Estratificación oceánica
Estratificación del agua del océano debido a diferencias de densidad

La estratificación oceánica es la separación natural del agua de un océano en capas horizontales por densidad . Esta es generalmente una estratificación estable , porque el agua caliente flota sobre el agua fría y el calentamiento proviene principalmente del sol, lo que refuerza esa disposición. La estratificación se reduce por la mezcla mecánica forzada por el viento, pero se refuerza por la convección (el agua caliente asciende, el agua fría se hunde). La estratificación ocurre en todas las cuencas oceánicas y también en otros cuerpos de agua . Las capas estratificadas son una barrera para la mezcla de agua, lo que afecta el intercambio de calor, carbono, oxígeno y otros nutrientes. [1] La capa mixta superficial es la capa superior del océano y está bien mezclada por efectos mecánicos (viento) y térmicos (convección). El cambio climático está provocando que la estratificación superior del océano aumente. [1] [ aclaración necesaria ]

Debido a los fenómenos de afloramiento y hundimiento , ambos impulsados ​​por el viento, se pueden producir mezclas de diferentes capas mediante el ascenso de agua fría rica en nutrientes y el hundimiento de agua cálida, respectivamente. En general, las capas se basan en la densidad del agua : el agua más pesada, y por lo tanto más densa, está debajo del agua más ligera, lo que representa una estratificación estable . Por ejemplo, la picnoclina es la capa del océano donde el cambio de densidad es mayor en comparación con el de otras capas del océano. El espesor de la termoclina no es constante en todas partes y depende de una variedad de variables. [ Aclaración necesaria ]

Entre 1960 y 2018, la estratificación de las capas superiores del océano aumentó entre un 0,7 y un 1,2 % por década debido al cambio climático. [1] Esto significa que las diferencias en la densidad de las capas de los océanos aumentan, lo que genera barreras de mezcla más grandes y otros efectos. [ aclaración necesaria ] En las últimas décadas, [ ¿cuándo? ] la estratificación en todas las cuencas oceánicas ha aumentado debido a los efectos del cambio climático en los océanos . La estratificación global de las capas superiores del océano ha continuado su tendencia creciente en 2022. [2] Los océanos del sur (al sur de los 30°S) experimentaron la tasa de estratificación más fuerte desde 1960, seguidos de los océanos Pacífico, Atlántico e Índico. [1] El aumento de la estratificación se ve afectado predominantemente por los cambios en la temperatura del océano ; la salinidad solo juega un papel a nivel local. [1]

Densidad del agua en los océanos

La densidad del agua en el océano, que se define como masa por unidad de volumen, tiene una dependencia complicada de la temperatura ( ), la salinidad ( ) y la presión ( ), que a su vez es una función de la densidad y la profundidad del agua suprayacente, y se denota como . La dependencia de la presión no es significativa, ya que el agua de mar es casi perfectamente incompresible. [3] Un cambio en la temperatura del agua impacta directamente en la distancia entre parcelas de agua. [ aclaración necesaria ] Cuando la temperatura del agua aumenta, la distancia entre parcelas de agua aumentará y, por lo tanto, la densidad disminuirá. La salinidad es una medida de la masa de sólidos disueltos, que consisten principalmente en sal. Aumentar la salinidad aumentará la densidad. Al igual que la picnoclina define la capa con un cambio rápido en la densidad, se pueden definir capas similares para un cambio rápido en la temperatura y la salinidad: la termoclina y la haloclina . Como la densidad depende tanto de la temperatura como de la salinidad, las picno-, termo- y haloclinas tienen formas similares. La diferencia es que la densidad aumenta con la profundidad, mientras que la salinidad y la temperatura disminuyen con la profundidad. yo {\estilo de visualización T} S {\estilo de visualización S} pag {\estilo de visualización p} ρ ( S , yo , pag ) {\displaystyle \rho(S,T,p)}

La haloclina, la termoclina y la picnoclina en 10E, 30S. Para esta imagen se han utilizado las medias anuales del año 2000 de los datos GODAS [4] .

En el océano, se da un rango específico de temperatura y salinidad. Utilizando los datos de GODAS, [4] un gráfico de temperatura-salinidad puede mostrar las posibilidades y ocurrencias de las diferentes combinaciones de salinidad y temperatura potencial .

Gráfico de temperatura potencial y salinidad. Este gráfico se generó utilizando los datos GODAS [4] de 2020.
Incidencias de combinaciones de temperatura potencial y salinidad en el océano. Este gráfico se generó utilizando los datos GODAS [4] de 2020.

La densidad del agua del océano se describe mediante la fórmula de la UNESCO como: [5] Los términos de esta fórmula, densidad cuando la presión es cero, , y un término que implica la compresibilidad del agua, , dependen en gran medida de la temperatura y menos de la salinidad: ρ = ρ ( S , yo , 0 ) 1 − pag K ( S , yo , pag ) . {\displaystyle \rho ={\frac {\rho(S,T,0)}{1-{\frac {p}{K(S,T,p)}}}}.} ρ ( S , yo , 0 ) {\displaystyle \rho(S,T,0)} K ( S , yo , pag ) {\displaystyle K(S,T,p)} ρ ( S , yo , 0 ) = ρ S METRO Oh Yo + B 1 S + do 1 S 1.5 + d 0 S 2 , K ( S , yo , pag ) = K ( S , yo , 0 ) + A 1 pag + B 2 pag 2 , {\displaystyle {\begin{aligned}\rho (S,T,0)=\rho _{SMOW}+B_{1}S+C_{1}S^{1.5}+d_{0}S^{2},&\qquad K(S,T,p)=K(S,T,0)+A_{1}p+B_{2}p^{2},\end{aligned}}}

La temperatura superficial, la salinidad superficial y la densidad potencial superficial se calcularon y graficaron utilizando la media anual durante el año 2000 de los datos GODAS. [4]

con: y En estas fórmulas, todas las letras minúsculas y son constantes que se definen en el Apéndice A de un libro sobre ondas de gravedad interna, publicado en 2015. [5] [ aclaración necesaria ] ρ S METRO Oh Yo = a 0 + a 1 yo + a 2 yo 2 + a 3 yo 3 + a 4 yo 4 + a 5 yo 5 , B 1 = b 0 + b 1 yo + b 2 yo 2 + b 3 yo 3 + b 4 yo 4 , do 1 = do 0 + do 1 yo + do 2 yo 2 , {\displaystyle {\begin{aligned}{}&\rho _{SMOW}=a_{0}+a_{1}T+a_{2}T^{2}+a_{3}T^{3}+a_{4}T^{4}+a_{5}T^{5},\\{}&B_{1}=b_{0}+b_{1}T+b_{2}T^{2}+b_{3}T^{3}+b_{4}T^{4},\\{}&C_{1}=c_{0}+c_{1}T+c_{2}T^{2},\\\end{aligned}}} K ( S , yo , 0 ) = K el + F 1 S + GRAMO 1 S 1.5 , K el = mi 0 + mi 1 yo + mi 2 yo 2 + mi 3 yo 3 + mi 4 yo 4 , F 1 = F 0 + F 1 yo + F 1 yo + F 2 yo 2 + F 3 yo 3 , GRAMO 1 = gramo 0 + gramo 1 yo + gramo 2 yo 2 , A 1 = A el + ( i 0 + i 1 yo + i 2 yo 2 ) S + yo 0 S 1.5 , A el = yo 0 + yo 1 yo + yo 2 yo 2 + yo 3 yo 3 , B 2 = B el + ( metro 0 + metro 1 yo + metro 2 yo 2 ) S ) , B el = a 0 + a 1 yo + a 2 yo 2 . {\displaystyle {\begin{aligned}{}&K(S,T,0)=K_{w}+F_{1}S+G_{1}S^{1.5},\\{}&K_{w}=e_{0}+e_{1}T+e_{2}T^{2}+e_{3}T^{3}+e^{4}T^{4},\\{}&F_{1}=f_{0}+f_{1}T+f_{1}T+f_{2}T^{2}+f_{3}T^{3},\\{}&G_{1}=g_{0}+g_{1}T+g_{2}T^{2},\\{}&A_{1}=A_{w}+(i_{0}+i_{1}T+i_{2}T^{2})S+j_{0}S^{1.5},\\{}&A_{w}=h_{0}+h_{1}T+h_{2}T^{2}+h_{3}T^{3},\\{}&B_{2}=B_{w}+(m_{0}+m_{1}T+m_{2}T^{2})S),\\{}&B_{w}=k_{0}+k_{1}T+k_{2}T^{2}.\end{aligned}}} a i , b i , c i , d 0 , e i , f i , g i , i i , j 0 , h i , m i {\displaystyle a_{i},b_{i},c_{i},d_{0},e_{i},f_{i},g_{i},i_{i},j_{0},h_{i},m_{i}} k i {\textstyle k_{i}}

La densidad depende más de la temperatura que de la salinidad, como se puede deducir de la fórmula exacta y se puede mostrar en gráficos utilizando los datos de GODAS. [4] En los gráficos sobre temperatura de la superficie, salinidad y densidad, se puede ver que los lugares con el agua más fría, en los polos, son también los lugares con las densidades más altas. Las regiones con la salinidad más alta, por otro lado, no son las regiones con la densidad más alta, lo que significa que la temperatura contribuye principalmente a la densidad en los océanos. Un ejemplo específico es el Mar Arábigo .

Cuantificación

La estratificación oceánica se puede definir y cuantificar mediante el cambio de densidad con la profundidad. La frecuencia de flotabilidad , también llamada frecuencia Brunt-Väisälä , se puede utilizar como representación directa de la estratificación en combinación con observaciones de temperatura y salinidad .

La frecuencia de flotabilidad, , representa la frecuencia intrínseca de las ondas de gravedad internas. [1] Esto significa que el agua que se desplaza verticalmente tiende a rebotar hacia arriba y hacia abajo con esa frecuencia. N {\displaystyle N}

La frecuencia de flotabilidad se define de la siguiente manera: Aquí, es la constante gravitacional , es una densidad de referencia y es la densidad potencial que depende de la temperatura y la salinidad como se discutió anteriormente. Se considera que el agua tiene una estratificación estable para , lo que lleva a un valor real de . El océano es típicamente estable y los valores correspondientes en el océano se encuentran entre aproximadamente en el océano abisal y en las partes superiores del océano. El período de flotabilidad se define como . En correspondencia con los valores anteriores, este período generalmente toma valores entre aproximadamente 10 y 100 minutos. [6] En algunas partes del océano aparece una estratificación inestable, lo que lleva a la convección . N 2 = − g ρ 0 ∂ ρ ∂ z . {\displaystyle N^{2}={\frac {-g}{\rho _{0}}}{\frac {\partial \rho }{\partial z}}.} g {\displaystyle g} ρ 0 {\displaystyle \rho _{0}} ρ {\displaystyle \rho } ∂ ρ / ∂ z < 0 {\displaystyle \partial \rho /\partial z<0} N {\displaystyle N} N {\displaystyle N} 10 − 4 {\displaystyle 10^{-4}} 10 − 3 {\displaystyle 10^{-3}} 1 / N {\displaystyle 1/N}

Si la estratificación en una columna de agua aumenta, lo que implica un aumento del valor , la mezcla turbulenta y, por lo tanto, la viscosidad de remolino disminuirán. [7] Además, un aumento de , implica un aumento de , lo que significa que la diferencia de densidades en esta columna de agua también aumenta. A lo largo del año, la estratificación oceánica no es constante, ya que la estratificación depende de la densidad y, por lo tanto, de la temperatura y la salinidad. Las fluctuaciones interanuales en la estratificación del Océano Pacífico tropical están dominadas por El Niño , que puede vincularse con las fuertes variaciones en la profundidad de la termoclina en el Pacífico ecuatorial oriental. [1] N 2 {\displaystyle N^{2}} N 2 {\displaystyle N^{2}} | ∂ ρ / ∂ z | {\displaystyle |\partial \rho /\partial z|}

Además, las tormentas tropicales son sensibles a las condiciones de estratificación y, por lo tanto, a su cambio. [8] Por otro lado, la mezcla de tormentas tropicales también tiende a reducir las diferencias de estratificación entre capas.

Observaciones sobre la creciente estratificación

Los cambios de temperatura y salinidad debidos al calentamiento global y al cambio climático alteran la densidad del océano y provocan cambios en la estratificación vertical. [2] La configuración estratificada del océano puede actuar como una barrera para la mezcla de agua, lo que afecta la eficiencia de los intercambios verticales de calor, carbono, oxígeno y otros componentes. Por lo tanto, la estratificación es un elemento central del sistema climático de la Tierra . La estratificación global de la capa superior del océano continuó su tendencia creciente en 2022 y se ubicó entre las siete primeras registradas. [2]

En las últimas décadas, la estratificación en todas las cuencas oceánicas ha aumentado. Además, los océanos del sur (al sur de los 30°S) experimentaron la tasa de estratificación más fuerte desde 1960, seguidos por el océano Pacífico, el océano Atlántico y el océano Índico. [1] Cuando la capa superior del océano se estratifique más, la capa mixta de agua superficial con temperatura homogénea puede volverse menos profunda, pero los cambios proyectados en la profundidad de la capa mixta para fines del siglo XXI siguen siendo controvertidos. [9] Las regiones con las capas mixtas más profundas en la actualidad están asociadas con la mayor disminución de la capa mixta, en particular la cuenca del Atlántico Norte y el océano Austral. [9]

Al observar los datos GODAS [4] proporcionados por el PSL de NOAA/OAR/ESRL, se pueden encontrar las frecuencias de flotabilidad desde enero de 1980 hasta marzo de 2021 inclusive. Dado que un cambio en la estratificación es principalmente visible en los 500 metros superiores del océano, se necesitan datos muy específicos para ver esto en un gráfico. Los gráficos resultantes de los datos GODAS podrían indicar que también hay una disminución en la estratificación al observar las diferencias de la estratificación entre los años 1980, 2000 y 2020. Es posible ver que el cambio en la estratificación es de hecho el más grande en los primeros 500 metros del océano. Desde aproximadamente 1000 metros dentro del océano, la estratificación converge hacia un valor estable y el cambio en la estratificación se vuelve casi inexistente.

Promedios anuales y latitudinales de diferentes cuencas oceánicas. Este gráfico se generó utilizando los datos GODAS [4] de 1980, 2000 y 2020. N 2 {\displaystyle N^{2}}
Cambio en las medias anuales y latitudinales de diferentes cuencas oceánicas. Este gráfico se generó utilizando los datos GODAS [4] de 1980, 2000 y 2020. N 2 {\displaystyle N^{2}}

En muchos artículos científicos, revistas y blogs, se afirma que la estratificación ha aumentado en todas las cuencas oceánicas (por ejemplo, en Ecomagazine.com [10] y NCAR & UCAR News [11] ). En la siguiente figura, se han representado las tendencias del cambio en la estratificación en todas las cuencas oceánicas. [1] Estos datos muestran que a lo largo de los años la estratificación ha aumentado drásticamente. Los cambios en la estratificación son mayores en el Océano Austral, seguido por el Océano Pacífico. En el Océano Pacífico, se ha descubierto que el aumento de la estratificación en la zona ecuatorial oriental es mayor que en la zona ecuatorial occidental. [1] Es probable que esto esté relacionado con el debilitamiento de los vientos alisios y la reducción de las surgencias en el Pacífico oriental, lo que puede explicarse por el debilitamiento de la circulación de Walker . [1]

Esta figura muestra el cambio global en la estratificación desde el año 1960 hasta 2018 de 0 a 2000 metros. [1] (a) Global, (b) Océano Pacífico, (c) Océano Atlántico, (d) Océano Índico y (e) Océanos del Sur. Las líneas grises delgadas indican las variaciones interanuales. El gráfico pequeño en (a) muestra las tasas de para el caso global y para las cuencas. Esto se calcula mediante diferencias centradas de la serie temporal suave (Glb: Global, Pac: Pacífico, Atl: Atlántico, So: Sur, Ind: Índico). Las tendencias se han trazado para varios conjuntos de datos, indicados por las diferentes líneas. N 2 {\displaystyle N^{2}} N 2 {\displaystyle N^{2}}

Causas y consecuencias

Temperatura y mezcla

El cambio de temperatura domina la creciente estratificación, mientras que la salinidad sólo juega un papel local. [1] El océano tiene una capacidad extraordinaria para almacenar y transportar grandes cantidades de calor, carbono y agua dulce. [12] Aunque aproximadamente el 70% de la superficie de la Tierra está formada por agua, más del 75% del intercambio de agua entre la superficie de la Tierra y la atmósfera se produce sobre los océanos. El océano absorbe parte de la energía de la luz solar en forma de calor y es absorbida inicialmente por la superficie. [13] Con el tiempo, una parte de este calor también se propaga a aguas más profundas. Los gases de efecto invernadero absorben energía adicional del sol, que a su vez es absorbida por los océanos, lo que lleva a un aumento de la cantidad de calor almacenado por los océanos . El aumento de la temperatura de los océanos es bastante lento, en comparación con la atmósfera.

Sin embargo, la absorción de calor por parte de los océanos se ha duplicado desde 1993 y los océanos han absorbido más del 90% del calor adicional de la Tierra desde 1955. [13] La temperatura en el océano, hasta aproximadamente 700 metros de profundidad, ha estado aumentando casi en todo el mundo. [12] El aumento del calentamiento en la capa superior del océano reduce la densidad de los ~500 m superiores de agua, mientras que las aguas más profundas no experimentan tanto calentamiento y una disminución tan grande de la densidad. Por lo tanto, la estratificación en las capas superiores cambiará más que en las capas inferiores, y estos gradientes de densidad verticales de fortalecimiento actúan como barreras que limitan la mezcla entre las capas superiores y las aguas profundas.

Hay evidencia limitada de que las diferencias estacionales en la estratificación han aumentado con el paso de los años. [9]

Salinidad

La salinidad está asociada a la diferencia entre evaporación y precipitación . [1] Las corrientes oceánicas son importantes para mover aguas dulces y saladas y mantener el equilibrio.

La evaporación hace que el agua se vuelva más salina y, por lo tanto, más densa. La precipitación tiene el efecto opuesto, ya que disminuye la densidad del agua superficial. Por lo tanto, se puede afirmar que la salinidad juega un papel más local en el aumento de la estratificación, aunque está menos presente en comparación con la influencia de la temperatura. Por ejemplo, la salinidad juega un papel importante en las regiones del giro subtropical, el Pacífico Norte (-Este), el Atlántico Norte y el Ártico. [1] [14]

En el Ártico, la disminución de la salinidad y, por lo tanto, de la densidad, se puede explicar por el aporte de agua dulce procedente del derretimiento de los glaciares y las capas de hielo. Este proceso y el aumento de la estratificación en el Ártico continuarán con las emisiones de carbono actuales. [1]

Desoxigenación

La disminución del oxígeno disuelto y, por lo tanto, del suministro de oxígeno al interior del océano, es un efecto probable del aumento de la estratificación en la capa superior del océano. [15] Dado que el oxígeno desempeña un papel directo e importante en los ciclos del carbono, el nitrógeno y muchos otros elementos, como el fósforo, el hierro y el magnesio, la desoxigenación tendrá grandes consecuencias. Desempeña un papel vital para muchos organismos y la variedad de animales oceánicos de todo tipo.

La desoxigenación en las aguas subsuperficiales se debe a la disminución de la mezcla oceánica, que es causada por el aumento de la estratificación en el océano superior. [1] Para ilustrar, en el período entre 1970 y 1990, aproximadamente el 15% de la desoxigenación puede explicarse por un aumento de la temperatura y el resto por la reducción del transporte debido a la estratificación. [12] En el período entre 1967 y 2000, la disminución de la concentración de oxígeno en las aguas poco profundas, entre 0 y 300 metros, fue 10 veces más rápida en el océano costero en comparación con el océano abierto. [12] Esto ha llevado a un aumento de las zonas hipóxicas , lo que puede conducir a un cambio en el comportamiento de la flora y fauna acuáticas. El aumento de la estratificación en el océano superior durante la segunda mitad del siglo XXI puede conducir a un desacoplamiento entre la superficie y los océanos más profundos. [14] Este desacoplamiento también puede causar desoxigenación en el océano más profundo, ya que el desacoplamiento hace menos probable que el oxígeno llegue a los océanos más profundos.

Sin embargo, el cambio en la concentración de oxígeno también puede verse influido por cambios en la circulación y los vientos. Y aunque el oxígeno ha disminuido en muchas áreas de los océanos, también puede aumentar localmente, debido a una variedad de influencias sobre el oxígeno. Por ejemplo, entre 1990 y 2000, el oxígeno en la termoclina del océano Índico y el océano Pacífico Sur ha aumentado. [12]

Profundidad de la capa mixta (MLD)

La capa mixta superficial es la capa más superior del océano y está bien mezclada por efectos mecánicos (viento) y térmicos ( convección ). La turbulencia en esta capa ocurre a través de procesos superficiales, por ejemplo, agitación del viento, flujos de calor superficial y evaporación. La capa mixta es inherentemente la capa más conectada a la atmósfera y afecta y es afectada por todos los sistemas climáticos, especialmente aquellos con vientos fuertes como los huracanes. [16]   El calor almacenado en la capa mixta en el Pacífico occidental tropical juega un papel vital en el desarrollo de El Niño.

La profundidad de la capa mixta está asociada a sistemas físicos, químicos y biológicos y es una de las magnitudes más importantes en la parte superior del océano. [16] A lo largo del año, la profundidad de la capa mixta varía. El espesor de la capa aumenta en invierno y disminuye en verano. Si la capa mixta es realmente profunda, menos luz puede llegar al fitoplancton . Se ha demostrado que el fitoplancton es importante en el ciclo global del carbono. [17] Además, dado que el fitoplancton se encuentra en la parte inferior de la cadena alimentaria, una disminución del fitoplancton puede tener consecuencias a gran escala.

Aún no se ha determinado una relación exacta entre un aumento en la estratificación y un cambio en la profundidad de la capa mixta y sigue siendo incierta. Aunque algunos estudios sugieren que una capa mixta más delgada debería acompañar a un océano superior más estratificado, [18] [19] [20] otros trabajos informan de una profundización estacional de la capa mixta desde 1970. [21] Existe literatura que corrobora la afirmación de que en los años de 1970 a 2018, la estratificación en la base de la capa mixta, así como la profundidad de la capa mixta, han aumentado. Contradiciendo este resultado, otra literatura afirma una disminución de la profundidad de la capa mixta en parte como resultado del aumento de la estratificación del océano superior. [22] Se ha encontrado que la capa mixta en la extensión de la corriente de Kuroshio , en el lado oeste del Pacífico Norte, ha disminuido más de 30 metros. Esta reducción es causada por el debilitamiento del viento y una reducción de la mezcla vertical estacional. Además, existen investigaciones que afirman que el calentamiento de la superficie del océano, y por lo tanto un aumento en la estratificación, no significa necesariamente un aumento ni una disminución en la profundidad de la capa mixta. [23] Utilizando los datos GODAS [4] se puede ver que la profundidad de la capa mixta ha aumentado y disminuido con el tiempo.

Entre 1970 y 2018, la profundidad de la capa mixta de verano (MLD) se profundizó un 2,9 ± 0,5% por década (o de 5 a 10 m por década, dependiendo de la región), y el Océano Austral experimentó la mayor profundización. [21] [23] Sin embargo, hay evidencia observacional limitada de que la capa mixta se esté profundizando globalmente, y solo en escenarios de fuertes emisiones de gases de efecto invernadero las profundidades globales de la capa mixta se reducirán en el siglo XXI. [9] Aunque es prácticamente seguro que la estratificación del océano superior aumentará a lo largo del siglo XXI, los científicos expresan poca confianza en cómo evolucionará la profundidad de la capa mixta. [9]

Promedios anuales y cambio en los promedios anuales de la profundidad de la capa mixta de 1980, 2000 y 2020. Este gráfico se generó utilizando los datos GODAS. [4]
Identificación de regiones con aumento y disminución de las medias anuales de la profundidad de la capa mixta de 1980, 2000 y 2020. Este gráfico se generó utilizando los datos de GODAS. [4]

Véase también

Referencias

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