Circulació termohalina
En oceanografia física es denomina circulació termohalina (CTH) a la part de la circulació oceànica a gran escala determinada pels gradient de densitat globals, resultat del balanç de calor superficial i els fluix d'aigua dolça. És important per la seua participació en el transport net de calor des de latitut tropicals cap a polars i la seua influència sobre el clima terrestre.
La circulació termohalina es coneix a sovint com la «corrent transportadora oceànica», la «gran corrent transportadora oceànica» o la «corrent transportadora global», un terme falcat pel científic climàtic Wallace Smith Broecker.[1][2]
També es coneix com a circulació meridional de tornada, o MOC, un nom utilisat per a indicar que els patrons de circulació causats pels gradient de temperatura i salinitat no formen necessàriament partix d'una única circulació global. Açò es deu, en part, a la dificultat de separar les parts de la circulació impulsades per la temperatura i la salinitat de les afectades per factors com el vent i la força de les marees.Plantilla:Capes oceàniques
L'adjectiu «termohalino» deriva de les paraules gregues θερμός thermós («calenta», temperatura) i ἅλς háls («sal», salinitat), factors que en conjunt determinen la densitat de l'aigua de mar. La temperatura i la salinitat determinen conjuntament la densitat de l'aigua marina: la densitat disminuïx a mida que aumenta la temperatura i aumenta en la salinitat. En algunes regions, especialment en latitut altes, les aigües superficials es gelen i es tornen més salades per l'evaporament i la formació de gèl marí. Durant la formació del gèl marí, la sal s'expulsa a l'aigua circumdant, lo que aumenta la seua densitat. Estos processos poden fer que les aigües superficials s'afonen, formant masses d'aigua profundes i de fondo.
En general, la circulació global associada als processos termohalinos pot descriure's com un sistema en el que les aigües superficials relativament càlides es transformen en aigües profundes fredes i denses en regions específiques, mentres que les aigües profundes retornen gradualment a la superfície en atres llocs. Esta circulació transporta calor, substàncies dissoltes i gasos per tot l'oceà i contribuïx a que els oceans de la Terra siguen un sistema global conectat.
En l'Atlàntic Nort, les aigües superficials càlides i salades transportades cap als pols per corrents com la del Golf perden calor cap a l'atmòsfera i es transformen en aigües més fredes i denses que s'afonen en les profunditats, formant les aigües profundes de l'Atlàntic Nort. Estes aigües denses s'estenen llentament per les conques oceàniques, mesclant-se en les aigües circumdants i contribuint a l'intercanvi a gran escala entre conques. Gran part de la tornada de les aigües profundes a la superfície es produïx en l'Oceà Austral, mentres que les aigües profundes més antigues es troben en el Pacífic Nort.
Les corrents marines actuen com a reguladors tèrmics. Es diu que les corrents del món funcionen com un «cinturó termohalino», puix la circulació profunda està regulada per diferències de densitat regides principalment per salinitat i temperatura. La circulació marina en general és un sistema complex en el que interactuen atmòsfera i oceà: l'oceà capta radiació i, per l'alta calor específica de l'aigua, reté la calor absorbida; l'atmòsfera, en els seus vents, genera corrents superficials.
Un aument de l'entrada d'aigua dolça en la superfície de l'Atlàntic Nort pot reduir la densitat de l'aigua superficial i debilitar la formació d'aigües profundes, lo que podria provocar una ralentisació significativa de la circulació termohalina. Per esta raó, la circulació termohalina seguix sent un element clau per a comprendre els canvis passats i futurs del clima de la Terra.
Plantejament general
[editar | editar còdic]
El moviment de corrents superficials espentades pel vent és intuïtiu (p. eix., el vent produïx ones en la superfície d'un estany). Per això, els primers oceanógrafos assumien que l'oceà profunt —sense vent— era estàtic. No obstant, instrumentació moderna mostra que les velocitats en masses d'aigua profundes poden ser significatives (encara que molt menors que en superfície). En general, les velocitats oceàniques oscilen entre fraccions de cm/s en profunditat i >1 m/s en corrents superficials com la corrent del Golf i la Kuroshio.
En l'oceà profunt, la força motriu predominant són les diferències de densitat, causades per variacions de salinitat i temperatura (aumentar la salinitat i disminuir la temperatura incrementa la densitat). A sovint hi ha confusió sobre quins components estan impulsats per vent i quins per densitat.[3][4] Les corrents degudes a les marees també són importants en molts llocs; encara que dominen en zones costeres someras, poden ser rellevants en profunditat en facilitar la mescla, especialment la mescla diapícnica.[5]
La densitat de l'aigua oceànica no és homogénea globalment, sino que varia de forma significativa. Existixen llímits entre masses d'aigua formades en superfície que posteriorment mantenen la seua identitat en l'interior. Estes «fronteres» es visualisen millor en el diagrama T–S, a on es distinguixen masses d'aigua segons la seua densitat. Les més llaugeres suren sobre les denses (vejau flotabilitat); esta «estratificació estable» contrasta en l'inestable (vejau freqüència de Brunt-Väisälä), en la que aigües més denses yacer sobre menys denses, donant lloc a convecció profunda durant la formació de masses d'aigua. Impulsada per gradient de densitat, la convecció és la força principal de corrents profundes com la corrent limítrofa occidental profunda (DWBC).
La circulació termohalina està impulsada principalment per la formació de masses d'aigua profundes en l'Atlàntic Nort i l'oceà Antàrtic per diferències de temperatura i salinitat. Este esquema va ser descrit per Henry Stommel i Arnold B. Arons (1960), conegut com el model de caixa de Stommel-Arons per a la MOC.[6]
La formació de masses d'aigua profundes
[editar | editar còdic]Les masses més denses que se sumergixen en les profunditats de l'oceà es formen en zones definides de l'Atlàntic Nort i l'oceà Antàrtic. L'evaporament forçat per vents frets té dos efectes: disminuïx la temperatura (refredat per evaporament) i aumenta la salinitat.
El refredat intens en la mar a l'oest de Noruega favorix l'afonament de masses que fluïxen cap al sur a lo llarc dels llindars entre Groenlàndia, Islàndia i Gran Bretanya fins al fondo de l'Atlàntic. Per un atre costat, el fluix des de l'Àrtic cap al Pacífic està bloquejat per les aigües someras del estret de Bering.
Al voltant de l'Antàrtida, la formació de gèl marí complix un paper fonamental. A mida que el gèl marí es forma, expulsa salmorra cap a l'aigua subjacent, lo que aumenta la seua salinitat i densitat. Este procés es coneix com a rebuig de salmorra.[7] L'aigua de mar es torna més densa a mida que es gela fins a alcançar el seu punt de congelació (aproximadament −1,8 °C en una salinitat promig). Açò contrasta en l'aigua dolça, que alcança la seua màxima densitat als 4 °C.[8][9]
Combinat en un refredat intens i la presència de polinias costeres (àrees de mar oberta rodejades de gèl), este procés genera aigües de plataforma extremadament denses que s'afonen i descendixen per la pendent continental per a formar l'Aigua de Fondo Antàrtica (AABW, per les seues sigles en anglés).[10] Esta aigua densa es desplaça cap al nort a lo llarc del fondo oceànic i finalment ocupa gran part de les profunditats de l'oceà global, ubicant-se per baix de l'Aigua Profunda de l'Atlàntic Nort (NADW per les seues sigles en anglés), que és llaugerament menys densa.
Referències
[editar | editar còdic]- ↑ Oceanography.4(2)
- 79–89.ISSN 1042-8275.doi:10.5670/oceanog.1991.07.Consultat el 2026-02-05.
- ↑ «La cinta transportadora oceànica: el motor del clima global» (en és). Fundació Molt Interessant. Consultat el 2026-02-05.
- ↑ Wyrtki, K. (1961). “La circulació termohalina en relació en la circulació general dels oceans”. Deep-Siga Research 8 (1): 39-64. doi:. Bibcode: 1961DSR.....8...39W.
- ↑ «¿Reducció de la corrent del Golf?» (en en). RealClimate. Consultat el 2024-05-21.
- ↑ Eden, Carsten (2012). Ocean Dynamics, Springer, pp. 177. ISBN 978-3-642-23449-1.
- ↑ Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). Sobre la circulació abissal de l'oceà mundial. I. Patrons de fluix planetari estacionario en una esfera. Deep-Siga Research, 6, 140-154.
- ↑ Climate of the Past.18(8)
- 1729–1756.ISSN 1814-9324.doi:10.5194/cp-18-1729-2022.Consultat el 2026-02-09.
- ↑ Pawlowicz, R. (2013) Key Physical Variables in the Ocean: Temperature, Salinity, and Density. Nature Education Knowledge 4(4):13
- ↑ Geophysical Research Letters.49(10)ISSN 0094-8276.doi:10.1029/2021GL095748.Consultat el 2026-02-09.
- ↑ Climate of the Past.18(8)
- 1729–1756.ISSN 1814-9324.doi:10.5194/cp-18-1729-2022.Consultat el 2026-02-09.
- Este artícul conté una traducció derivada de «Circulación termohalina» de Wikipedia en castellà publicada baix la Llicència de documentació lliure de GNU i la Llicència Creative Commons Reconeiximent-CompartirIgual 4.0 Internacional.