Estratificación del océano

Estratificación de los océanos es la separación natural del agua de un océano en capas horizontales por densidad, que generalmente es estable porque el agua caliente flota sobre el agua fría y el calentamiento se debe principalmente a la sol, lo que refuerza esa disposición. La estratificación se reduce mediante la mezcla mecánica impulsada por el viento, pero se refuerza mediante la convección (el agua caliente sube, el agua fría desciende). La estratificación se produce en todas las cuencas oceánicas y también en otras masas 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. La capa mixta superficial es la capa más superficial del océano y está bien mezclada por efectos mecánicos (viento) y térmicos (convección). El cambio climático está provocando que aumente la estratificación de la capa superior del océano.

Debido a las corrientes ascendentes y descendentes, ambas impulsadas por el viento, se puede producir una mezcla de diferentes capas mediante el ascenso de agua fría rica en nutrientes y el hundimiento de agua cálida, respectivamente. Generalmente, las capas se basan en la densidad del agua: el agua más pesada y, por tanto, más densa, se encuentra 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.

Entre 1960 y 2018, la estratificación de la capa superior del océano aumentó entre un 0,7% y un 1,2% por década debido al cambio climático. 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. En las últimas décadas, 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. Los océanos australes (al sur de 30°S) experimentaron la tasa de estratificación más fuerte desde 1960, seguidos por los océanos Pacífico, Atlántico e Índico. La creciente estratificación se ve afectada predominantemente por los cambios en la temperatura del océano; la salinidad sólo juega un papel local.

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

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

La densidad del agua oceánica se describe en la fórmula de la UNESCO como: $${\displaystyle \rho ={\frac {\rho (S,T,0)}{1-{\frac {C}}}$$Los términos en esta fórmula, densidad cuando la presión es cero, ${\displaystyle \rho (S,T,0)}$, y un término que implica la compresibilidad del agua, ${\displaystyle K(S,T,p)}$, son ambos fuertemente dependientes de la temperatura y menos dependientes de la salinidad:$${\displaystyle {\begin{aligned}\rho (S,T,0)=\rho _{SMOW}+B_{1}S+C_{1}S^{1.5}+d_{0}S^{2}, limit\qquad K(S,T,p)=K(S,T,0)+A_{1}p+B_2}$$

con:$${\displaystyle {\begin{aligned}{} {\f} {\fnMicrosoft}} {\fn}} {\fn}}} {\fnK}}}} {\fnK}}}}}} ##### {2}########################################################################################################################################################################################################################################################$$y$$### {2}{0} {0} {0} {0}$$En estas fórmulas, todas las letras pequeñas, ${\displaystyle a_{i},b_{i},c_{i},d_{0},e_{i},f_{i},g_{i},i_{i},j_{0},h_{i},m_{i}$ y ${\textstyle k_{i}$ son constantes que se definen en el Apéndice A de un libro sobre las olas de gravedad interna, publicado en 2015.

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 GODAS. En los gráficos de temperatura superficial, salinidad y densidad, se puede observar que los lugares con el agua más fría, en los polos, son también los lugares con mayor densidad. Por otro lado, las regiones con mayor salinidad no son las regiones con mayor densidad, lo que significa que la temperatura contribuye en gran medida a la densidad de los océanos. Un ejemplo específico es el Mar Arábigo.

La estratificación del océano 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 Buoyancy, ${\displaystyle N}$, representa la frecuencia intrínseca de las ondas de gravedad interna. Esto significa que el agua que se desplaza verticalmente tiende a rebotar hacia arriba y hacia abajo con esa frecuencia.

La frecuencia de Buoyancy se define como sigue:$${\displaystyle ¿Qué? }$$Aquí, ${\displaystyle g}$ es la constante gravitacional, ${\displaystyle \rho _{0}$ es una densidad de referencia y ${\displaystyle \rho }$ es la densidad potencial dependiendo de la temperatura y la salinidad como se discutió anteriormente. Se considera que el agua tiene una estratificación estable ${\displaystyle \partial \rho /\partial z 0 made0}$, que conduce a un valor real de ${\displaystyle N}$. El océano es típicamente estable y el correspondiente ${\displaystyle N}$- los valores en el océano se encuentran entre aproximadamente ${\displaystyle 10^{-4}$ en el océano abismo y ${\displaystyle 10^{-3}$ en las partes superiores del océano. El período de Buoyancy se define como ${\displaystyle 1/N}$. Correspondiendo a los valores anteriores, este período normalmente toma valores entre aproximadamente 10 y 100 minutos. En algunas partes del océano aparece una estratificación inestable que conduce a la convección.

Si la estratificación en una columna de agua aumenta, lo que implica un aumento del valor ${\displaystyle N^{2}$, mezcla turbulenta y por lo tanto la viscosidad eddy disminuirá. Furthermore, an increase of ${\displaystyle N^{2}$, implica un aumento de ${\displaystyle TENIDO\partial \rho /\partial z$, lo que significa que la diferencia de densidades en esta columna de agua también aumenta. Durante todo el 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 estar vinculada con las fuertes variaciones de la profundidad termoclina en el Pacífico ecuatorial oriental.

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

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. La configuración estratificada del océano puede actuar como una barrera para la mezcla del agua, lo que afecta la eficiencia de los intercambios verticales de calor, carbono, oxígeno y otros componentes. Por tanto, la estratificación es un elemento central del sistema climático de la Tierra. La estratificación mundial de las capas superiores del océano continuó su tendencia creciente en 2022 y estuvo entre las siete mayores registradas.

En las últimas décadas, la estratificación en todas las cuencas oceánicas ha aumentado. Además, los océanos australes (al sur de 30°S) experimentaron la mayor tasa de estratificación desde 1960, seguidos por el océano Pacífico, el océano Atlántico y el océano Índico. Cuando la capa superior del océano se vuelve más estratificada, 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 finales del siglo XXI siguen siendo controvertidos. Las regiones con las capas mixtas más profundas actualmente están asociadas con el mayor bajío de capas mixtas, particularmente la cuenca del Atlántico Norte y del Océano Austral.

Al observar los datos GODAS proporcionados por NOAA/OAR/ESRL PSL, las frecuencias de flotabilidad se pueden encontrar 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 poder verlo 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 estratificación entre los años 1980, 2000 y 2020. Es posible ver que el cambio en la estratificación es de hecho el mayor en el primer A 500 metros del océano. A partir de aproximadamente 1000 metros en el océano, la estratificación converge hacia un valor estable y el cambio en la estratificación se vuelve casi inexistente.

En muchos artículos científicos, revistas y blogs se afirma que la estratificación ha aumentado en todas las cuencas oceánicas (por ejemplo, en Ecomagazine.com y NCAR & UCAR News). En la siguiente figura se han representado las tendencias del cambio de estratificación en todas las cuencas oceánicas. Estos datos muestran que con el paso de los años la estratificación ha aumentado drásticamente. Los cambios en la estratificación son mayores en el Océano Austral, seguido del Océano Pacífico. En el Océano Pacífico, el aumento de la estratificación en el ecuatorial oriental ha sido mayor que en el ecuatorial occidental. 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.

El cambio de temperatura domina la creciente estratificación, mientras que la salinidad sólo juega un papel local. El océano tiene una extraordinaria capacidad para almacenar y transportar grandes cantidades de calor, carbono y agua dulce. Aunque aproximadamente el 70% de la superficie de la Tierra está compuesta de 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 inicialmente es absorbido por la superficie. 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 nuevamente es absorbida por los océanos, lo que lleva a un aumento en la cantidad de calor almacenado por los océanos. El aumento de temperatura de los océanos es bastante lento en comparación con la atmósfera.

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

Existe evidencia limitada de que las diferencias estacionales en la estratificación hayan aumentado a lo largo de los años.

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

La evaporación hace que el agua se vuelva más salina y, por tanto, más densa. La precipitación tiene el efecto contrario, ya que disminuye la densidad del agua superficial. Por 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 desempeña un papel importante en las regiones del giro subtropical, del Pacífico norte (este), del Atlántico norte y del Ártico.

En el Ártico, la disminución de la salinidad y, por tanto, de la densidad, puede explicarse 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 actuales emisiones de carbono.

Una disminución del oxígeno disuelto y, por tanto, del suministro de oxígeno al interior del océano, es un efecto probable del aumento de la estratificación en la parte superior del océano. 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 una variedad de animales marinos de todo tipo.

La desoxigenación en las aguas subterráneas se debe a la disminución de la mezcla de los océanos, que es causada por el aumento de la estratificación en la parte superior del océano. A modo de ejemplo, en el período comprendido entre 1970 y 1990, aproximadamente el 15% de la desoxigenación puede explicarse por un aumento de temperatura y el resto por una reducción del transporte debido a la estratificación. En el período comprendido 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. Esto ha provocado un aumento de las zonas hipóxicas, lo que puede provocar un cambio en el comportamiento de la flora y fauna acuática. El aumento de la estratificación en la superficie del océano durante la segunda mitad del siglo XXI puede provocar un desacoplamiento entre la superficie y los océanos más profundos. Este desacoplamiento también puede causar desoxigenación en el océano más profundo, ya que el desacoplamiento hace que sea menos probable que el oxígeno llegue a los océanos más profundos.

Sin embargo, el cambio en la concentración de oxígeno también puede verse influenciado por cambios en la circulación y los vientos. Y aunque el oxígeno ha disminuido en muchas zonas de los océanos, también puede aumentar localmente, debido a diversas influencias sobre el oxígeno. Por ejemplo, entre 1990 y 2000, el oxígeno en la termoclina del Océano Índico y del Océano Pacífico Sur aumentó.

La capa mixta superficial es la capa más superficial del océano y está bien mezclada por efectos mecánicos (viento) y térmicos (convección). La turbulencia en esta capa se produce a través de procesos superficiales, por ejemplo, la agitación del viento, los flujos de calor en la superficie y la 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. . El calor almacenado en la capa mixta del Pacífico occidental tropical desempeña un papel vital en el desarrollo de El Niño.

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

Aún no se ha determinado y sigue siendo incierta una relación exacta entre un aumento en la estratificación y un cambio en la profundidad de la capa de mezcla. Aunque algunos estudios sugieren que una capa mixta más delgada debería acompañar a una capa superior del océano más estratificada, otros trabajos informan de una profundización estacional de la capa mixta desde 1970. Existe literatura que respalda la afirmación de que en los años de 1970 a 2018, la estratificación en la base de La capa de mezcla y la profundidad de la capa de mezcla han aumentado. En contradicción con este resultado, otra literatura afirma una disminución de la profundidad de la capa de mezcla como resultado en parte del aumento de la estratificación de la capa superior del océano. Se ha comprobado que la capa de mezcla en la extensión de la Corriente de Kuroshio, en el lado oeste del Pacífico Norte, ha disminuido más de 30 metros. Este cardumen es causado 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 tanto un aumento de la estratificación, no significa necesariamente un aumento ni una disminución de la profundidad de la capa de mezcla. Utilizando los datos GODAS se puede ver que la profundidad de la capa mezclada ha aumentado y disminuido con el tiempo.

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

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