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 . Mientras que la mayor parte surge en el Océano Austral , las aguas más antiguas (con un tiempo de tránsito de unos 1000 años) [3] 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 . El agua de 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] [7] En ocasiones, se utiliza para referirse a la circulación de vuelco meridional (a menudo abreviada como MOC). El término MOC es más preciso y está mejor definido [ se necesita aclaración ] ya que es difícil separar la parte de la circulación que es impulsada únicamente por la temperatura y la salinidad en comparación con otros factores como el viento y las fuerzas de las mareas . [8] Además, los gradientes de temperatura y salinidad también pueden provocar efectos de circulación que no están incluidos en el propio MOC.
La circulación meridional del Atlántico (AMOC) es parte de una circulación termohalina global.
El movimiento de las corrientes superficiales empujadas por el viento es bastante intuitivo. Por ejemplo, el viento produce fácilmente ondas en la superficie de un estanque. Por lo tanto, los primeros oceanógrafos supusieron que las profundidades del océano, desprovistas de viento, eran perfectamente estáticas. Sin embargo, la instrumentación moderna muestra que las velocidades actuales en masas de agua profunda pueden ser significativas (aunque mucho menores que las velocidades en la superficie). En general, las velocidades del agua del océano varían desde fracciones de centímetros por segundo (en las profundidades de los océanos) hasta, a veces, más de 1 m/s en las corrientes superficiales como la Corriente del Golfo y Kuroshio .
En las profundidades del océano, la fuerza impulsora predominante son las diferencias de densidad , causadas por las variaciones de salinidad y temperatura (el aumento de la salinidad y la disminución de la temperatura de un fluido aumentan su densidad). A menudo existe confusión sobre los componentes de la circulación que son impulsados por el viento y la densidad. [9] [10] Tenga en cuenta que las corrientes oceánicas debidas a las mareas también son importantes en muchos lugares; Las corrientes de marea, más prominentes en zonas costeras relativamente poco profundas, también pueden ser importantes en las profundidades del océano. Allí se piensa actualmente que facilitan los procesos de mezcla, especialmente la mezcla diapicnal . [11]
La densidad del agua del océano no es globalmente homogénea, sino que varía significativa y discretamente. Existen límites claramente definidos entre masas de agua que se forman en la superficie y posteriormente mantienen su propia identidad dentro del océano. Pero estos límites nítidos no deben representarse espacialmente sino más bien en un diagrama TS donde se distinguen las masas de agua. Se posicionan uno encima o debajo del otro según su densidad , que depende tanto de la temperatura como de la salinidad.
El agua de mar cálida se expande y, por tanto, es menos densa que el agua de mar más fría. El agua más salada es más densa que el agua más dulce porque las sales disueltas llenan los sitios intersticiales entre las moléculas de agua, lo que resulta en más masa por unidad de volumen. Las masas de agua más ligeras flotan sobre las más densas (al igual que un trozo de madera o de hielo flotará en el agua, véase flotabilidad ). Esto se conoce como "estratificación estable" a diferencia de la estratificación inestable (ver frecuencia Brunt-Väisälä) [ se necesita aclaración ] donde las aguas más densas se encuentran sobre aguas menos densas (ver convección o convección profunda necesaria para la formación de masas de agua). Cuando se forman por primera vez masas de agua densas, no están estratificadas de manera estable, por lo que buscan ubicarse en la posición vertical correcta según su densidad. Este movimiento se llama convección, ordena la estratificación por gravitación. Impulsado por los gradientes de densidad, esto establece la principal fuerza impulsora detrás de las corrientes oceánicas profundas, como la corriente fronteriza occidental profunda (DWBC).
La circulación termohalina está impulsada principalmente por la formación de masas de agua profundas en el Atlántico Norte y el Océano Austral causadas por diferencias de temperatura y salinidad del agua. Este modelo fue descrito por Henry Stommel y Arnold B. Arons en 1960 y se conoce como modelo de caja Stommel-Arons para el MOC. [12]
Las densas masas de agua que se hunden en las cuencas profundas se forman en zonas bastante concretas del Atlántico Norte y del Océano Austral . En el Atlántico Norte, el agua de mar en la superficie del océano se enfría intensamente por el viento y las bajas temperaturas del aire ambiente. El viento que se mueve sobre el agua también produce una gran cantidad de evaporación, lo que provoca una disminución de la temperatura, lo que se denomina enfriamiento evaporativo relacionado con el calor latente. La evaporación elimina sólo las moléculas de agua, lo que da como resultado un aumento de la salinidad del agua de mar que queda y, por tanto, un aumento de la densidad de la masa de agua junto con una disminución de la temperatura. En el Mar de Noruega el enfriamiento por evaporación es predominante, y la masa de agua que se hunde, el Agua Profunda del Atlántico Norte (NADW), llena la cuenca y se derrama hacia el sur a través de grietas en los umbrales submarinos que conectan Groenlandia , Islandia y Gran Bretaña , conocidos como Groenlandia. -Escocia-Ridge. Luego fluye muy lentamente hacia las profundas llanuras abisales del Atlántico, siempre en dirección sur. Sin embargo, el flujo desde la cuenca del Océano Ártico hacia el Pacífico está bloqueado por las estrechas aguas poco profundas del estrecho de Bering .
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 a lo largo de la costa. 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 (AABW) resultante se hunde y fluye hacia el norte y el este, pero es tan densa que en realidad fluye por debajo del NADW. Las AABW formadas en el Mar de Weddell llenarán principalmente las cuencas del Atlántico y la India, mientras que las AABW formadas en el Mar de Ross fluirán hacia el Océano Pacífico.
Las densas masas de agua formadas por estos procesos fluyen cuesta abajo en el fondo del océano, como una corriente dentro del fluido circundante menos denso, y llenan las cuencas de los mares polares. Así como los valles fluviales dirigen arroyos y ríos en los continentes, la topografía del fondo limita las masas de agua profundas y del fondo.
A diferencia del agua dulce, el agua de mar no tiene una densidad máxima de 4 °C, pero se vuelve más densa a medida que se enfría hasta su punto de congelación de aproximadamente -1,8 °C. Sin embargo, este punto de congelación es función de la salinidad y la presión y, por lo tanto, -1,8 °C no es una temperatura de congelación general para el agua de mar (ver diagrama a la derecha).
La formación y el movimiento de las masas de agua profunda en el Océano Atlántico Norte crean masas de agua que se hunden y llenan la cuenca y fluyen muy lentamente hacia las profundas llanuras abisales del Atlántico. Este enfriamiento en latitudes altas y el calentamiento en latitudes bajas impulsan el movimiento del agua profunda en un flujo polar hacia el sur. El agua profunda fluye a través de la cuenca del Océano Antártico alrededor de Sudáfrica , donde se divide en dos rutas: una hacia el Océano Índico y otra más allá de Australia hacia el Pacífico.
En el Océano Índico, parte del agua fría y salada del Atlántico, atraída por el flujo de agua superior más cálida y fresca del Pacífico tropical, provoca un intercambio vertical de agua densa y que se hunde con agua más ligera de arriba. Se le 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.
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. [14]
De ahí que un nombre reciente y popular para la circulación termohalina, que enfatiza la naturaleza vertical y el carácter de polo a polo de este tipo de circulación oceánica, sea circulación meridional de inversión .
Desde 2004, el programa RAPID del Reino Unido y Estados Unidos ha realizado estimaciones directas de la fuerza de la circulación termohalina en 26,5°N en el Atlántico Norte. [15] Al combinar estimaciones directas del transporte oceánico utilizando medidores de corriente y mediciones de cables submarinos con estimaciones de la corriente geostrófica a partir de mediciones de temperatura y salinidad, el programa RAPID proporciona estimaciones continuas, completas y en toda la cuenca de la circulación termohalina o, más con precisión, la circulación meridional de vuelco.
Las masas de aguas profundas que participan en el MOC tienen firmas químicas, de temperatura y de proporciones isotópicas y se pueden rastrear, calcular su caudal y determinar su edad. Estos incluyen relaciones 231 Pa / 230 Th .
La Corriente del Golfo , junto con su extensión norte hacia Europa, la Deriva del Atlántico Norte , es una poderosa, cálida y veloz corriente oceánica del Atlántico que se origina en la punta de Florida , y sigue las costas orientales de Estados Unidos y Terranova antes de cruzar el Océano Atlántico. El proceso de intensificación occidental hace que la Corriente del Golfo sea una corriente que se acelera hacia el norte frente a la costa este de América del Norte . [16] Aproximadamente a 40°0′N 30°0′W / 40.000°N 30.000°W / 40.000; -30.000 , se divide en dos: la corriente del norte cruza hacia el norte de Europa y la corriente del sur recircula frente a África occidental . La Corriente del Golfo influye en el clima de la costa este de América del Norte, desde Florida hasta Terranova, y la costa oeste de Europa . Aunque ha habido un debate reciente, existe consenso en que el clima de Europa occidental y del norte de Europa es más cálido de lo que sería de otro modo debido a la deriva del Atlántico Norte , [17] [18] una de las ramas de la cola de la Corriente del Golfo. . Forma parte del Giro del Atlántico Norte . Su presencia ha propiciado el desarrollo de fuertes ciclones de todo tipo, tanto dentro de la atmósfera como dentro del océano . La Corriente del Golfo también es una importante fuente potencial de generación de energía renovable . [19] [20]
Todas estas densas masas de agua que se hunden en las cuencas oceánicas desplazan a las antiguas masas de aguas profundas que se volvieron menos densas debido a la mezcla de los océanos. Para mantener el equilibrio, el agua debe estar subiendo en otros lugares. Sin embargo, debido a que esta surgencia termohalina está tan extendida y difusa, 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 elevados valores de silicio encontrados en estas aguas. Otros investigadores no han encontrado pruebas tan claras. Los modelos informáticos de la circulación oceánica sitúan cada vez más la mayor parte de las surgencias profundas en el Océano Austral, [21] asociadas a los fuertes vientos en las latitudes abiertas entre América del Sur y la Antártida. Si bien esta imagen es consistente con la síntesis observacional global de William Schmitz en Woods Hole y con los bajos valores de difusión observados, no todas las síntesis observacionales coinciden. Reciente [ ¿ cuándo? ] Los artículos de Lynne Talley del Instituto Scripps de Oceanografía y de Bernadette Sloyan y Stephen Rintoul en Australia sugieren que una cantidad significativa de agua densa y profunda debe transformarse en agua ligera en algún lugar al norte del Océano Austral.
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. [22] 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 más joven . [23]
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