9.8: Circulación termohalina
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Las corrientes superficiales que hemos discutido hasta ahora son impulsadas en última instancia por el viento, y como solo involucran agua superficial, solo afectan alrededor del 10% del volumen del océano. Sin embargo, existen otras corrientes oceánicas significativas que son independientes del viento e implican movimientos de agua en el otro 90% del océano. Estas corrientes son impulsadas por diferencias en la densidad del agua.
Recordemos que queda agua menos densa en la superficie, mientras que el agua más densa se hunde. Aguas de diferentes densidades tienden a estratificarse en capas, con el agua más densa y fría en el fondo y agua más cálida y menos densa en la parte superior. Es el movimiento de estas capas de densidad lo que crea la circulación de aguas profundas. Dado que la densidad del agua de mar depende principalmente de la temperatura y la salinidad (sección 6.3), esta circulación se denomina circulación termohalina.
Los principales procesos que incrementan la densidad del agua de mar son el enfriamiento, la evaporación y la formación de hielo. La evaporación y la formación de hielo provocan un aumento de densidad al eliminar el agua dulce, dejando el agua de mar restante con mayor salinidad (ver sección 5.3). Los principales procesos que disminuyen la densidad del agua de mar son el calentamiento y la dilución por agua dulce a través de precipitación, fusión de hielo o escorrentía de agua dulce. Tenga en cuenta que todos estos procesos ejercen sus efectos en la superficie, pero no necesariamente afectan las aguas más profundas. Sin embargo, cambiar la densidad del agua superficial hace que se hunda o suba, y estos movimientos verticales impulsados por la densidad crean las corrientes oceánicas profundas. Estas corrientes termohalinas son lentas, del orden de 10-20 km anuales en comparación con las corrientes superficiales que se mueven a varios kilómetros por hora.
Masas de agua
Una masa de agua es un volumen de agua de mar con una densidad distintiva como resultado de su perfil único de temperatura y salinidad. Como se indicó anteriormente, los procesos que afectan la densidad del agua de mar realmente solo ocurren en la superficie. Una vez que una masa de agua ha alcanzado su particular perfil de temperatura y salinidad debido a estos procesos superficiales, puede hundirse por debajo de la superficie, momento en el que sus propiedades de densidad no cambiarán realmente. Por lo tanto, podemos distinguir masas de agua particulares tomando medidas de salinidad y temperatura a diferentes profundidades, y buscando la combinación única de estas variables que le den su densidad característica. Esto a menudo se lleva a cabo utilizando diagramas de temperatura-salinidad (diagramas T-S, ver cuadro a continuación).
Existen varias masas de agua conocidas en el océano, particularmente en el Atlántico, que se distinguen por sus características de temperatura y salinidad. El agua oceánica más densa se forma en dos localizaciones primarias cercanas a los polos, donde el agua es muy fría y altamente salina como resultado de la formación de hielo. La masa de aguas profundas más densa se forma en el Mar de Weddell de la Antártida, y se convierte en el Agua de Fondo Antártico (AABW). Procesos similares en el Atlántico Norte producen las Aguas Profundas del Atlántico Norte (NADW) en el Mar de Groenlandia (Figura\(\PageIndex{1}\)).
Esta agua fría y densa se hunde, y una vez que se retira de la superficie, su temperatura y salinidad permanecen inalteradas, por lo que mantiene las mismas características a medida que se mueve por todo el océano como parte de la circulación termohalina. AABW se hunde hasta el fondo en el mar de Weddell y luego se mueve hacia el norte por el fondo hacia el Atlántico, y hacia el este a través del Océano Austral. Al mismo tiempo, el NADW se hunde en el Mar de Groenlandia. Esta masa de agua es menos densa que la AABW y tiende a formar una capa por encima de la AABW a medida que fluye a través del ecuador hacia el sur (Figura\(\PageIndex{2}\)). A medida que el NADW se mueve hacia el continente antártico, es sacado a la superficie. Recordemos que cerca de la Antártida se encuentra la divergencia antártica, donde las aguas superficiales se alejan horizontalmente entre sí, y son reemplazadas por surgencias de aguas profundas (trayendo nutrientes a la superficie y conduciendo a una alta productividad; ver sección 7.3). Dado que el agua polar tiene una termoclina débil, no hay mucha diferencia de densidad que impida que las aguas profundas lleguen a la superficie, por lo que algunos NADW se elevan como parte del proceso de surgencia (Figura\(\PageIndex{2}\)).
A medida que el NADW ascendente llega a la superficie, algunos viajan hacia el sur donde eventualmente contribuirá a la producción de nuevos AABW. El NADW que se mueve hacia el norte se encuentra con la convergencia antártica, que produce aguas abajo. Este NADW que se hunde se convierte en una nueva masa de agua; Agua Intermedia Antártica (AAIW), que se hunde y crea una capa entre el agua superficial y el NADW (Figura\(\PageIndex{2}\)). El agua superficial en el Atlántico ecuatorial, también llamada Agua Superficial del Atlántico Central, es muy cálida y de baja densidad, por lo que permanece en la superficie y no aporta mucho a la circulación termohalina.
En el Atlántico, el Agua Mediterránea Intermedia (MIW) fluye a través del Estrecho de Gibraltar hacia el océano abierto. Esta agua es cálida y salada por las temperaturas cálidas y la alta evaporación características del mar Mediterráneo, por lo que es más densa que las aguas superficiales normales y forma una capa de aproximadamente 1-1.5 km de profundidad. Eventualmente esta agua se moverá hacia el norte hasta el Mar de Groenlandia, donde se enfriará y se hundirá, convirtiéndose en el denso NADW.
Diagramas T-S
Se utiliza un diagrama de temperatura-salinidad (T-S) para examinar cómo la temperatura, la salinidad y la densidad cambian con la profundidad, e identificar la estructura vertical de la columna de agua, incluyendo las masas de agua que contiene. La temperatura del agua está en el eje y, y la salinidad aparece en el eje x. A menudo, en lugar de la temperatura real del agua, los oceanógrafos trazan la temperatura potencial, que es la temperatura que el agua alcanzaría si fuera traída a la superficie y no obtuviera calor adicional a través de la compresión a profundidad. Un diagrama T-S muestra líneas de igual densidad, o isopícnales, para diversas combinaciones de temperatura y salinidad (Figura\(\PageIndex{3}\)). Luego puede trazar los valores de temperatura y salinidad en el diagrama, y usar su punto de intersección para calcular la densidad del agua. En el ejemplo de la Figura\(\PageIndex{3}\) una temperatura de aproximadamente 11 o C y una salinidad de 34.6 PSU da como resultado una densidad de 1.0265 g/cm 3.
Dado que el rango de densidades en el océano es bastante pequeño, a menudo el valor de la densidad se acorta y se expresa como sigma-t o σ t. Sigma-T se calcula como: (densidad — 1) x 1000. Entonces, esencialmente, solo mira los últimos tres decimales del valor de densidad. Así, una densidad de 1.0275 g/cm 3 tendría una σ t de 27.5.
Los diagramas T-S se pueden utilizar para identificar masas de agua. Dado que cada masa de agua principal tiene su propio rango característico de temperaturas y salinidades, una muestra de agua profunda que cae dentro de ese rango presumiblemente puede provenir de esa masa de agua. La figura\(\PageIndex{4}\) muestra el rango típico de temperatura y salinidad para las principales masas de agua del Atlántico.
Para investigar las masas de agua, los oceanógrafos pueden tomar una serie de mediciones de temperatura y salinidad en un rango de profundidades en un lugar determinado. Si la columna de agua estaba altamente estratificada y no había mezcla entre o dentro de las capas, a medida que bajaba la sonda tu obtendría una serie de lecturas constantes de temperatura y salinidad a medida que te desplazabas por la primera masa de agua, seguido de un salto repentino a otro conjunto de lecturas diferentes pero constantes como te moviste a través de la siguiente masa de agua. El trazado de temperatura vs. salinidad en un diagrama T-S daría como resultado un punto distinto e independiente para cada masa de agua. Sin embargo, en realidad, las masas de agua mostrarán cierta mezcla dentro y entre capas. Entonces a medida que bajen las sondas, se encontrarán con agua que muestra rasgos intermedios entre los dos puntos. Por lo tanto, al aumentar la profundidad, los puntos en el diagrama T-S se moverán gradualmente de un punto a otro, creando una línea que conecta los dos puntos, ilustrando la mezcla entre esas dos masas de agua.
En el ejemplo de la Figura\(\PageIndex{5}\), NACSW está presente en la superficie (0 m de profundidad), y entre 0 y aproximadamente 800 m hay una transición de NACSE a AAIW. Entre aproximadamente 800-2100 m hay una transición de AAIW a la capa NADW poco más allá de 2000 m. AABW es la masa de agua más profunda, a profundidades de aproximadamente 4000 m. La transición entre NADW y AABW ocurre entre aproximadamente 2100-4000 m.
Observe que a medida que las grabaciones se profundizan en la Figura\(\PageIndex{5}\), la densidad siempre va en aumento (es decir, moviéndose hacia la esquina inferior derecha). Esto se debe a que el agua más densa debe ubicarse en el fondo, con las otras capas estratificadas según su densidad, de lo contrario la columna de agua sería inestable.
La “Cinta Transportadora Oceánica”
Las aguas de fondo del Mar de Weddell y del Mar de Groenlandia no solo circulan por el Atlántico. NADW se mueve hacia el sur a través del Atlántico occidental antes de encontrarse con la AABW al norte del mar de Weddell. Juntas, estas masas de agua se mueven hacia el este hacia los océanos Índico y Pacífico. Para entonces el NADW y AABW han comenzado a mezclarse, para crear lo que se llama Agua Común. El agua común profunda se mueve hacia el norte hacia los océanos Pacífico e Índico y se mezcla gradualmente con las aguas más cálidas, haciendo que eventualmente suba a la superficie. Como agua superficial, regresa al Atlántico Norte a través de las corrientes superficiales de los océanos Pacífico e Índico. Una vez de vuelta en el Atlántico Norte, se enfría y vuelve a formar NADW, iniciando de nuevo el proceso. Este ciclo de agua ascendente y hundida que transporta agua entre la superficie y la circulación profunda se ha denominado como la “cinta transportadora” oceánica global, y puede tardar entre 1000 y 2000 años en completarse (Figura\(\PageIndex{6}\)).
Este patrón de circulación global tiene una serie de implicaciones importantes para el medio ambiente de la Tierra. Por un lado, es vital para el transporte de calor alrededor del globo, llevando agua tibia hacia los polos, y agua fría a los trópicos, estabilizando la temperatura en ambos ambientes.
La cinta transportadora también ayuda a entregar oxígeno a hábitats de aguas profundas. El agua profunda comenzó como agua superficial fría que estaba saturada de oxígeno, y cuando se hundió llevó ese oxígeno a profundidad. La circulación termohalina transporta estas aguas profundas ricas en oxígeno a través de los océanos, donde el oxígeno será utilizado por organismos de aguas profundas. El agua de fondo en el Atlántico es relativamente alta en oxígeno, ya que aún conserva gran parte de su contenido original de oxígeno, pero a medida que viaja sobre el fondo marino el oxígeno se agota, por lo que las aguas profundas del Océano Pacífico tienen mucho menos oxígeno que las aguas profundas del Atlántico, con el agua del Océano Índico en algún punto intermedio. Al mismo tiempo, las aguas profundas acumularán nutrientes a medida que la materia orgánica se hunde y se descompone. El agua del fondo del Atlántico es baja en nutrientes porque no ha tenido mucho tiempo para acumularlos, y el agua superficial original era pobre en nutrientes. Para cuando esta agua de fondo llega al Océano Índico, y después de eso al Pacífico, lleva siglos acumulando los nutrientes que se hunden, por lo que las concentraciones profundas de nutrientes son mayores en el Pacífico que en el Atlántico. Por lo tanto, podemos usar las proporciones de oxígeno a nutrientes en las aguas profundas para indicar la edad relativa de una masa de agua, es decir, cuánto tiempo ha pasado desde que se hundió de la superficie. El agua de fondo más joven debe ser alta en oxígeno y baja en nutrientes, mientras que se esperaría lo contrario para las aguas de fondo más viejas.
La cinta transportadora oceánica puede verse afectada significativamente por el cambio climático que interrumpe la circulación termohalina. El aumento del calentamiento, particularmente en el Ártico, podría llevar a continuar el derretimiento de los casquetes polares, agregando una gran cantidad de agua dulce a las aguas superficiales polares. Esta entrada de agua dulce podría crear una capa superficial de agua de baja densidad y baja salinidad que ya no se hunde, interrumpiendo así la cinta transportadora de circulación profunda y evitando el transporte de oxígeno y nutrientes a las comunidades de fondo. El hundimiento del agua de mar en el Mar de Groenlandia también ayuda a conducir la Corriente del Golfo; a medida que el agua se hunde, se tira más agua superficial hacia el norte en la Corriente del Golfo. Si esta agua polar deja de hundirse la Corriente del Golfo podría debilitarse, reduciendo el transporte de calor a los polos y enfriando el clima del norte. Parece contraintuitivo, pero el calentamiento global podría llevar a condiciones más frías en Europa y a la congelación de puertos y ciudades que suelen estar libres de hielo debido a los efectos de calentamiento de la Corriente del Golfo. Evidencias recientes ya han demostrado que la fuerza de la Corriente del Golfo está disminuyendo, probablemente debido al aumento del derretimiento del hielo ártico.