temperatura, pH) dentro de un fluido más grande. Está estrechamente relacionado con el movimiento ascendente , el movimiento ascendente del fluido.
Aunque el término "hundimiento" se utiliza más comúnmente para describir un proceso oceánico, también se utiliza para describir una variedad de fenómenos terrestres. Esto incluye la dinámica del manto, el movimiento del aire y el movimiento en sistemas de agua dulce (por ejemplo, grandes lagos ). Este artículo se centrará en el hundimiento oceánico y sus importantes implicaciones para la circulación oceánica y los ciclos biogeoquímicos . Dos mecanismos principales transportan el agua hacia abajo: la fuerza de flotabilidad y el transporte de Ekman impulsado por el viento (es decir, el bombeo de Ekman). [1] [2]
El hundimiento tiene implicaciones importantes para la vida marina . Las aguas superficiales generalmente tienen un contenido de nutrientes menor en comparación con las aguas profundas debido a la producción primaria que utiliza nutrientes en la zona fótica . Sin embargo, las aguas superficiales tienen un alto contenido de oxígeno en comparación con las profundidades del océano debido a la fotosíntesis y al intercambio de gases entre el aire y el mar . Cuando el agua se mueve hacia abajo, el oxígeno se bombea por debajo de la superficie, donde lo utilizan los organismos en descomposición. [3] Los eventos de hundimiento están acompañados de una baja producción primaria en la superficie del océano debido a la falta de suministro de nutrientes desde abajo. [3]
El hundimiento forzado por flotabilidad , a menudo denominado convección , es la profundización de una parcela de agua debido a un cambio en la densidad de esa parcela. Los cambios de densidad en la superficie del océano son principalmente el resultado de la evaporación , la precipitación , el calentamiento, el enfriamiento o la introducción y mezcla de una fuente alternativa de agua o salinidad, como la entrada de un río o el rechazo de salmuera . En particular, la convección es la fuerza impulsora detrás de la circulación termohalina global . Para que una parcela de agua se mueva hacia abajo, la densidad de esa parcela debe aumentar; por lo tanto, la evaporación, el enfriamiento y el rechazo de salmuera son los procesos que controlan el hundimiento forzado por flotabilidad. [1]
El transporte de Ekman es el transporte neto de masa de la superficie del océano resultante de la tensión del viento y la fuerza de Coriolis . A medida que el viento sopla a través de la superficie del océano, provoca una fuerza de fricción que arrastra el agua superficial superior junto con él. Debido a la rotación de la Tierra, estas corrientes superficiales se desarrollan a 45° con respecto a la dirección del viento. Sin embargo, las fuerzas de fricción compuestas hacen que el transporte neto a través de la capa de Ekman sea 90° a la derecha de la tensión del viento en el hemisferio norte y 90° a la izquierda en el hemisferio sur . El transporte de Ekman acumula agua entre los vientos alisios y los vientos del oeste en giros subtropicales , o cerca de la costa durante el hundimiento costero. [4] La mayor masa de agua superficial crea zonas de alta presión que empujan el agua hacia abajo. También puede crear largas zonas de convergencia durante vientos sostenidos para crear la circulación de Langmuir .
La flotabilidad se pierde por enfriamiento, evaporación y rechazo de salmuera a través de la formación de hielo marino . La pérdida de flotabilidad ocurre en muchas escalas espaciales y temporales.
En el océano abierto, hay regiones en las que el enfriamiento y la profundización de la capa mixta se producen durante la noche, y el océano se reestratifica durante el día. En los ciclos anuales, el enfriamiento generalizado comienza en el otoño y la profundización de la capa mixta por convección puede alcanzar cientos de metros en el interior del océano. En comparación, la profundidad de la capa mixta impulsada por el viento está limitada a 150 m.
Los grandes eventos de evaporación pueden causar convección ; sin embargo, la pérdida de calor latente asociada con la evaporación suele ser dominante y, en invierno, este proceso impulsa la formación de aguas profundas en el mar Mediterráneo . En lugares seleccionados ( mar de Groenlandia , mar de Labrador , mar de Weddell y mar de Ross ), la convección profunda (>1000 m) ventila ( oxigena ) la mayor parte de las aguas profundas del océano global e impulsa la circulación termohalina . [1]
Los giros subtropicales actúan en la escala más grande que observamos en el hundimiento. Los vientos al norte y al sur de cada cuenca oceánica soplan uno en sentido opuesto al otro, de modo que el transporte de Ekman mueve el agua hacia el centro de la cuenca. Este movimiento acumula agua, creando una zona de alta presión en el centro del giro, baja presión en los bordes y profundiza la capa mixta . El agua en esta zona se difundiría hacia afuera si el planeta no estuviera girando. Sin embargo, debido a la fuerza de Coriolis , el agua gira en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio norte y en el sentido contrario en el sur, creando un giro. Mientras gira, la zona de alta presión giratoria empuja el agua hacia abajo, lo que da como resultado un hundimiento. [4] Las tasas típicas de hundimiento asociadas con los giros oceánicos son del orden de decenas de metros por año. [5]
El hundimiento costero se produce cuando los vientos soplan en paralelo a la costa. Con estos vientos, el transporte de Ekman dirige el movimiento del agua hacia la costa o directamente lejos de ella. Si el transporte de Ekman mueve el agua hacia la costa, la línea de costa actúa como una barrera que hace que el agua superficial se acumule en la costa. El agua acumulada se ve forzada a descender, bombeando agua tibia, pobre en nutrientes y oxigenada por debajo de la capa mixta. [3] [4]
La circulación de Langmuir se desarrolla a partir del viento, que, a través del transporte de Ekman, crea zonas alternas de convergencia y divergencia en la superficie del océano. En las zonas convergentes, marcadas por largas franjas de acumulación de escombros flotantes , se desarrollan vórtices coherentes que transportan aguas superficiales a la base de la capa mixta. Además, la agitación directa del viento y la cizalladura de la corriente en la base de la capa mixta pueden crear inestabilidades y turbulencias que mezclan aún más las propiedades dentro y en la base. [6]
Los remolinos de mesoescala (>10-100 km) y submesoescala (<1-10 km) son características omnipresentes en la parte superior del océano. Los remolinos tienen una rotación ciclónica ( núcleo frío ) o anticiclónica ( núcleo cálido ). Los remolinos de núcleo cálido se caracterizan por una rotación anticiclónica que dirige las aguas superficiales hacia el interior, lo que crea una temperatura y una altura elevadas en la superficie del mar. [7] La alta presión hidrostática central mantenida por esta rotación provoca el hundimiento del agua y la depresión de las isopicnas (superficies de densidad constante, ver Bombeo de remolinos ) a escalas de cientos de metros por año. [8] El resultado típico es una capa superficial más profunda de agua cálida que a menudo se caracteriza por una baja producción primaria . [9] [10]
Los remolinos de núcleo cálido desempeñan múltiples papeles importantes en el ciclo biogeoquímico y las interacciones aire-mar. Por ejemplo, se observa que estos remolinos reducen la formación de hielo en el Océano Austral debido a sus altas temperaturas superficiales del mar. [11] También se ha observado que los flujos aire-mar de dióxido de carbono disminuyen en el centro de estos remolinos y que la temperatura fue la principal causa de este flujo inhibido. [12] Los remolinos de núcleo cálido transportan oxígeno al interior del océano (debajo de la zona fótica) que apoya la respiración . [13] Aunque compuestos como el oxígeno se transportan al océano profundo, se observa una disminución en la exportación de carbono en los remolinos de núcleo cálido debido a la estratificación intensificada en su centro. [14] Dicha estratificación inhibe la mezcla de aguas ricas en nutrientes con la superficie donde podrían impulsar la producción primaria. En este caso, dado que la producción primaria se mantiene baja, el potencial de exportación de carbono sigue siendo bajo.
Los frentes oceánicos se forman por la convergencia horizontal de masas de agua disímiles. Pueden desarrollarse en regiones de entrada de agua dulce marcadas por gradientes de densidad horizontales debido a diferencias de salinidad y temperatura o al estiramiento y elongación de flujos rotatorios. [15]
Los frentes y filamentos de submesoescala se forman por interacciones de corrientes oceánicas e inestabilidades de flujo. Son regiones que conectan la capa superficial y el interior del océano. [16] Estas regiones se caracterizan por gradientes de flotabilidad horizontales de < 10 km en escala, causados por isopicnas inclinadas. Dos mecanismos principales transportan aguas superficiales a profundidad: la inclinación adiabática y la relajación de estas isopicnas, y el flujo a lo largo de las isopicnas o subducción. [17] Estos mecanismos pueden transportar propiedades de la superficie, como el calor , por debajo de la capa mixta y ayudar en el secuestro de carbono a través de la bomba biológica . [18] Los modelos numéricos predicen velocidades verticales en frentes de submesoescala del orden de 100 m/día. [15] Sin embargo, se han observado velocidades verticales de más de 1000 m/día utilizando flotadores oceánicos. [19] Estas observaciones son raras porque los sensores basados en barcos no tienen suficiente precisión para medir velocidades verticales.
Las tendencias de afloramiento difieren entre latitudes y pueden estar asociadas con variaciones en la fuerza del viento y cambios de estaciones . En algunas áreas, el afloramiento costero es un evento estacional que empuja aguas pobres en nutrientes hacia la costa. La relajación o reversión de los vientos favorables al afloramiento crea períodos de afloramiento a medida que las aguas se acumulan a lo largo de la costa. [20]
Las diferencias de temperatura y los patrones de viento son estacionales en latitudes templadas , lo que crea condiciones de afloramiento y hundimiento altamente variables. [20] Por ejemplo, en otoño e invierno a lo largo de la costa noroeste del Pacífico en los Estados Unidos, los vientos del sur en el sistema del Golfo de Alaska y la Corriente de California crean condiciones favorables para el hundimiento, transportando agua de alta mar desde el sur y el oeste hacia la costa. Estos eventos de hundimiento tienden a durar días y pueden estar asociados con tormentas de invierno y contribuyen a los bajos niveles de producción primaria observados durante el otoño y el invierno. [21] En contraste, durante la "transición de primavera" al final de la temporada de hundimiento y el comienzo de la temporada de afloramiento se marca por la presencia de agua fría, rica en nutrientes y aflorada en la costa, lo que estimula altos niveles de producción primaria. [22] En contraste con las regiones templadas estacionalmente variables, el hundimiento es relativamente constante en los polos a medida que el aire frío disminuye la temperatura del agua salada transportada por los giros desde los trópicos . [23]
Durante las fases neutra y La Niña de El Niño Oscilación del Sur ( ENSO ), los vientos alisios constantes del este en las regiones ecuatoriales pueden hacer que el agua se acumule en el Pacífico occidental. Un debilitamiento de estos vientos alisios puede crear ondas Kelvin descendentes , que se propagan a lo largo del ecuador en el Pacífico oriental. [24] La serie de ondas Kelvin asociadas con temperaturas superficiales del mar anómalamente cálidas en el Pacífico oriental puede ser un predecesor de un evento de El Niño . [25] Durante la fase de El Niño de ENSO, la interrupción de los vientos alisios hace que el agua del océano se acumule frente a la costa occidental de América del Sur . Este cambio está asociado con una disminución del afloramiento y puede aumentar el hundimiento costero. [26]
El ciclo biogeoquímico relacionado con el hundimiento está limitado por la ubicación y la frecuencia con la que ocurre este proceso. La mayoría de los hundimientos, como se describió anteriormente, ocurren en regiones polares como formación de aguas profundas y de fondo o en el centro de giros subtropicales . La formación de aguas profundas y de fondo en el Océano Austral ( Mar de Weddell ) y el Océano Atlántico Norte ( Mares de Groenlandia , Labrador , Noruega y Mediterráneo ) es un importante contribuyente a la eliminación y secuestro de dióxido de carbono antropogénico , carbono orgánico disuelto (COD) y oxígeno disuelto. [27] [28] [29] La solubilidad del gas disuelto es mayor en agua fría, lo que permite mayores concentraciones de gas. [29]
Se ha demostrado que el Océano Austral por sí solo es la región de alta latitud más importante que controla el dióxido de carbono atmosférico preindustrial mediante simulaciones de modelos de circulación general . La circulación de agua en la región de formación de aguas profundas de la Antártida es uno de los principales factores que atraen dióxido de carbono a los océanos superficiales. El otro es la bomba biológica , que generalmente está limitada por el hierro en el Océano Austral en áreas con altos nutrientes y baja clorofila ( HNLC ). El DOC puede ser arrastrado durante la formación de aguas profundas y del fondo, que es una gran parte de la exportación de carbono biogénico. Se cree que la exportación de DOC es hasta el 30% del carbono biogénico que llega al océano profundo. La intensidad del flujo de DOC a la profundidad depende de la fuerza de la convección invernal, que también afecta a la red alimentaria microbiana, causando variaciones en el DOC exportado a la profundidad. El oxígeno disuelto también se absorbe en los sitios de formación de aguas profundas y del fondo, lo que contribuye a concentraciones elevadas de oxígeno disuelto por debajo de los 1000 metros.
Los giros subtropicales suelen tener niveles limitados de macro y micronutrientes, como nitrógeno , fósforo y hierro, lo que da lugar a comunidades de picofitoplancton con bajos requerimientos de nutrientes. Esto se debe en parte a un constante hundimiento, que transporta nutrientes fuera de la zona fótica. Se cree que estas áreas oligotróficas se sustentan gracias a un rápido ciclo de nutrientes que podría dejar poco carbono restante que pueda ser secuestrado. La dinámica del papel del picofitoplancton en el ciclo del carbono en los giros subtropicales es poco conocida y se está investigando activamente.
Las áreas con la mayor productividad primaria desempeñan papeles importantes en el ciclo biogeoquímico del carbono y el nitrógeno. El hundimiento puede aliviar o inducir condiciones anóxicas, dependiendo de las condiciones iniciales y la ubicación. Los períodos sostenidos de afloramiento pueden causar desoxigenación que se alivia mediante un evento de hundimiento que transporta el oxígeno disuelto de regreso a las profundidades. Las condiciones anóxicas también pueden ser resultado de un hundimiento persistente después de una floración de algas de dinoflagelados de alta biomasa . La acumulación de dinoflagelados y otras formas de biomasa cerca de la costa debido al hundimiento eventualmente causará el agotamiento de nutrientes y la mortalidad de los organismos. A medida que la biomasa se descompone, el oxígeno se agota por bacterias heterotróficas , lo que induce condiciones anóxicas.
Corrientes superficiales impulsadas por el viento: antecedentes de afloramiento y hundimiento