la cinta transportadora global en un mapa de océano continuo
el movimiento de las corrientes superficiales empujadas por el viento es bastante intuitivo. Por ejemplo, el viento produce fácilmente ondulaciones en la superficie de un estanque. Así, los primeros oceanógrafos asumieron que el océano profundo—desprovisto de viento—era perfectamente estático. Sin embargo, la instrumentación moderna muestra que las velocidades actuales en masas de aguas profundas pueden ser significativas (aunque mucho menos que las velocidades superficiales)., En general, las velocidades del agua oceánica van desde fracciones de centímetros por segundo (en la profundidad de los océanos) a veces más de 1 m/s en corrientes superficiales como la corriente del Golfo y Kuroshio.
en el océano profundo, la fuerza impulsora predominante son las diferencias en la densidad, causadas por la salinidad y las variaciones de temperatura (el aumento de la salinidad y la disminución de la temperatura de un fluido aumentan su densidad). A menudo hay confusión sobre los componentes de la circulación que son impulsados por el viento y la densidad., Tenga en cuenta que las corrientes oceánicas debido a las mareas también son significativas en muchos lugares; más prominentes en áreas costeras relativamente poco profundas, las corrientes de marea también pueden ser significativas en el océano profundo. Hay actualmente están pensadas para facilitar los procesos de mezcla, especialmente mezcla diapicna.
la densidad del agua oceánica no es globalmente homogénea, pero varía significativamente y discretamente. Existen límites claramente definidos entre las masas de agua que se forman en la superficie, y posteriormente mantienen su propia identidad dentro del Océano., Pero estos límites agudos no deben imaginarse espacialmente, sino más bien en un diagrama T-S donde se distinguen las masas de agua. Se colocan por encima o por debajo de la otra de acuerdo con su densidad, que depende tanto de la temperatura como de la salinidad.
El agua de mar caliente se expande y, por lo tanto, es menos densa que el agua de mar más fría. El agua más salada es más densa que el agua más fresca porque las sales disueltas llenan los sitios intersticiales entre las moléculas de agua, lo que resulta en más masa por unidad de volumen. Las masas de agua más ligeras flotan sobre las más densas (al igual que un trozo de madera o hielo flotará sobre el agua, véase flotabilidad)., Esto se conoce como «estratificación estable» en oposición a la estratificación inestable (ver frecuencia Brunt-Väisälä) donde las aguas más densas se encuentran sobre aguas menos densas (ver convección o convección profunda necesaria para la formación de masa de agua). Cuando las masas de agua densas se forman por primera vez, no se estratifican de manera estable, por lo que buscan ubicarse en la posición vertical correcta de acuerdo con su densidad. Este movimiento se llama convección, ordena la estratificación por gravitación., Impulsado por los gradientes de densidad, esto establece la principal fuerza impulsora detrás de las corrientes oceánicas profundas, como la corriente fronteriza Occidental profunda (DWBC).
la circulación termohalina es impulsada principalmente por la formación de masas de aguas profundas en el Atlántico Norte y el Océano Austral causadas por diferencias en la temperatura y salinidad del agua.Este modelo fue descrito por Henry Stommel y Arnold B. Arons en 1960 y es conocido como el modelo de caja Stommel-Arons para el MOC.,
formación de masas de aguas profundaseditar
las masas de agua densas que se hunden en las cuencas profundas se forman en áreas bastante específicas del Atlántico Norte y el Océano Austral. En el Atlántico Norte, el agua de mar en la superficie del océano se enfría intensamente por el viento y las bajas temperaturas del aire ambiente. El viento que se mueve sobre el agua también produce una gran evaporación, lo que lleva a una disminución de la temperatura, llamada enfriamiento evaporativo relacionado con el calor latente., La evaporación solo elimina las moléculas de agua, lo que resulta en un aumento en la salinidad del agua de mar dejada atrás, y por lo tanto un aumento en la densidad de la masa de agua junto con la disminución de la temperatura. En el mar Noruego predomina el enfriamiento evaporativo, y la masa de agua que se hunde, las aguas profundas del Atlántico Norte (NADW), llena la cuenca y se derrama hacia el sur a través de grietas en los travesaños submarinos que conectan Groenlandia, Islandia y Gran Bretaña, que se conocen como la Cordillera Groenlandia-Escocia., Luego fluye muy lentamente hacia las profundas llanuras abisales del Atlántico, siempre en dirección sur. El flujo desde la cuenca del Océano Ártico hacia el Pacífico, sin embargo, está bloqueado por las estrechas aguas poco profundas del Estrecho de Bering.
efecto de la temperatura y la salinidad sobre la densidad máxima del agua de mar y la temperatura de congelación del agua de mar.
en el Océano Austral, fuertes vientos katabáticos que soplan desde el continente Antártico hacia las plataformas de hielo soplarán el hielo marino recién formado, abriendo polinyas a lo largo de la costa., El océano, ya no protegido por el hielo marino, sufre un enfriamiento brutal y fuerte (véase polynya). Mientras tanto, el hielo marino comienza a reformarse, por lo que las aguas superficiales también se vuelven más saladas, por lo tanto, muy densas. De hecho, la formación de hielo marino contribuye a un aumento de la salinidad del agua de mar superficial; la salmuera más salada se deja atrás a medida que el hielo marino se forma a su alrededor (el agua pura se congela preferentemente). El aumento de la salinidad reduce el punto de congelación del agua de mar, por lo que la salmuera líquida fría se forma en inclusiones dentro de un panal de hielo., La salmuera derrite progresivamente el hielo justo debajo de ella, eventualmente goteando fuera de la matriz de hielo y hundiéndose. Este proceso se conoce como rechazo de salmuera.
el agua del fondo Antártico resultante (AABW) se hunde y fluye hacia el norte y el este, pero es tan densa que en realidad desborda el NADW. El AABW formado en el mar de Weddell llenará principalmente las cuencas del Atlántico y la India, mientras que el aabw formado en el mar de Ross fluirá hacia el Océano Pacífico.,
las densas masas de agua formadas por estos procesos fluyen cuesta abajo en el fondo del océano, como una corriente dentro del fluido menos denso circundante, y llenan las cuencas de los mares polares. Al igual que los valles fluviales dirigen arroyos y ríos en los continentes, la topografía del fondo limita las masas de agua profundas y de fondo.
tenga en cuenta que, a diferencia del agua dulce, el agua de mar no tiene una densidad máxima a 4 °C, pero se vuelve más densa a medida que se enfría hasta su punto de congelación de aproximadamente -1.8 °C. Este punto de congelación es, sin embargo, una función de la salinidad y la presión y, por lo tanto, -1.,8 °C no es una temperatura de congelación general para el agua de Mar (Ver diagrama a la derecha).
Movimiento de aguas profundas massesEdit
Superficie el agua fluye hacia el norte y se hunde en el denso mar cerca de Islandia y Groenlandia. Se une a la circulación termohalina global en el Océano Índico, y la corriente Circumpolar Antártica.,
la formación y el movimiento de las masas de agua profunda en el Océano Atlántico Norte, crea masas de agua que se hunden que llenan la cuenca y fluyen muy lentamente hacia las llanuras abisales profundas del Atlántico. Este enfriamiento de alta latitud y el calentamiento de baja latitud impulsan el movimiento del agua profunda en un flujo polar hacia el sur. Las aguas profundas fluyen a través de la cuenca del Océano Antártico alrededor de Sudáfrica, donde se divide en dos rutas: una en el Océano Índico y otra más allá de Australia en el Pacífico.,
en el Océano Índico, parte del agua fría y salada del Atlántico, atraída por el flujo de agua oceánica superior más cálida y fresca del Pacífico tropical, causa un intercambio vertical de agua densa y que se hunde con agua más ligera arriba. Se conoce como vuelco. En el Océano Pacífico, el resto del agua fría y salada del Atlántico sufre forzamiento de Halina, y se vuelve más cálida y fresca más rápidamente.,
el flujo submarino del agua fría y salada hace que el nivel del Mar del Atlántico sea ligeramente más bajo que el Pacífico y la salinidad o halinidad del agua en el Atlántico más alta que el Pacífico. Esto genera un flujo grande pero lento de agua oceánica superior más cálida y fresca desde el Pacífico tropical hasta el Océano Índico a través del archipiélago indonesio para reemplazar el agua fría y salada del fondo Antártico. Esto también se conoce como’ forzamiento de Halina ‘ (ganancia neta de agua dulce en latitudes altas y evaporación en latitudes bajas)., Esta agua más cálida y fresca del Pacífico fluye a través del Atlántico Sur hasta Groenlandia, donde se enfría y se enfría por evaporación y se hunde en el fondo del Océano, proporcionando una circulación termohalina continua.
por lo tanto, un nombre reciente y popular para la circulación termohalina, enfatizando la naturaleza vertical y el carácter Polo a polo de este tipo de circulación oceánica, es la circulación de vuelco meridional.
estimación Cuantitativaeditar
Las estimaciones directas de la fuerza de la circulación termohalina se han hecho en 26.,5 ° N en el Atlántico Norte desde 2004 por el programa RAPID Reino Unido-Estados Unidos. Mediante la combinación de estimaciones directas del transporte oceánico utilizando medidores de corriente y mediciones de cables submarinos con estimaciones de la corriente geostrófica a partir de mediciones de temperatura y salinidad, el programa RAPID proporciona estimaciones continuas, a profundidad completa y en toda la base de la circulación termohalina o, más exactamente, de la circulación de vuelco meridional.,
Las masas de aguas profundas que participan en el MOC tienen firmas químicas, de temperatura e isotópicas y se pueden rastrear, calcular su caudal y determinar su edad.Estos incluyen proporciones de 231Pa / 230A.