La circulación termohalina ( THC ) es parte de la circulación oceánica a gran escala impulsada por gradientes de densidad global creados por el calor superficial y los flujos de agua dulce . [1] [2] El adjetivo termohalino deriva de termo- refiriéndose a la temperatura y -halino refiriéndose al contenido de sal , factores que en conjunto determinan la densidad del agua de mar . Las corrientes superficiales impulsadas por el viento (como la Corriente del Golfo ) viajan hacia los polos desde el Océano Atlántico ecuatorial, enfriándose en el camino y eventualmente hundiéndose en latitudes altas (formando Aguas Profundas del Atlántico Norte ). Esta agua densa luego fluye hacia las cuencas oceánicas . [3] Mientras que la mayor parte surge en el Océano Austral , las aguas más antiguas (con un tiempo de tránsito de aproximadamente 1000 años) 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 . [3] 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 cinta transportadora oceánica o cinta transportadora global, acuñada por el científico del clima Wallace Smith Broecker . [5] [6] También se la conoce como circulación de vuelco meridional , o MOC . Este nombre se utiliza porque no todos los patrones de circulación causados por gradientes de temperatura y salinidad son necesariamente parte de una única circulación global. Además, es difícil separar las partes de la circulación impulsadas únicamente por la temperatura y la salinidad de aquellas impulsadas por otros factores, como el viento y las fuerzas de las mareas . [7]
Esta circulación global tiene dos ramas principales: la circulación meridional de reversión del Atlántico ( AMOC ), centrada en el Océano Atlántico norte, y la circulación de reversión del Océano Austral o circulación meridional del Océano Austral ( SMOC ), alrededor de la Antártida . Debido a que el 90% de la población humana vive en el hemisferio norte , [8] el AMOC ha sido mucho mejor estudiado, pero ambos son muy importantes para el clima global. Ambos también parecen estar desacelerando debido al cambio climático , ya que el derretimiento de las capas de hielo diluye los flujos salados como el agua del fondo antártico . [9] [10] Cualquiera de los dos podría colapsar directamente a un estado mucho más débil, lo que sería un ejemplo de puntos de inflexión en el sistema climático . El hemisferio que experimenta el colapso de su circulación experimentaría menos precipitaciones y se volvería más seco, mientras que el otro hemisferio se volvería más húmedo. También es probable que los ecosistemas marinos reciban menos nutrientes y experimenten una mayor desoxigenación de los océanos . En el hemisferio norte, el colapso de AMOC también reduciría sustancialmente las temperaturas en muchos países europeos, mientras que la costa este de América del Norte experimentaría un aumento acelerado del nivel del mar . Generalmente se cree que el colapso de cualquiera de las circulaciones está a más de un siglo de distancia y puede ocurrir sólo en condiciones de calentamiento elevado, pero hay mucha incertidumbre acerca de estas proyecciones. [10] [11]
Se sabe desde hace mucho tiempo que el viento puede impulsar las corrientes oceánicas, pero sólo en la superficie. [12] En el siglo XIX, algunos oceanógrafos sugirieron que la convección de calor podría impulsar corrientes más profundas. En 1908, Johan Sandström realizó una serie de experimentos en una estación de investigación marina de Bornö que demostró que las corrientes impulsadas por la transferencia de energía térmica existen, pero requieren que "el calentamiento se produzca a mayor profundidad que el enfriamiento". [13] [1] Normalmente ocurre lo contrario, porque el agua del océano es calentada desde arriba por el Sol y se vuelve menos densa, por lo que la capa superficial flota en la superficie sobre las capas más frías y densas, lo que resulta en la estratificación del océano . Sin embargo, el viento y las mareas provocan la mezcla entre estas capas de agua, siendo un ejemplo la mezcla diapicnal causada por las corrientes de marea. [14] Esta mezcla es lo que permite la convección entre las capas oceánicas y, por tanto, las corrientes de aguas profundas. [1]
En la década de 1920, el marco de Sandström se amplió al tener en cuenta el papel de la salinidad en la formación de las capas oceánicas. [1] La salinidad es importante porque, al igual que la temperatura, afecta la densidad del agua . El agua se vuelve menos densa a medida que aumenta su temperatura y se expande la distancia entre sus moléculas , pero más densa a medida que aumenta la salinidad, ya que hay una mayor masa de sales disueltas dentro de esa agua. [15] Además, mientras que el agua dulce es más densa a 4 °C, el agua de mar solo se vuelve más densa a medida que se enfría, hasta que alcanza el punto de congelación. Ese punto de congelación también es más bajo que el del agua dulce debido a la salinidad y puede estar por debajo de -2 °C, dependiendo de la salinidad y la presión. [dieciséis]
Estas diferencias de densidad causadas por la temperatura y la salinidad finalmente separan el agua del océano en distintas masas de agua , como las aguas profundas del Atlántico norte (NADW) y las aguas del fondo antártico (AABW). Estas dos aguas son los principales impulsores de la circulación, establecida en 1960 por Henry Stommel y Arnold B. Arons. [17] Tienen firmas químicas, de temperatura y de relaciones isotópicas (como relaciones 231 Pa / 230 Th ) que se pueden rastrear, calcular su caudal y determinar su edad. NADW se forma porque el Atlántico Norte es un lugar raro en el océano donde las precipitaciones , que agregan agua dulce al océano y, por lo tanto, reducen su salinidad, son compensadas por la evaporación , en parte debido al fuerte viento. Cuando el agua se evapora, deja sal, por lo que las aguas superficiales del Atlántico Norte son especialmente saladas. El Atlántico Norte también es una región que ya es fría, y el enfriamiento por evaporación reduce aún más la temperatura del agua. Así, esta agua se hunde en el Mar de Noruega , llena la cuenca del Océano Ártico y se derrama hacia el sur a través de la Cordillera Groenlandia-Escocia, grietas en los umbrales submarinos que conectan Groenlandia , Islandia y Gran Bretaña. No puede fluir hacia el Océano Pacífico debido a las estrechas aguas poco profundas del Estrecho de Bering , pero sí desemboca lentamente en las profundas llanuras abisales del Atlántico sur. [18]
En el Océano Austral , los fuertes vientos catabáticos que soplan desde el continente antártico sobre las plataformas de hielo arrastrarán el hielo marino recién formado , abriendo polinias en lugares como los mares de Weddell y Ross , frente a la costa de Adelia y en el cabo Darnley . El océano, ya no 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, más densas. De hecho, la formación de hielo marino contribuye a un aumento de la salinidad del agua de mar superficial; La salmuera más salada queda atrás a medida que se forma el hielo marino a su alrededor (preferiblemente el agua pura se congela). 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 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 se hunde y fluye hacia el norte y el este. Es más denso que el NADW y por eso fluye por debajo de él. Las AABW formadas en el Mar de Weddell llenarán principalmente las cuencas del Atlántico y del Índico, mientras que las AABW formadas en el Mar de Ross fluirán hacia el Océano Pacífico. En el Océano Índico se produce un intercambio vertical de una capa inferior de agua fría y salada del Atlántico y el agua superior del océano, más cálida y fresca, del Pacífico tropical, en lo que se conoce como vuelco . En el Océano Pacífico, el resto del agua fría y salada del Atlántico sufre forzamiento halino y se vuelve más cálida y fresca más rápidamente. [19] [20] [21] [22] [23]
El flujo submarino de agua fría y salada hace que el nivel del mar en el Atlántico sea ligeramente más bajo que el del Pacífico y la salinidad o halinidad del agua en el Atlántico sea más alta que la del 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 antártico . Esto también se conoce como "forzamiento halino" (ganancia neta de agua dulce en latitudes altas y evaporación en latitudes bajas). Esta agua más cálida y dulce del Pacífico fluye a través del Atlántico Sur hasta Groenlandia , donde se enfría y sufre enfriamiento por evaporación y se hunde hasta el fondo del océano, proporcionando una circulación termohalina continua. [25] [26]
A medida que las aguas profundas se hunden en las cuencas oceánicas, desplazan las masas de aguas profundas más antiguas, que gradualmente se vuelven menos densas debido a la continua mezcla de los océanos. Así, algo de agua está ascendiendo, en lo que se conoce como surgencia . 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 actuales, 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 durante su largo viaje en las profundidades. 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 las surgencias profundas se produce en el Pacífico Norte, utilizando como prueba los altos valores de silicio encontrados en estas aguas. Otros investigadores no han encontrado pruebas tan claras. [27]
Los modelos informáticos de la circulación oceánica sitúan cada vez más la mayor parte de las surgencias profundas en el Océano Austral, asociadas a los fuertes vientos en las latitudes abiertas entre América del Sur y la Antártida. [28] El programa RAPID del Reino Unido y Estados Unidos también ha realizado estimaciones directas de la fuerza de la circulación termohalina en 26,5°N en el Atlántico Norte. Combina estimaciones directas del transporte oceánico utilizando correntímetros y mediciones de cables submarinos con estimaciones de la corriente geostrófica a partir de mediciones de temperatura y salinidad para proporcionar estimaciones continuas, en profundidad total y en toda la cuenca de la circulación de vuelco meridional. Sin embargo, sólo ha estado en funcionamiento desde 2004, lo que es demasiado corto si se mide el tiempo de circulación en siglos. [29]
La circulación termohalina desempeña un papel importante en el suministro de calor a las regiones polares y, por 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. [30] Se cree que los cambios en la circulación termohalina tienen impactos significativos en el presupuesto 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 y hundimiento de aguas profundas en el extremo del Atlántico Norte y provocaron el período climático en Europa conocido como el Dryas Joven . [31]
En 2021, el Sexto Informe de Evaluación del IPCC volvió a decir que es "muy probable" que la AMOC disminuya en el siglo XXI y que había una "alta confianza" en que los cambios serían reversibles en unos siglos si se revertía el calentamiento. [32] : 19 A diferencia del Quinto Informe de Evaluación, sólo tenía "confianza media" en lugar de "confianza alta" en que la AMOC evitaría un colapso antes de finales del siglo XXI. Esta reducción en la confianza probablemente estuvo influenciada por varios estudios de revisión que llaman la atención sobre el sesgo de estabilidad de la circulación dentro de los modelos de circulación general , [33] [34] y estudios simplificados de modelado oceánico que sugieren que el AMOC puede ser más vulnerable a cambios abruptos que los de mayor escala. los modelos sugieren. [35]
En 2022, una evaluación exhaustiva de todos los posibles puntos de inflexión climáticos identificó 16 puntos de inflexión climáticos plausibles, incluido un colapso de la AMOC. Dijo que lo más probable es que un colapso se desencadene con 4 °C (7,2 °F) de calentamiento global, pero que hay suficiente incertidumbre para sugerir que podría desencadenarse con niveles de calentamiento de entre 1,4 °C (2,5 °F) y 8 °C. (14°F). La evaluación estima que una vez que se desencadene el colapso de AMOC, ocurriría entre 15 y 300 años, y muy probablemente alrededor de 50 años. [36] [37] La evaluación también trató el colapso del giro subpolar norte como un punto de inflexión separado que podría oscilar entre 1,1 °C (2,0 °F) y 3,8 °C (6,8 °F), aunque esto es sólo simulado por una fracción de modelos climáticos. El punto de inflexión más probable es 1,8 °C (3,2 °F) y una vez desencadenado, el colapso del giro se produciría entre 5 y 50 años, y muy probablemente a los 10 años. Se estima que la pérdida de esta convección reduciría la temperatura global en 0,5 °C (0,90 °F), mientras que la temperatura media en Europa disminuiría alrededor de 3 °C (5,4 °F). También habría efectos sustanciales en los niveles de precipitación regionales. [36] [37]A partir de 2024 [actualizar], no hay consenso sobre si se ha producido una desaceleración constante de la circulación de AMOC, pero hay pocas dudas de que ocurrirá en caso de que el cambio climático continúe. [38] Según el IPCC, los efectos más probables de la futura disminución de AMOC son la reducción de las precipitaciones en latitudes medias, el cambio de patrones de precipitaciones fuertes en los trópicos y Europa, y el fortalecimiento de las tormentas que siguen la trayectoria del Atlántico Norte. [38] En 2020, una investigación encontró que un AMOC debilitado frenaría la disminución del hielo marino del Ártico . [39] y dan como resultado tendencias atmosféricas similares a las que probablemente ocurrieron durante el Dryas más joven, [40] como un desplazamiento hacia el sur de la Zona de Convergencia Intertropical . Los cambios en las precipitaciones en escenarios de altas emisiones serían mucho mayores. [39]
Una disminución del AMOC estaría acompañada de una aceleración del aumento del nivel del mar a lo largo de la costa este de Estados Unidos ; [38] al menos uno de estos eventos se ha relacionado con una desaceleración temporal de la AMOC. [41] Este efecto sería causado por un mayor calentamiento y expansión térmica de las aguas costeras, que transferirían menos calor hacia Europa; es una de las razones por las que se estima que el aumento del nivel del mar a lo largo de la costa este de EE. UU. es de tres a cuatro veces mayor que el promedio mundial. [42] [43] [44]Además, el principal patrón de control del clima del hemisferio sur extratropical es el Modo Anular Sur (SAM), que lleva cada vez más años en su fase positiva debido al cambio climático (así como a las secuelas del agotamiento de la capa de 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. [45] [46] : 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 seguiría debilitándose, mientras que la celda superior podría fortalecerse alrededor de un 20% durante el siglo XXI. [46] Una razón clave de la incertidumbre es la representación deficiente e inconsistente de la estratificación de los océanos incluso en los modelos CMIP6 , la generación más avanzada disponible a principios de la década de 2020. [47] Además, el papel más importante a largo plazo en el estado de la circulación lo desempeña el agua de deshielo de la Antártida, [48] y la pérdida de hielo antártico había sido el aspecto menos seguro de las proyecciones futuras del aumento del nivel del mar durante mucho tiempo. [49]
Se están produciendo procesos similares con la circulación meridional de vuelco del Atlántico (AMOC), que también se ve afectada por el calentamiento de los océanos y por los flujos de agua de deshielo de la capa de hielo de Groenlandia en declive . [50] Es posible que ambas circulaciones no simplemente sigan debilitándose en respuesta al aumento del calentamiento y la renovación, sino que eventualmente colapsen directamente a un estado mucho más débil, de una manera que sería difícil de revertir y constituiría un ejemplo de puntos de inflexión en el sistema climático . [51] Existe evidencia paleoclimática de que la circulación invertida fue sustancialmente más débil que ahora durante períodos pasados que fueron a la vez más cálidos y más fríos que ahora. [52] Sin embargo, el hemisferio sur sólo está habitado por el 10% de la población mundial, y la circulación invertida del Océano Austral ha recibido históricamente mucha menos atención que la AMOC. En consecuencia, si bien múltiples estudios se han propuesto estimar el nivel exacto de calentamiento global que podría provocar el colapso del AMOC, el plazo durante el cual dicho colapso podría ocurrir y los impactos regionales que causaría, existe mucha menos investigación equivalente para el colapso del Océano Austral. circulación 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. [51]
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