La circulación termohalina ( CTH ) es una parte de la circulación oceánica a gran escala que es 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- que hace referencia a la temperatura y -halino que hace referencia al contenido de sal , factores que juntos determinan la densidad del agua del 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 finalmente 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 aflora en el Océano Austral , las aguas más antiguas (con un tiempo de tránsito de unos 1000 años) afloran 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) alrededor del globo. Por lo tanto, 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, término acuñado por el científico del clima Wallace Smith Broecker . [5] [6] También se la conoce como circulación meridional de vuelco 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 las fuerzas del viento y las mareas . [7]
Esta circulación global tiene dos ramas principales: la circulación meridional atlántica ( CMA ), centrada en el océano Atlántico norte, y la circulación meridional del océano Austral ( CMA ), alrededor de la Antártida . Debido a que el 90% de la población humana vive en el hemisferio norte , [8] la CMA ha sido mucho más estudiada, pero ambas son muy importantes para el clima global. Ambas también parecen estar desacelerándose 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 las 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 experimente 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 del océano . En el hemisferio norte, el colapso de la 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 . En general, se cree que el colapso de cualquiera de las dos circulaciones ocurrirá dentro de más de un siglo y que solo puede ocurrir en condiciones de calentamiento intenso, pero hay mucha incertidumbre sobre estas proyecciones. [10] [11]
Desde hace mucho tiempo se sabe que el viento puede impulsar las corrientes oceánicas, pero solo 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 demostraron que las corrientes impulsadas por la transferencia de energía térmica existen, pero requieren que "el calentamiento se produzca a una profundidad mayor que el enfriamiento". [13] [1] Normalmente, ocurre lo contrario, porque el agua del océano se calienta desde arriba por el Sol y se vuelve menos densa, por lo que la capa superficial flota en la superficie por encima de las capas más frías y densas, lo que resulta en la estratificación del océano . Sin embargo, el viento y las mareas causan la mezcla entre estas capas de agua, siendo la mezcla diapícnica causada por las corrientes de marea un ejemplo. [14] Esta mezcla es lo que permite la convección entre las capas oceánicas y, por lo 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 a la densidad del agua . El agua se vuelve menos densa a medida que aumenta su temperatura y la distancia entre sus moléculas se expande, pero más densa a medida que aumenta la salinidad, ya que hay una mayor masa de sales disueltas en 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 ser inferior a −2 °C, dependiendo de la salinidad y la presión. [16]
Estas diferencias de densidad causadas por la temperatura y la salinidad finalmente separan el agua del océano en masas de agua distintas , 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, que fue establecida en 1960 por Henry Stommel y Arnold B. Arons. [17] Tienen firmas químicas, de temperatura y de relación isotópica (como las relaciones 231 Pa / 230 Th ) que se pueden rastrear, calcular su caudal y determinar su edad. Las NADW se forman porque el Atlántico Norte es un lugar raro en el océano donde la precipitación , que agrega agua dulce al océano y, por lo tanto, reduce su salinidad, se ve compensada por la evaporación , en parte debido a los altos vientos. Cuando el agua se evapora, deja sal atrás, por lo que las aguas superficiales del Atlántico Norte son particularmente saladas. El Atlántico Norte también es una región ya 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 dorsal de 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 fluye lentamente hacia las profundas llanuras abisales del Atlántico sur. [18]
En el océano Austral , los fuertes vientos catabáticos que soplan desde el continente antártico hacia las plataformas de hielo arrastran 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, que ya no está 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, por lo tanto, muy densas. De hecho, la formación de hielo marino contribuye a un aumento de la salinidad del agua de mar superficial; la salmuera más salada se deja atrás a medida que el hielo marino se forma a su alrededor (el agua pura se congela preferentemente). 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 de ella, y finalmente gotea fuera 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. El AABW formado en el mar de Weddell llenará principalmente las cuencas del Atlántico y del Índico, mientras que el AABW formado en el mar de Ross fluirá 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 dulce 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 haliniano y se vuelve más cálida y más dulce más rápidamente. [19] [20] [21] [22] [23]
La salida de agua fría y salada del fondo marino hace que el nivel del mar del Atlántico sea ligeramente más bajo que el del Pacífico y la salinidad o halinidad del agua en el Atlántico sea más alta que en el Pacífico. Esto genera un flujo grande pero lento de agua oceánica superior más cálida y fresca desde el Pacífico tropical hasta el océano Índico a través del archipiélago indonesio 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 fresca del Pacífico fluye hacia arriba a través del Atlántico Sur hasta Groenlandia , donde se enfría y sufre enfriamiento por evaporación y se hunde hasta el fondo del océano, lo que proporciona 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 oceánica. Por lo tanto, algo de agua está subiendo, en lo que se conoce como afloramiento . 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 de las corrientes, dados todos los demás procesos impulsados por el viento que ocurren en la superficie del océano. Las aguas profundas tienen su propia firma química, formada a partir de la descomposición de la materia particulada que cae en ellas en el transcurso de su largo viaje en profundidad. Varios científicos han tratado de usar estos trazadores para inferir dónde ocurre el afloramiento. Wallace Broecker , utilizando modelos de caja, ha afirmado que la mayor parte del afloramiento profundo ocurre en el Pacífico Norte, utilizando como evidencia los altos valores de silicio encontrados en estas aguas. Otros investigadores no han encontrado evidencia tan clara. [27]
Los modelos informáticos de 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 Sudamérica y la Antártida. [28] El programa RAPID del Reino Unido y los Estados Unidos también ha realizado estimaciones directas de la fuerza de la circulación termohalina a 26,5°N en el Atlántico Norte. Este programa combina estimaciones directas del transporte oceánico utilizando correntómetros y mediciones con cables submarinos con estimaciones de la corriente geostrófica a partir de mediciones de temperatura y salinidad para proporcionar estimaciones continuas, de profundidad completa y de toda la cuenca, de la circulación de retorno meridional. Sin embargo, solo ha estado en funcionamiento desde 2004, lo que es demasiado poco cuando la escala temporal de la circulación se mide en siglos. [29]
La circulación termohalina desempeña un papel importante en el suministro de calor a las regiones polares y, por lo 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 balance 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 desplazamiento de la formación de aguas profundas y un hundimiento en el extremo norte del Atlántico y causaron el período climático en Europa conocido como el Younger Dryas . [31]
En 2021, el Sexto Informe de Evaluación del IPCC volvió a afirmar que es "muy probable" que la AMOC disminuya en el siglo XXI y que había una "alta confianza" de que los cambios en ella serían reversibles en siglos si se revertía el calentamiento. [32] : 19 A diferencia del Quinto Informe de Evaluación, solo tenía una "confianza media" en lugar de una "alta confianza" en que la AMOC evitaría un colapso antes de finales del siglo XXI. Esta reducción de 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 la AMOC puede ser más vulnerable a cambios abruptos de lo que sugieren los modelos a mayor escala. [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 el colapso probablemente se desencadenaría por 4 °C (7,2 °F) de calentamiento global, pero que hay suficiente incertidumbre para sugerir que podría desencadenarse en niveles de calentamiento de entre 1,4 °C (2,5 °F) y 8 °C (14 °F). La evaluación estima que una vez que se desencadena el colapso de la AMOC, ocurriría entre 15 y 300 años, y lo más probable es que alrededor de 50 años. [36] [37] La evaluación también trató el colapso del Giro Subpolar del 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 solo es simulado por una fracción de los modelos climáticos. El punto de inflexión más probable para el colapso del giro subpolar del norte es 1,8 °C (3,2 °F) y, una vez activado, el colapso del giro ocurriría entre 5 y 50 años, y lo más probable es que 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 regional. [36] [37]A partir de 2024 [actualizar], no hay consenso sobre si se ha producido una desaceleración constante de la circulación de la AMOC, pero hay pocas dudas de que se producirá en caso de que continúe el cambio climático. [38] Según el IPCC, los efectos más probables de la futura disminución de la AMOC son la reducción de las precipitaciones en latitudes medias, el cambio de los patrones de fuertes precipitaciones en los trópicos y Europa, y el fortalecimiento de las tormentas que siguen la trayectoria del Atlántico Norte. [38] En 2020, la investigación encontró que una AMOC debilitada ralentizaría la disminución del hielo marino del Ártico . [39] y daría lugar a tendencias atmosféricas similares a las que probablemente se produjeron durante el Younger Dryas , [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 de la AMOC estaría acompañada por una aceleración del aumento del nivel del mar a lo largo de la costa este de los EE. UU . [38] al menos un evento de este tipo 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 de su 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 los EE. UU. es tres o 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 del sur (SAM), que ha estado pasando cada vez más años en su fase positiva debido al cambio climático (así como las consecuencias del agotamiento del ozono ), lo que significa más calentamiento y más precipitaciones sobre el océano debido a vientos del oeste más fuertes , que refrescan 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 continuaría debilitándose, mientras que la celda superior puede fortalecerse alrededor de un 20% durante el siglo XXI. [46] Una razón clave para la incertidumbre es la representación pobre e inconsistente de la estratificación del océano 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 antártico, [48] y la pérdida de hielo antártico ha sido el aspecto menos seguro de las proyecciones futuras del aumento del nivel del mar durante mucho tiempo. [49]
Procesos similares están teniendo lugar con la circulación meridional atlántica (CMA), que también se ve afectada por el calentamiento del océano y por los flujos de agua de deshielo de la capa de hielo en declive de Groenlandia . [50] Es posible que ambas circulaciones no solo sigan debilitándose en respuesta al aumento del calentamiento y de la desoxidación, sino que finalmente colapsen a un estado mucho más débil por completo, de una manera que sería difícil de revertir y constituiría un ejemplo de puntos de inflexión en el sistema climático . [51] Hay evidencia paleoclimática de que la circulación meridional es sustancialmente más débil que ahora durante períodos pasados que fueron más cálidos y más fríos que ahora. [52] Sin embargo, el hemisferio sur solo está habitado por el 10% de la población mundial, y la circulación meridional del océano Austral ha recibido históricamente mucha menos atención que la CMA. En consecuencia, si bien se han realizado múltiples estudios para estimar el nivel exacto de calentamiento global que podría resultar en un colapso de la AMOC, el período de tiempo en el que podría ocurrir dicho colapso y los impactos regionales que causaría, existe mucha menos investigación equivalente para la circulación de retorno del Océano Austral 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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