1.5: Procesos

Muchos procesos diferentes juegan un papel importante en el sistema climático. En el capítulo 4 ya hemos aprendido sobre la radiación y el presupuesto energético global. Aquí queremos discutir las circulaciones atmosféricas y oceánicas, cómo transportan calor y agua, y exploraremos un poco más en profundidad el ciclo del agua de la Tierra y cómo penetra en todos los componentes del sistema climático y está vinculado al ciclo energético.

a) Circulación atmosférica

Las temperaturas medias anuales de la superficie en la Tierra oscilan entre menos de −40°C en la Antártida y +30°C en los trópicos (Figura 1). Esto plantea la pregunta: ¿por qué es más cálido en los trópicos que en los polos? La respuesta es, por supuesto, porque hay más luz solar en los trópicos.

Figura 1: Distribución media anual de la temperatura superficial. De wikimedia.org.

Debido a la curvatura de la superficie terrestre el ecuador recibe más radiación solar incidente por área que los polos (Figura 2). La mayor parte de la radiación solar se recibe en una superficie perpendicular a los rayos del sol, mientras que cuanto más inclinada está la superficie de la Tierra con respecto a los rayos solares, menos energía recibe. Esto es similar a sostener una linterna perpendicular a una superficie o en ángulo. El área iluminada es más pequeña si la linterna brilla perpendicularmente sobre la superficie. Esta configuración maximiza la entrada de energía. El área iluminada es mayor cuanto mayor sea el ángulo entre la linterna y la superficie. En el caso extremo de un ángulo de 90°, o más, no se recibe ninguna luz. Esta situación corresponde a los polos o al lado oscuro de la Tierra.

Figura 2: La cantidad de luz solar entrante en la Tierra se extiende sobre un área mayor en los polos que en el ecuador. Esto lleva a un menor calentamiento de los polos en comparación con el ecuador. De earthobservatory.nasa.gov.

Los satélites han medido flujos radiativos en la parte superior de la atmósfera. Esos datos pueden ser utilizados para calcular la ganancia de calor de la radiación solar absorbida (ASR) y la pérdida de calor de la radiación terrestre emitida (ETR) en función de la latitud (Figura 3). Los datos muestran valores ASR de alrededor de 300 Wm ^-2 en los trópicos y 60 Wm ^-2 en los polos. Por lo tanto, la diferencia de ecuador a polo es de aproximadamente 240 Wm ^-2. Sin embargo, los valores para la ETR son solo alrededor de 250 Wm ^-2 en los trópicos y entre 150 y 200 Wm ^-2 en los polos. Por lo tanto, la diferencia de ecuador a polo es solo de aproximadamente 50 a 100 Wm ^-2. La diferencia entre la radiación absorbida y emitida da la ganancia neta de calor de estos flujos. En los trópicos la ganancia es positiva. Es decir, hay más ganancia de energía que pérdida de energía. En los polos, por otro lado, hay más pérdida de energía que ganancia de energía. Por lo tanto, si no se involucraban otros procesos el ecuador se calentaría y los polos se enfriarían. Pero no es así, lo que implica un transporte de calor desde los trópicos hacia los polos.

Figura 3: Radiación solar absorbida (ASR, sólida) y radiación terrestre emitida (ETR, discontinua) promediadas zonalmente en función de la latitud a partir de datos satelitales del Experimento de Presupuesto de Radiación de la Tierra.

Tomando la diferencia ASR — ETR e integrándola de un polo a otro da el flujo total de calor meridional (Figura 4). En el hemisferio sur los valores son negativos indicando el transporte de calor hacia el sur. Los valores positivos en el hemisferio norte representan el transporte hacia el norte. Los flujos de calor hacia el polo son máximos en latitudes medias con valores de entre 5 y 6 PW.

Figura 4: Transporte de calor meridional (hacia el norte es positivo) en el sistema climático en función de la latitud implícita de la integración de las diferencias en los flujos mostrados en la Figura 3. Las unidades son peta watts (1 PW = 10 ¹⁵ W).

La mayor parte del transporte de calor meridional es transportado por la atmósfera (4-5 PW) mientras que el océano es responsable de una porción más pequeña (1-2 PW). Movimientos complejos y turbulentos en la atmósfera como los que se ven en las visualizaciones de satélites juegan un papel importante en esta transferencia de calor.

El aire es compresible. El peso del aire superpuesto comprime el aire debajo y aumenta la presión más cerca de la superficie (Figura 5). Por lo tanto, la presión disminuye con la altura y la presión superficial depende de la densidad y masa del aire por encima.

Figura 5: Presión de aire en función de la altitud. De physicalgeography.net.

Imaginemos una Tierra no giratoria (Figura 6). En este caso, el aire en los polos estaría frío y el aire en el ecuador estaría caliente. Dado que el aire más frío es más denso que el aire caliente la presión en el polo norte sería mayor que en el ecuador. El aire en el ecuador se elevaría y el aire en los polos se hundiría. En la superficie, el aire fluiría de alta a baja presión, así de los polos al ecuador. A grandes altitudes el aire se movería del ecuador a los polos.

Figura 6: Circulación Atmosférica en una Tierra No Giratoria. Figura 7.5 en La atmósfera, 8ª edición, Lutgens y Tarbuck, 8ª edición, 2001. De ux1.eiu.edu.

Sin embargo, la Tierra sí gira, lo que crea el efecto Coriolis. La rotación de la Tierra provoca una desviación de las masas de aire y agua hacia la derecha (izquierda) en el hemisferio norte (sur). La fuerza de Coriolis es una consecuencia de la conservación del momento angular. Asumir un paquete aéreo en reposo en el ecuador. (Una analogía sería una bailarina de hielo que gira con los brazos extendidos.) Su momento angular es M = R×U, donde U = 40,000 km/día = 500 m/s es aproximadamente la velocidad de la Tierra en el ecuador. Ahora mueve el aire hacia el norte. (El bailarín de hielo tira de sus brazos.) Esto disminuirá R. Con el fin de conservar el momento angular U tiene que aumentar. Si el aire se moviera a unos 60°N su distancia del eje de rotación habría disminuido en aproximadamente la mitad. Por lo tanto, U debió haberse duplicado. Así, la parcela aérea tendría una velocidad de 500 m/s con respecto a la superficie de la Tierra. Tales velocidades altas nunca ocurren en la Tierra por fricción y turbulencia pero este sencillo ejemplo sigue explicando cualitativamente las altas velocidades del viento hacia el este de alrededor de 40 m/s observadas en las corrientes de chorro de latitud media (Figura 7).

Figura 7: Circulación Atmosférica en una Tierra Giratoria. Modificado de ux1.eiu.edu.

El levantamiento de aire cálido y húmedo en el ecuador provoca la condensación de vapor de agua debido al enfriamiento del aire durante el ascenso. Se forman nubes y se produce precipitación. Algunas de las nubes cumulonimbus más profundas de la Tierra se forman en los trópicos. Pueden llegar a la cima de la troposfera o superior. El aire frío relativamente seco se mueve luego hacia el polo. Ahora el efecto Coriolis entra en acción, desvía el aire hacia la derecha (izquierda) en el hemisferio norte (sur), lo que crea la corriente en chorro. El aire se enfría emitiendo radiación de onda larga al espacio. Esto aumenta la densidad y el aire desciende de nuevo a la superficie en los subtrópicos (~30°N/S). Durante el descenso el aire se calienta y su humedad relativa disminuye. Esto conduce a condiciones secas en los subtrópicos señaladas por los desiertos mayores en esas latitudes.

Posteriormente el aire seco retrocede hacia el ecuador. La fuerza Coriolis lo desvía hacia la derecha (izquierda) en el hemisferio norte (sur), creando los vientos alisios del este en los trópicos. Durante este movimiento a lo largo de la superficie del mar el aire recoge vapor de agua de la evaporación. Una vez que el aire regresa al ecuador se satura con vapor de agua (cerca del 100% de humedad relativa). Las células volcadas meridionales resultantes en la atmósfera tropical se llaman células de Hadley, o circulación de Hadley. Dos celdas, una en cada hemisferio, existen solo durante el otoño y la primavera, mientras que durante el verano/invierno solo hay una celda principal con aire ascendente apenas ligeramente fuera del ecuador en el hemisferio estival, donde la calefacción es mayor.

El cinturón de aire ascendente cercano al ecuador se llama Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ), debido a la convergencia del aire a lo largo de la superficie. El ITCZ está más al norte en el verano del hemisferio norte y más al sur en el verano del hemisferio sur, aunque en promedio está ligeramente al norte del ecuador porque el hemisferio norte es ligeramente más cálido que el hemisferio sur debido al transporte de calor oceánico del sur al norte hemisferio (Frierson et al., 2013).

Agua en la celda Hadley

Sigamos una parcela aérea de aproximadamente 1 kg de peso (~1 m ³ en la superficie) durante sus viajes a lo largo de la celda Hadley y estimaremos su contenido de vapor de agua usando la Figura 16 del capítulo 4.

• Comenzando en el ITCZ asumimos que la temperatura es de 30°C y el aire está completamente saturado de vapor de agua. ¿Cuántos gramos de vapor de agua contiene?
• El aire asciende a la cima de la troposfera. Se enfría a aproximadamente -30°C y aún se encuentra en saturación. ¿Cuántos gramos de vapor de agua contiene?
• ¿Cuántos gramos de vapor de agua ha perdido el paquete de aire?
• Ahora la parcela aérea se mueve hacia el polo y desciende en los subtrópicos. El descenso provoca el calentamiento. ¿Cambiará el contenido de vapor de agua durante el descenso?
• Supongamos que la temperatura de la superficie es cercana a los 30°C. ¿Cuál será la humedad relativa del aire?
• Durante sus viajes cerca de la superficie, la evaporación del océano aumentará rápidamente el contenido de vapor de agua de la parcela aérea cerca de la saturación. ¿Cuántos gramos de vapor de agua habrá ganado la parcela aérea?

El aire superficial que se mueve desde la alta presión en latitudes subtropicales hacia una presión más baja en latitudes medias también experimenta el efecto Coriolis. Esto lleva a los vientos predominantes del oeste en latitudes medias. Otra característica importante de la circulación atmosférica en latitudes medias es el crecimiento, movimiento y decadencia de los sistemas meteorológicos sinópticos (remolinos transitorios) que dominan la variabilidad del clima y el transporte de calor allí. Los remolinos transitorios son los sistemas de baja y alta presión que se mueven hacia el este, algunos de los cuales pueden estar asociados con tormentas.

Explore estas características de la circulación atmosférica global en esta animación de variaciones meteorológicas a lo largo de todo un año a partir de observaciones satelitales. Se puede notar el pulso de la convección sobre África tropical y Sudamérica. Esto es causado por el ciclo diurno (diario) de calentamiento superficial. La Figura (8) muestra la distribución global observada de la precipitación. Obsérvese el ITCZ como la banda de alta precipitación cercana al ecuador, las regiones de baja precipitación en los subtrópicos y las bandas de alta precipitación a latitudes medias en los caminos de las pistas de tormenta sobre el Pacífico Norte y Atlántico Norte. En el hemisferio sur vemos una banda adicional entre 50-60°S.

Figura 8: Promedio anual de precipitación estimada a partir de observaciones. De ucar.edu.

La precipitación tiene un fuerte efecto sobre la vegetación como se puede apreciar a partir de las similitudes entre las figuras 8 y 9. Las regiones de gran precipitación como África tropical, América del Sur y Asia tienen vegetación densa, mientras que regiones de poca precipitación como el Sahara, la Península Arábiga, regiones de Asia central, partes sudoccidental de América del Norte, Australia central y occidental, partes de América del Sur al oeste del Los Andes y el suroeste de África también tienen escasa vegetación desértica o esteparia. Esta relación no es una sorpresa considerando que la fotosíntesis requiere agua (ver recuadro Fotosíntesis y Respiración en el capítulo 5).

Figura 9: Distribución global de la vegetación a partir de satélites. Se muestra el Índice de Vegetación Mejorada (EVI), el cual representa la concentración de vegetación foliar verde. De nasa.gov.

b) El Ciclo Hidrológico

El agua juega un papel fundamental en el sistema climático. Se involucra en el ciclo energético de la Tierra y vincula procesos físicos y biológicos. El agua tiene algunas propiedades notables debido a su estructura molecular. Los enlaces de hidrógeno en el agua líquida son el resultado de fuerzas eléctricas atractivas entre los átomos de hidrógeno cargados positivamente de una molécula con el átomo de oxígeno cargado negativamente de una molécula vecina. Se requiere una gran cantidad de entrada de energía para superar esta fuerza para una transición de la fase líquida a la fase vapor (Figura 10). Esta energía se llama calor latente de vaporización. Se trata de unos 2,300 julios por gramo de agua. La misma cantidad de energía se libera durante la condensación.

Figura 10: Efectos del calor agregado (ΔH) sobre la temperatura de un gramo de agua. Partiendo de hielo a -30°C necesitamos agregar aproximadamente 63 J para calentarlo hasta el punto de fusión (línea A). Se requieren alrededor de 333 J para derretir el hielo (línea B). Durante este proceso la temperatura se mantiene constante. Una vez que todo el hielo se funde en agua agregando más calor hace que la temperatura del agua aumente hasta el punto de ebullición (línea C). La pendiente de la línea C es la capacidad calorífica del agua (a presión constante) c _{p, agua} = ΔH/ΔT = 4.2 J/ (g°C). Una vez que el agua hierve, se usa cualquier calor agregado para vaporizar el agua y la temperatura permanece en el punto de ebullición hasta que se vaporiza toda el agua. El calor latente de vaporización es de ~2270 J/g, por lo que la energía requerida para vaporizar el agua es más de cinco veces más que para calentarla de 0°C a 100°C.

Tasa de Lapso

La tasa de lapso γ = Δt/ΔZ es la tasa de disminución de temperatura ΔT con la altura Δz en la atmósfera. Tratemos de estimar el efecto de la condensación del vapor de agua en la rama ascendente de la celda Hadley sobre la temperatura de la atmósfera superior (z = 10 km). En el cuadro anterior hemos calculado que se perdieron aproximadamente 30 g de vapor de agua de 1 kg de aire durante su ascenso.

• ¿Cuánto calor latente de condensación se liberó?
• ¿Cuánto habría aumentado ese calor agregado la temperatura de la parcela aérea, asumiendo una capacidad calorífica específica del aire de c _{p, aire} = 1 J/ (g°C)?

La tasa de lapso observada de la atmósfera es en promedio de aproximadamente γ _m = -6.5 °C/km, que es cercana a la tasa de lapso adiabático húmedo. (Adiabático significa que no se agrega calor ni se elimina del paquete aéreo). Esto contrasta con la tasa de lapso adiabático seco, que es aproximadamente γ _d = -10 °C/km. Así, dada una temperatura del aire superficial de 30°C, el aire a 10 km de altitud en el ecuador sería de -70°C en una atmósfera seca en comparación con -35°C en la atmósfera real y húmeda. Nuestro cálculo anterior no fue del todo correcto debido a los diversos supuestos que hicimos, pero el orden de magnitud fue correcto. Este ejemplo ilustra el gran efecto de la liberación de calor latente en las temperaturas del aire superior.

La condensación ocurre cuando el aire está al 100% de humedad relativa y cuando los núcleos de condensación de nubes están disponibles. Los núcleos de condensación de nubes son pequeñas partículas en el aire. En la atmósfera, la condensación ocurre típicamente cuando el aire se enfría, por ejemplo, durante movimientos ascendentes en convección o cuando el aire se eleva sobre las montañas. El calor latente liberado durante la condensación en las nubes conduce al calentamiento y, por lo tanto, a movimientos ascendentes más intensos. Este es un importante impulsor de convección y tormentas (Figura 11).

Figura 11: Imagen de una nube convectiva. El calentamiento de la liberación de calor latente durante la condensación hace que el interior de una nube sea más boyante que el aire circundante y, por lo tanto, intensifica la convección. De globalwaterforum.org.

La evaporación ocurre cuando la humedad relativa rh = q/q _sat del aire por encima de una superficie de agua es menor al 100%. q es la humedad específica, es decir la cantidad de vapor de agua (en gramos) por aire húmedo (en kg) y q _sat es la humedad específica a la saturación. Cuanto menor sea la humedad relativa mayor será la tasa de evaporación E ~ q _sat — q. vientos más fuertes también causan más evaporación, similar a que soplas sobre tu café o té caliente para enfriarlo. La evaporación conduce al enfriamiento del agua líquida restante ya que elimina las moléculas más rápidas, y las más lentas se quedan atrás. Este principio también está funcionando en aires acondicionados y refrigeradores, en los que el aire se enfría por evaporación de un refrigerante. El enfriamiento evaporativo es importante para mantener la superficie de la Tierra y especialmente el océano fresco. Sobre las áreas terrestres vegetadas, la transpiración del agua por parte de las plantas también enfría la superficie. Las plantas pueden limitar su pérdida de agua a través de la transpiración cerrando sus estomas.

Otra propiedad del agua que es importante para el clima es su gran capacidad calorífica. La siguiente tabla compara la capacidad calorífica del agua con la del aire. Sobre una base por gramo el agua ya tiene más de cuatro veces la capacidad calorífica del aire. Además, la densidad del agua es 1000 veces mayor que la del aire. Por lo tanto, sobre una base por volumen la capacidad calorífica del agua es 4200 veces mayor que la del aire. Como resultado, los 2 m superiores del océano tienen la misma capacidad calorífica que toda la atmósfera.

		Unidades	Aire	Agua
Capacidad calorífica específica	c p	J/ (g°C)	1	4.2
Densidad	ρ	kg/m ^3	1	1000
Capacidad calorífica volumétrica	c vol = c p ρ	J/ (m ^3 °C)	1000	4,200,000

Experimento: Capacidad calorífica

Las diferencias en la capacidad calorífica del aire frente al agua se pueden demostrar en un experimento simple con dos globos. Esto lo puedes hacer en casa. Llena un globo con aire, el otro con agua. Sostenemos la llama de un encendedor al globo.

• Pero primero haz una conjetura lo que va a pasar. ¿Habrá diferencia en los resultados?
• Ahora realiza primero el experimento con el globo de aire. ¿Qué pasó?
• Ahora realiza el experimento con el globo de agua. ¿Hay alguna diferencia?
• ¿Esperabas estos resultados?

Si no quieres hacer el experimento tú mismo puedes ver un video aquí.

La tierra también tiene una capacidad calorífica mucho menor que el océano. Consideremos la ecuación presupuestal para dos casos: una columna de aire con océano y otra con tierra. Supongamos también que el sistema estaba inicialmente en equilibrio, por ejemplo δCT/δT = I — O = 0 (cero), lo que significa que la tasa de cambio en el contenido de calor CT es cero y por lo tanto la temperatura T es constante. C es la capacidad calorífica, que es mayor para la columna con el océano debajo. Ahora, agregamos un ΔF forzoso en el lado derecho tal que ΔCT/ΔT = ΔF. Debido a que la capacidad calorífica es una constante (no cambia con el tiempo) podemos dividirla por C para obtener el cambio de temperatura ΔT/δT = ΔF/C Esta ecuación implica que el cambio de temperatura sobre el océano será más lento que sobre la tierra porque tiene una mayor capacidad calorífica C.

Los efectos de las diferencias en la capacidad calorífica entre el océano y la tierra se pueden observar en la Figura 12, que muestra la amplitud del ciclo estacional en las temperaturas superficiales (verano menos invierno). El ciclo estacional en el forzamiento es mucho mayor en latitudes más altas que en los trópicos, lo que explica por qué las variaciones estacionales de temperatura en los trópicos son menores que en latitudes más altas. Pero también se ve una diferencia mayor entre el ciclo estacional sobre la tierra y sobre el océano en latitudes similares. Por ejemplo, sobre el Pacífico Norte a 40°N las temperaturas en verano son solo alrededor de 10°C más cálidas que en invierno, mientras que en el interior de Norteamérica son 30°C más cálidas. Las amplitudes más grandes del ciclo estacional se encuentran sobre el este de Siberia, porque es la más alejada aguas abajo del océano (recuerden los vientos predominantes del oeste en esas latitudes) y sobre la Antártida porque es, por razones dinámicas y topográficas, aislada. Dinámicamente los grandes vientos del oeste sobre el Océano Austral inhiben el transporte meridional. Topográficamente, la altura escarpada de la capa de hielo la elimina de lo que sucede en la superficie del mar.

En las exploraciones de datos del capítulo 1 es posible que haya encontrado características similares, como un ciclo estacional más pequeño más cercano al océano que en el interior continental. La mayoría de las personas viven cerca del océano presumiblemente al menos en parte porque las variaciones climáticas allí son más amortiguadas y menos extremas que en el interior de los continentes.

Figura 12: Amplitud del ciclo estacional de temperaturas superficiales. Trazado es el máximo menos el mínimo del ciclo estacional promedio de 1958 a 1996 del Reanálisis del Centro Nacional de Predicción Ambiental (NCEP). Las unidades están en grados Celsius.

La gran capacidad calorífica del océano no sólo amortigua las variaciones estacionales de temperatura, sino también las de otras escalas temporales. Hemos visto en el capítulo 2 (Figura 2) que el calentamiento observado en los últimos 100 años también es menor sobre el océano que sobre la tierra. Ahora entendemos que el contraste tierra-mar observado se debe, al menos en parte, a las diferencias en las capacidades caloríficas.

De hecho, alrededor del 90% del aumento observado en el contenido de calor de la Tierra va al océano (Figura 13). La mayor parte del 10% restante va a hielo y tierra, mientras que la ganancia de calor de la atmósfera es muy pequeña en comparación.

Figura 13: Cambios en el Contenido de Calor de la Tierra.

La figura (14) muestra un esquema del ciclo global del agua. La mayor parte del agua está contenida en el océano (más de mil millones de km cúbicos), mientras que la atmósfera contiene sólo una cantidad relativamente pequeña (13 mil km cúbicos). La evaporación elimina alrededor de 400 mil km cúbicos del océano cada año, la mayoría de los cuales precipita de nuevo sobre el océano. 40 mil km cúbicos se transportan en la atmósfera desde el océano hasta la tierra cada año. Sobre tierra esta agua precipita junto con unos 70 mil kilómetros cúbicos de agua reciclada de la evapotranspiración de las superficies terrestres.

Figura 14: El ciclo global del agua. Los fundentes se indican en fuente inclinada. De Trenberth et al. (2007). Imagen de ucar.edu.

Las observaciones muestran incrementos en el contenido de vapor de agua en la atmósfera (Figura 15). Esto concuerda con nuestra comprensión de la física del ciclo hidrológico y su dependencia de la temperatura (relación Clausius-Clapeyron). El aire más cálido puede contener más vapor de agua, y debido a la presencia de los océanos no falta el suministro de agua a la atmósfera global.

Figura 15. a) Cambios observados en la humedad específica de la superficie estimada a partir de satélites. El sombreado oscuro indica cambios significativos. b) Cambios en el contenido de vapor de agua promediado a nivel mundial. De Harmann et al. (2013). Imagen de ipcc.ch.

c) Circulación Oceánica

La circulación general del océano a escala planetaria se puede separar en un componente impulsado por el viento que domina la parte superior del océano y un componente impulsado por la densidad que ocupa el océano profundo. Cinco giros grandes son las principales características de la circulación superficial en los subtrópicos (Figura 16). Los vientos alisios del este empujan el agua hacia el oeste en los trópicos. El agua se amontona donde se encuentra con tierra y fluye hacia el polo. El flujo hacia los polos trae aguas cálidas desde los trópicos hasta las latitudes medias. Ahí, los vientos del oeste empujan las aguas superficiales hacia el oriente. Nuevamente, donde la corriente golpea un continente se amontona y fluye hacia el norte y el sur. La parte que fluye hacia el sur completa el giro subtropical trayendo aguas frías hacia los trópicos. El flujo hacia los polos a lo largo de los límites occidentales de los giros subtropicales son corrientes cálidas, como la Corriente del Golfo, la Kuroshio y las Corrientes de Brasil. Las corrientes ecuatoriales a lo largo de los límites orientales son frías como las corrientes de California o Perú (o Humboldt). Dentro de los giros subtropicales el agua fluye en forma de espiral hacia el centro de la circunvolución. Esta convergencia provoca hundimientos en los centros de las giras. No obstante, el agua es relativamente cálida por lo que se hunde sólo a profundidades de unos pocos cientos de metros. En los trópicos, por otro lado, los vientos alisios provocan divergencia y surgencia.

Figura 16: Croquis de la Circulación Superficial del Océano. Después de Peixoto y Oort (1992).

Las corrientes superficiales cercanas al ecuador son particularmente vigorosas. El amontonamiento de aguas en el Pacífico ecuatorial occidental, por ejemplo, hace que la estrecha contracorriente ecuatorial se mueva hacia el este.

La corriente más fuerte en los océanos del mundo es la Corriente Circumpolar Antártica, que transporta más de 100 millones de metros cúbicos de agua por segundo alrededor de la Antártida que fluye hacia el este. Eso equivale a 500 veces la descarga del río Amazonas. El Océano Austral también es una región importante para la surgencia de aguas profundas causada por una divergencia impulsada por el viento de las aguas superficiales.

Vea una simulación de modelo de alta resolución de las corrientes oceánicas superficiales aquí. Muestra más detalles como los remolinos de mesoescala, que son el equivalente oceánico de los sistemas meteorológicos en la atmósfera. Observe que son mucho más pequeños en tamaño que los sistemas de alta y baja presión en la atmósfera debido a la mayor densidad del agua de mar en comparación con el aire. Intentar identificar algunas de las características discutidas anteriormente como la Corriente del Golfo y la Corriente Circumpolar Antártica. Estas y otras características fascinantes también se ven en las observaciones satelitales de las temperaturas de la superficie del mar aquí y aquí.

A diferencia de la atmósfera, el océano está en su mayoría estratificado de manera estable. Es decir, el agua más densa está en capas debajo del agua más ligera. La densidad del agua de mar está determinada por la temperatura y la salinidad. Cuanto más frío y salado, más pesado es. Por lo general, el agua más cálida y flotante está encima del agua más fría, especialmente en latitudes bajas (Figura 17). Esto se debe a que el agua absorbe la luz solar de manera eficiente, que calienta la superficie. Los vientos causan mucha turbulencia cerca de la superficie, lo que crea una capa de temperatura uniforme llamada capa mixta superficial. Por debajo de eso, entre aproximadamente 200 — 1000 m de profundidad, se encuentra una región en la que la temperatura disminuye rápidamente con la profundidad. A esto se le llama la termoclina. La turbulencia es débil aquí. Más abajo se encuentra el océano profundo y abisal débilmente estratificado. Los gradientes verticales de temperatura son pequeños aquí. Más cerca del fondo del mar, la turbulencia aumenta debido a las interacciones del flujo con la topografía del fondo.

Figura 17: Perfil de Temperatura Típico con Profundidad en el Océano.

El océano profundo es frío porque las aguas allí se originan en la superficie de alta latitud. Sólo en unas pocas regiones de los océanos del mundo donde la densidad de las aguas superficiales es lo suficientemente grande se hunden en las profundidades del océano (Figura 18). En el océano actual hay formación de aguas profundas en el Atlántico Norte y cerca de la Antártida. Las aguas superficiales del Atlántico son más saladas que las del Pacífico debido al transporte de vapor de agua dentro de la atmósfera. Mientras que las cadenas montañosas de latitudes medias bloquean el transporte de vapor de agua del Pacífico al Atlántico con los vientos del oeste allí, en los trópicos las brechas en las montañas permiten el transporte de vapor de agua con los vientos alisios del Atlántico al Pacífico. Esto provoca aguas superficiales más frescas y flotantes en el Pacífico. En el Pacífico Norte esta lente de agua dulce evita el hundimiento, mientras que en el Atlántico Norte las aguas más saladas son lo suficientemente densas como para hundirse a unos 2-3 km de profundidad. De ahí fluyen hacia el sur por el margen de las Américas empujadas ahí por la fuerza Coriolis. Las aguas profundas del Atlántico Norte cruzan el ecuador y el Atlántico Sur y se adentran en el Océano Austral. Parte de ella se eleva de nuevo a la superficie allí mientras que el resto desemboca en los océanos Índico y Pacífico, donde asciende lentamente. El flujo de retorno en la superficie fluye a través del archipiélago indonesio hacia el Océano Índico, se fusiona con las aguas levantadas allí y continúa fluyendo hacia el oeste alrededor de la punta de Sudáfrica y hacia el norte a través del Atlántico. Este patrón de circulación a escala planetaria se denomina circulación termohalina (termo = temperatura, halina = salinidad) o circulación de vuelco meridional (norte-sur).

Figura 18: Dibujos animados de la Circulación Oceánica Profunda. Las cintas rojas y azules representan corrientes superficiales y profundas, respectivamente. De Wikipedia.org.

Su circulación impacta las distribuciones de trazadores en el océano (Figura 19). Por ejemplo, en el Atlántico, las aguas profundas del Atlántico Norte (NADW) que fluyen hacia el sur pueden identificarse como una masa de agua con salinidad relativamente alta entre aproximadamente 2 — 4 km de profundidad. El Agua de Fondo Antártico (AABW) más fresca fluye hacia el norte por debajo del NADW. Es más frío y por lo tanto más denso que el NADW. El Agua Intermedia Antártica (AAIW) relativamente fresca fluye hacia el norte por encima del NADW creando una estructura similar a un empareado en el Atlántico profundo. En el Atlántico Norte hay una gota de agua de alta salinidad alrededor de 1 km de profundidad y 40°N, esta es la salida del mar Mediterráneo, que es muy salada.

Figura 19: Sección de salinidad (en gramos de sal por kg de agua de mar) a través del océano Atlántico a 18°W en función de la latitud y profundidad.

Experimento Circulación Termohalina

Realizar un experimento sencillo que ilustre los efectos de la salinidad y la temperatura sobre la densidad del agua. Necesitarás los siguientes ingredientes:

• un recipiente, preferiblemente hecho de un material transparente tal como vidrio o plexiglás,
• cubitos de hielo
• una esponja pequeña, y
• colorante de alimentos.

Llena el recipiente con agua. Ahora pon la esponja húmeda en la superficie del agua para que nada en la parte superior. Vierte un poco de sal sobre la esponja. No demasiado. No quieres que se derrame o vuelque la esponja. Justo lo suficiente para que el agua en contacto con la esponja absorba la sal. Ahora agrega unas gotas de colorante alimentario encima de la esponja salada y observa lo que sucede. ¿Dónde fluye el agua?

Ahora agrega un cubito de hielo al agua. Gotea unas gotas de colorante alimentario (elige un color diferente al anterior) sobre el cubito de hielo y observa. ¿Qué pasa? Describa sus observaciones. Explica tus observaciones con lo que has aprendido sobre los efectos de la salinidad y la temperatura en la densidad del agua de mar.

Las observaciones muestran que el océano se está calentando (Figura 20). La mayor parte del aumento de temperaturas se concentra cerca de la superficie consistente con una atmósfera cálida como su causa. Un máximo prominente de absorción de calor se encuentra en el Atlántico Norte, similar al patrón de captación antropogénica de carbono (Figura 12 en el capítulo 5). La razón es el hundimiento y la penetración hacia el sur del NADW, que transporta tanto el carbono antropogénico como el calor desde la superficie hasta las profundidades oceánicas allí. Otras regiones de mayor absorción de calor son las subtrópicas, donde las aguas superficiales se hunden a unos cientos de metros de profundidad en los centros de los giros subtropicales. Las observaciones de la temperatura oceánica descartan que los cambios en la circulación oceánica sean la causa del calentamiento observado de la superficie. Si este fuera el caso las capas más profundas se habrían enfriado, que no es lo que se observa. Por lo tanto, la hipótesis de que los cambios en la circulación oceánica han provocado el calentamiento observado de la atmósfera durante los últimos 50 años ha sido falsificada por observaciones de temperatura subsuperficial.

Figura 20: (a) Tendencia de la temperatura sobre los 700 m superiores de 1971-2010. b) Tendencia de temperatura promediada por zonas. Las curvas de nivel negras representan la distribución media de la temperatura. (c) Cambios de temperatura promediados horizontalmente. d) Cambios en la diferencia de temperatura entre los 200 m y la superficie. De Rhein et al. (2013). Imagen de ipcc.ch.

La aceleración del ciclo hidrológico atmosférico también afecta las salinidades de la superficie oceánica (Figura 21). Regiones que ya son saladas como los subtrópicos y el Atlántico se vuelven aún más saladas y regiones que ya son frescas como el Pacífico Norte y el Océano Austral se vuelven aún más frescas.

Figura 21: Salinidad oceánica superficial (arriba) y cambios de salinidad de 1950 a 2008 (fondo) en g/kg.

El calentamiento y refrescamiento de las aguas superficiales en latitudes altas disminuye su densidad y aumenta su flotabilidad. Esto reduce la formación de aguas profundas y la circulación de vuelco meridional. Una reducción de la circulación de vuelco meridional del Atlántico, que inicialmente fue predicha por modelos climáticos en la década de 1990 (Manabe y Stouffer, 1993), ahora se observa en mediciones del Atlántico subtropical (Smeed et al., 2014). Sin embargo, debido al período relativamente corto de los datos disponibles (2004 a la actualidad) actualmente no está claro qué parte de la reducción observada es causada por las emisiones humanas de gases de efecto invernadero y cuánto se debe a la variabilidad natural. Rahmstorf et al. (2015) ha sugerido una disminución a largo plazo de la circulación de vuelco meridional del Atlántico para provocar el calentamiento reducido sobre el Atlántico Norte subpolar en observaciones de temperatura superficial (Capítulo 2, Figura 2).

Preguntas

• ¿Por qué hace más calor en el ecuador que en los polos?
• Sin transporte de calor en la atmósfera y los océanos, ¿en qué se diferenciarían las temperaturas en el ecuador y en los polos?
• ¿Qué determina la presión del aire superficial?
• ¿Qué es la celda Hadley?
• ¿Cómo influye la circulación de Hadley en los patrones de precipitación?
• ¿Qué es la Zona de Convergencia Intertropical?
• ¿Desde qué dirección sopla el viento en la superficie en los trópicos, desde qué dirección sopla en latitudes medias?
• ¿En qué dirección actúa la fuerza Coriolis en el hemisferio norte y sur?
• ¿Cómo impacta la fuerza Coriolis en la corriente en chorro, los vientos alisios y los vientos del oeste en latitudes medias?
• ¿Qué es el calor latente de vaporización/condensación?
• ¿Cuánto más calor se requiere para vaporizar el agua que para calentar si desde el punto de fusión hasta el punto de ebullición?
• ¿Cuál es la tasa de lapso?
• ¿Cómo afecta el transporte vertical de vapor de agua a la tasa de lapso?
• ¿Cuándo ocurre la evaporación?
• ¿Cuándo ocurre la condensación?
• ¿Cuánto más grande es la capacidad calorífica de un metro cúbico de agua que un metro cúbico de aire?
• ¿Cómo afecta la diferencia en las capacidades caloríficas del aire y el agua a las variaciones climáticas?
• ¿Qué componente del sistema climático absorbe la mayor parte de la energía que actualmente se acumula en la Tierra?
• Utilizar los números de la Figura (14) para calcular el tiempo de residencia del agua en la atmósfera?
• Utilizar los números de la Figura (14) para calcular el tiempo de residencia del agua en el océano?
• ¿En qué dirección fluyen las aguas superficiales en los trópicos, en qué dirección fluyen a latitudes medias?
• Qué son los giros subtropicales, y qué los obliga.
• ¿Cuál es la corriente oceánica más fuerte del mundo?
• ¿Qué es la convergencia, qué es la divergencia? ¿Qué implica para el flujo vertical (upwelling/downwelling)? Nombrar una región cada una donde las aguas superficiales del océano convergen/divergen?
• ¿Qué es la estratificación?
• ¿Qué es la termoclina?
• ¿Qué determina la densidad del agua de mar?
• ¿Cuál es la circulación termohalina?
• ¿Dónde se hunden las aguas superficiales en el interior del océano?
• ¿Dónde vuelven a la superficie?
• ¿Por qué el Atlántico es más salado que el Pacífico?
• ¿Dónde es el océano que más se calienta?
• ¿Es posible que el calentamiento observado en la atmósfera durante los últimos 50 años haya sido causado por cambios en la circulación oceánica? ¿Por qué?
• ¿Dónde se vuelve más salado el océano superficial, dónde más fresco? ¿Cómo se relaciona el patrón de salinificación/refrescamiento con la salinidad del océano superficial?
• ¿Cómo se relacionan los cambios en la salinidad superficial con los cambios en el ciclo hidrológico atmosférico?

Referencias

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