Introducción a la oceanografía

Las corrientes superficiales que hemos discutido hasta ahora son en última instancia impulsadas por el viento, y como solo involucran agua superficial, solo afectan aproximadamente el 10% del volumen del Océano. Sin embargo, hay otras corrientes oceánicas significativas que son independientes del viento, e involucran movimientos de agua en el otro 90% del Océano. Estas corrientes son impulsadas por diferencias en la densidad del agua.

recuerde que el agua menos densa permanece en la superficie, mientras que el agua más densa se hunde., Las aguas de diferentes densidades tienden a estratificarse en capas, con el agua más densa y fría en el fondo y el agua más cálida y menos densa en la parte superior. Es el movimiento de estas capas de densidad lo que crea la circulación del agua profunda. Dado que la densidad del agua de mar depende principalmente de la temperatura y la salinidad (Sección 6.3), esta circulación se conoce como circulación termohalina.

los principales procesos que aumentan la densidad del agua de mar son el enfriamiento, la evaporación y la formación de hielo., La evaporación y la formación de hielo causan un aumento de la 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 la precipitación, la fusión del hielo o la 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 se eleve, y estos movimientos verticales impulsados por la densidad crean las corrientes oceánicas profundas., Estas corrientes termohalinas son lentas, del orden de 10-20 km por año 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 temperatura particular y perfil de salinidad debido a estos procesos superficiales, puede hundirse 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 mediciones de salinidad y temperatura a diferentes profundidades, y buscando la combinación única de estas variables que le dan su densidad característica. Esto se lleva a cabo a menudo utilizando diagramas de temperatura-salinidad (diagramas T-S, ver recuadro más abajo).

Hay varias masas de agua bien 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 lugares primarios cerca de 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 del fondo Antártico (Aabw). Procesos similares en el Atlántico Norte producen las aguas profundas del Atlántico Norte (NADW) en el mar de Groenlandia (figura 9.8.1).

Esta agua fría y densa se hunde, y una vez que se retira de la superficie, su temperatura y salinidad permanecen sin cambios, por lo que mantiene las mismas características a medida que se mueve a través del océano como parte de la circulación termohalina. AABW se hunde en el fondo en el mar de Weddell y luego se mueve hacia el norte a lo largo del fondo en el Atlántico, y al este a través del Océano Austral., Al mismo tiempo, NADW se hunde en el mar de Groenlandia. Esta masa de agua es menos densa que AABW y tiende a formar una capa por encima de la AABW a medida que fluye a través del ecuador hacia el sur (figura 9.8.2). A medida que el NADW se mueve hacia el continente Antártico, es llevado a la superficie. Recordemos que cerca de la Antártida existe la divergencia Antártica, donde las aguas superficiales se alejan horizontalmente unas de otras, 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 el agua profunda llegue a la superficie, por lo que algunos NADW se elevan como parte del proceso de surgencia (figura 9.8.2).

a medida que el NADW ascendente alcanza 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 9.8.2). 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 contribuye mucho a la circulación termohalina.

en el Atlántico, las aguas intermedias del Mediterráneo (MIW) fluyen a través del Estrecho de Gibraltar hacia el mar abierto., Esta agua es cálida y salada debido a las temperaturas cálidas y la alta evaporación característica del Mar Mediterráneo, por lo que es más densa que el agua superficial normal y forma una capa de aproximadamente 1-1, 5 km de profundidad. Eventualmente esta agua se moverá hacia el norte, hacia el mar de Groenlandia, donde será enfriada y se hundirá, convirtiéndose en el denso NADW.

diagramas T-S

Un diagrama de temperatura-salinidad (T-S) Se utiliza para examinar cómo la temperatura, la salinidad y la densidad cambian con la profundidad, e identificar la estructura vertical de la columna de Agua, incluidas 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 llevada a la superficie y no recibiera ningún calor adicional a través de la compresión en profundidad. Un diagrama T-S muestra líneas de igual densidad, o isopicnales, para varias combinaciones de temperatura y salinidad (figura 9.8.3). A continuación, puede trazar los valores de temperatura y salinidad en el diagrama, y utilizar su punto de intersección para calcular la densidad del agua., En el ejemplo de la figura 9.8.3, una temperatura de aproximadamente 11o C y una salinidad de 34,6 PSU dan como resultado una densidad de 1,0265 g/cm3.

dado que el rango de densidades en el océano es bastante pequeño, a menudo el valor de densidad se acorta y se expresa como sigma-t o σt. Sigma-t se calcula como: (Densidad – 1) x 1000., Así que esencialmente solo mira los últimos tres decimales del valor de densidad. Por lo tanto, una densidad de 1,0275 g/cm3 tendría una σt 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 en ese rango puede presumiblemente haber venido de esa masa de agua. La figura 9.8.4 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 particular., Si la columna de agua estaba altamente estratificada y no había mezcla entre o dentro de las capas, a medida que la sonda se bajaba, obtendría una serie de lecturas de temperatura y salinidad constantes a medida que se movía a través de la primera masa de agua, seguido de un salto repentino a otro conjunto de lecturas diferentes pero constantes a medida que se movía a través de la siguiente masa de agua. La representación de la temperatura vs. la 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., Así que a medida que las sondas se bajan, 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 conecte los dos puntos, ilustrando la mezcla entre esas dos masas de agua.

en el ejemplo de la figura 9.8.5, 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 unos 800-2100 m hay una transición de AAIW a la capa NADW justo 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 9.8.5, la densidad siempre aumenta (i. e., hacia la esquina inferior derecha). Esto se debe a que el agua más densa debe estar ubicada en el fondo, con las otras capas estratificadas de acuerdo a su densidad, de lo contrario la columna de agua sería inestable.

La «Cinta Transportadora Oceánica»

el agua del fondo del Mar de Weddell y del Mar de Groenlandia no solo circula a través del Atlántico. NADW se mueve hacia el sur a través del Atlántico occidental antes de encontrarse con el AABW al norte del Mar de Weddell. Juntas estas masas de agua se mueven hacia el Este en los océanos Índico y Pacífico., En este momento 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 en los océanos Pacífico e Índico y se mezcla gradualmente con el agua más caliente, haciendo que eventualmente se eleve a la superficie. Como agua superficial, hace su camino de regreso 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 una vez más forma NADW, comenzando el proceso de nuevo., Este ciclo de agua ascendente y descendente que transporta agua entre la superficie y la circulación profunda se ha denominado La «Cinta Transportadora» Oceánica global, y puede tardar entre 1000 y 2000 años en completarse (figura 9.8.6).

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 mundo, llevando agua caliente hacia los polos, y agua fría hacia los trópicos, estabilizando la temperatura en ambos ambientes.

la cinta transportadora también ayuda a suministrar oxígeno a los hábitats de aguas profundas. El agua profunda comenzó como agua superficial fría que estaba saturada de oxígeno, y cuando se hundió trajo ese oxígeno a la profundidad. La circulación termohalina transporta esta agua profunda rica en oxígeno a través de los océanos, donde el oxígeno será utilizado por los organismos de aguas profundas., El agua del fondo en el Atlántico es relativamente alta en oxígeno, ya que todavía conserva gran parte de su contenido original de oxígeno, pero a medida que viaja sobre el fondo marino el oxígeno se consume, por lo que las aguas profundas en el Océano Pacífico tienen mucho menos oxígeno que las aguas profundas del Atlántico, con el agua del Océano Índico en algún lugar intermedio. Al mismo tiempo, el agua profunda acumulará nutrientes a medida que la materia orgánica se hunde y se descompone. El agua del fondo Atlántico es baja en nutrientes porque no ha tenido mucho tiempo para acumularlos, y el agua superficial original era pobre en nutrientes., En el momento en que el agua del fondo llega al Océano Índico, y después al Pacífico, ha estado acumulando los nutrientes que se hunden durante siglos, 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 el agua de fondo más vieja.,

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 conducir a la continua fusión de los casquetes polares, añadiendo 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 e impidiendo el transporte de oxígeno y nutrientes a las comunidades del fondo., El hundimiento del agua de mar en el mar de Groenlandia también ayuda a impulsar la corriente del Golfo; a medida que el agua se hunde, más agua superficial se tira hacia el norte en la corriente del Golfo. Si el 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 contrario a la intuición, pero el calentamiento global podría conducir a condiciones más frías en Europa y a la congelación de puertos y ciudades que generalmente están libres de hielo debido a los efectos de calentamiento de la corriente del Golfo., La evidencia reciente ya ha demostrado que la fuerza de la corriente del Golfo está disminuyendo, probablemente debido al aumento del derretimiento del hielo ártico.