La hundimiento es el movimiento descendente de una porción de fluido y sus propiedades (p. ej., salinidad, temperatura, pH) dentro de un fluido más grande. Está estrechamente relacionado con el afloramiento , el movimiento ascendente de líquido.
Si bien la corriente descendente se usa más comúnmente para describir un proceso oceánico, también se usa 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 la corriente oceánica 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 Ekman impulsado por el viento (es decir, el bombeo Ekman). [1] [2]
El hundimiento tiene implicaciones importantes para la vida marina . El agua superficial generalmente tiene un menor contenido de nutrientes en comparación con el agua profunda debido a la producción primaria utilizando nutrientes en la zona fótica . Sin embargo, el agua superficial tiene un alto contenido de oxígeno en comparación con las profundidades del océano debido a la fotosíntesis y al intercambio de gases aire-mar . Cuando el agua se mueve hacia abajo, el oxígeno se bombea debajo de la superficie, donde es utilizado por los organismos en descomposición. [3] Los fenómenos de hundimiento van 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 porción de agua debido a un cambio en la densidad de esa porción. 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 porción de agua se mueva hacia abajo, su densidad debe aumentar; por lo tanto, la evaporación, el enfriamiento y el rechazo de la salmuera son los procesos que controlan el descenso forzado por la 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 . Cuando el viento sopla sobre la superficie del océano, provoca una fuerza de fricción que arrastra consigo el agua de la superficie superior. Debido a la rotación de la Tierra, estas corrientes superficiales se desarrollan a 45° de 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 las corrientes costeras. [4] El aumento de la 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 la salmuera mediante la formación de hielo marino . La pérdida de flotabilidad ocurre en muchas escalas espaciales y temporales.
En mar abierto, hay regiones donde 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 convectiva 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.
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 del agua profunda del océano global e impulsa la circulación termohalina . [1]
Los giros subtropicales actúan en la escala más grande que observamos como descenso. Los vientos al norte y al sur de cada cuenca oceánica soplan uno 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 de mezcla . 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 a las agujas del reloj en el sur, creando un giro. Mientras gira, la zona giratoria de alta presión fuerza el agua hacia abajo, lo que provoca una caída. [4] Las tasas típicas de hundimiento asociadas con los giros oceánicos son del orden de decenas de metros por año. [5]
El hundimiento costero ocurre cuando los vientos soplan paralelos a la costa. Con tales vientos, el transporte Ekman dirige el movimiento del agua hacia la costa o directamente alejándola de ella. Si el transporte Ekman mueve el agua hacia la costa, la costa actúa como una barrera provocando que el agua superficial se acumule en la costa. El agua acumulada es forzada hacia abajo, bombeando agua tibia, pobre en nutrientes y oxigenada debajo de la capa mezclada. [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 zonas convergentes, marcadas por largas franjas de acumulación de escombros flotantes , se desarrollan vórtices coherentes que transportan las aguas superficiales hasta la base de la capa mixta. Además, la agitación directa del viento y la cizalladura de la corriente en la base de la capa mezclada 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 ubicuas de 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 adentro, creando una temperatura y altura elevadas en la superficie del mar. [7] La alta presión hidrostática central mantenida por esta rotación provoca el descenso del agua y la depresión de las isopicnales , 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, a menudo caracterizada por una baja producción primaria . [9] [10]
Los remolinos de núcleo cálido desempeñan múltiples funciones importantes en el ciclo biogeoquímico y en las interacciones aire-mar. Por ejemplo, se considera que estos remolinos disminuyen la formación de hielo en el Océano Austral debido a las altas temperaturas de la superficie 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 causa principal de este flujo inhibido. [12] Los remolinos de núcleo cálido transportan oxígeno al interior del océano (debajo de la zona fótica), que favorece la respiración . [13] Aunque compuestos como el oxígeno se transportan a las profundidades del océano, se observa una disminución en la exportación de carbono en los remolinos de núcleo cálido debido a la intensificación de la estratificación en su centro. [14] Tal estratificación inhibe la mezcla de aguas ricas en nutrientes en la superficie, donde podrían alimentar 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 alargamiento de flujos giratorios. [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 horizontal <10 km de escala, causados por isopicnales inclinados. Dos mecanismos principales transportan las aguas superficiales a la profundidad: la inclinación adiabática y la relajación de estas isopicnas, y el flujo o subducción a lo largo de las isopicnas. [17] Estos mecanismos pueden transportar propiedades de la superficie, como el calor , debajo de la capa mezclada y ayudar en el secuestro de carbono a través de la bomba biológica . [18] Los modelos numéricos predicen velocidades verticales en frentes submesoescala del orden de 100 m/día. [15] Sin embargo, se han observado velocidades verticales superiores a 1000 m/día utilizando flotadores oceánicos. [19] Estas observaciones son raras porque los sensores instalados en barcos no tienen suficiente precisión para medir las velocidades verticales.
Las tendencias de las corrientes descendentes difieren entre latitudes y pueden estar asociadas con variaciones en la fuerza del viento y cambios de estaciones . En algunas zonas, las corrientes costeras son un fenómeno estacional que empuja aguas agotadas en nutrientes hacia la costa. La relajación o inversión de los vientos favorables crea períodos de hundimiento 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 descendente muy 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 Golfo de Alaska y el sistema de 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 invernales y contribuir a los bajos niveles de producción primaria observados durante el otoño y el invierno. [21] Por el contrario, durante la "transición de primavera" al final de la temporada de surgencia y el comienzo de la temporada de surgencia está marcada por la presencia de agua fría, rica en nutrientes y ascendente en la costa, lo que estimula altos niveles de energía primaria. producción. [22] A diferencia de las regiones templadas que varían estacionalmente, la corriente descendente es relativamente constante en los polos a medida que el aire frío disminuye la temperatura del agua salada transportada por giros desde los trópicos . [23]
Durante las fases neutral y La Niña de El Niño Oscilación del Sur ( ENOS) , los vientos alisios constantes del este en las regiones ecuatoriales pueden causar 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] Las series de ondas Kelvin asociadas con temperaturas superficiales del mar anormalmente cálidas en el Pacífico oriental pueden 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 de la surgencia y puede intensificar la surgencia costera. [26]
El ciclo biogeoquímico relacionado con la corriente descendente está limitado por la ubicación y la frecuencia en la que ocurre este proceso. La mayoría de las corrientes descendentes, como se describió anteriormente, ocurren en regiones polares como formaciones de agua 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 ) contribuye de manera importante a la eliminación y el secuestro de dióxido de carbono antropogénico , carbono orgánico disuelto (DOC) 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 latitudes altas más importante que controla el dióxido de carbono atmosférico preindustrial mediante simulaciones de modelos de circulación general . La circulación de agua hacia la región de formación de aguas profundas de la Antártida es uno de los principales factores que atraen dióxido de carbono a la superficie de los océanos. La otra es la bomba biológica , que normalmente está limitada por el hierro en el Océano Austral en áreas con altos niveles de nutrientes y bajos niveles de clorofila ( HNLC ). El DOC puede quedar atrapado durante la formación del fondo y de las aguas profundas, lo que constituye una gran parte de la exportación de carbono biogénico. Se cree que la exportación de DOC representa hasta el 30% del carbono biogénico que llega a las profundidades del océano. La intensidad del flujo de DOC hacia la profundidad depende de la fuerza de la convección invernal, que también afecta la red alimentaria microbiana, provocando variaciones en el DOC exportado a la profundidad. El oxígeno disuelto también fluye hacia el fondo y los sitios de formación en aguas profundas, lo que contribuye a concentraciones elevadas de oxígeno disuelto por debajo de los 1000 metros.
Los giros subtropicales suelen estar limitados en macro y micronutrientes como nitrógeno , fósforo y hierro; lo que resulta en comunidades de picofitoplancton que tienen bajos requerimientos de nutrientes. Esto se debe en parte a la constante hundimiento, que transporta nutrientes fuera de la zona fótica. Se cree que estas áreas oligotróficas se sustentan en 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 no se comprende bien y se está investigando activamente.
Las áreas con mayor productividad primaria desempeñan un papel importante en el ciclo biogeoquímico del carbono y el nitrógeno. La 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 afloramiento que transporta el oxígeno disuelto de regreso a las profundidades. Las condiciones anóxicas también pueden resultar de una inundación 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 a las corrientes descendentes provocará eventualmente el agotamiento de los nutrientes y la mortalidad de los organismos. A medida que la biomasa se descompone, las bacterias heterótrofas agotan el oxígeno , lo que induce condiciones anóxicas.
Corrientes superficiales impulsadas por el viento: antecedentes de surgencias y descendentes