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Mecanismos y Patrones de la Circulación Oceánica profunda
Antonio García-OlivaresInstitut de Ciències del Mar, CSIC, Barcelona
Circulación Oceánica y Clima
• La atm es continuamente inestabilizada al ser calentada desde abajo �– Movimientos advectivos verticales– turbulencia
• El océano es calentado desde arriba �– generalmente estable y poco turbulento
verticalmente
La superficie mezclada versus el interior oceánico
Potential density
-Estratificación: Gradiente densidad potencial (densidad tras descontar la compresión)-Capa de mezcla: alta turbulencia, estratificación nula, alta T, baja densidad, alta mezcla-Termoclina: Alta estratificación, barrera a la difusión hacia arriba de CO2, sales, T-Océano profundo: débilmente turbulento, débilmente estratificado
• Movimientos oceánicos:– Corrientes de superficie (vientos y grad
densidad): reparto desigual de la energía solar
– Circulación profunda (turbulencia, vientos, grad densidad): idem
– Mareas (energía gravitacional de la Luna)– Tsunamis (liberación de energía interna
terrestre)
La circulación vertical
• If the stratification in the ocean was very strong and never disrupted, decomposition processes in the bottom waters would consume all of the oxygen and we would find only bacteria and viruses that can live without oxygen
• It is evident that the bottom waters must be re-supplied with oxygen from the atmosphere from some large-scale water motion or circulation in the oceans.
• De qué dependen:
– La estratificación– Las tasas de circulación del agua profunda – El intercambio entre superficie y abismo?
�Trabajos de Sandström (1874-1947)
- La inestabilidad provocada por un foco térmico frío en la superficie sólo provocaun llenado transitorio de agua fría hacia el fondo- Entre una placa cálida y otra fría en superficie sólo hay una débil circulación superficial, sobre un abismo frío
0)(/0)(/ 32141432 >−−=<−−=−= ∫∫∫ →→→→ dpdtdWdpdpdtdWC
ααααα
La dilatación debe producirse a mayor p (más profundidad) que la contracción térmica
El área de un ciclo p(V) es la integral de p dV pero tb puede calcularse con v(p) y la integral de -v dp
Océano actual
Potential temperature section 25ºW (Atlantic) – WOCE A16 65ºN – 55ºS
NS
- No muy diferente de lo previsto por advección horizontal- Isotermas e isopicnas de fondo en contacto con la superficie de latitudes altas
Pero: Se observa una vigorosa corriente profunda de unos 16 Sv en el N
• Para que pueda haber una celda profunda activa bajo la superficial, tiene que haber una fuente de energía E igual a la E perdida por rozamiento viscoso
• Una de esas fuentes es la producción de KTE. Una fracción γ no se disipa sino que intercambia cubitos de densidad diferente en la picnoclina, creando Ep
� Habría que entender la situación real como resultado de tres procesos :
1. La inestabilidad convectiva en latitudes altas ha llenado el abismo de aguas frías, a T = Tartic = 2 – 2,5ºC hasta cerca de la superficie
2. La turbulencia trae dV de alta ρ arriba y dV de baja ρ abajo, que puede ascender dejando un hueco para dV laterales de alta ρ (corriente profunda)
3. El W de vientos en los upwellings sube dV de alta ρ, dejando huecos análogos
� Nuevos hundimientos de agua profunda se pueden producir sólo si se producen esos huecos (“buoyancy”) gracias a 2 y 3
The effect of winds on the vertical movement of wat er
Upwelling along the coast caused by Ekman transport of waters (waters move to the right of the wind).The waters moved offshore are replaced by waters from below. This brings cold, nutrient rich waters to the surface
Downwelling caused by Ekman transport onshore (movement of water to the right of the wind direction).
- Upwelling more frequent in coasts around gyres
-Upwelling in equator: divergencia de vientos
-Provocan afloramientos de agua subsuperficial
Si sólo hay difusión:Modelo de Munk, 1966:-En estado estacionario de la picnoclina: -la advección de ρρρρ hacia arriba debe igualar la difusión de ρ hacia arriba:
- w y k son parámetros independientes, en este modelo- w y ρ en distintas z pueden medirse- ajustando a la ec. anterior por mínimos cuadrados, se puede estimar k
-Se obtiene: w = 0.7 E -7 m/s (25 Sv), k = 1 cm 2 /s
-Medidas de microestructura y lanzamiento de trazadores pelágicos dan:kp = k / 10
- k >> kp se observan cerca de las plataformas, en islas, promontorios del fondo,y dorsales centrooceánicas
HRP Highlights: Deep ocean mixing
controlled by topography ….
Causas de dependencia entre Q(t) y estado climático
1. En los estadiales, la banda de westerlies australes estácorrida hacia el ecuador � menor wind-stress sobre el paso de Drake � menor upwelling de aguas profundas
2. En un océano muy estratificado (estadiales) la tasa de mezcla turbulenta del agua profunda hacia arriba debe disminuir, para una tasa de producción de KTE cte
3. En estadiales el V oceánico es menor � mayor efecto de las mareas en la producción de KTE. Pero 1 + 2 >> 3
Explicación de (2):� La tasa a la que la que la Ep debe ser añadida para subir agua de fondo que
está siendo formada con caudal Q es:
a)(picnoclin de cambio del típicaaltura la es donde ρρ hghQE p ∆≈&
- Si εεεε = cte �1)( −∆≈ ρQ
-Análogamente, si hay un estado estacionario entre mezcla vertical y formaciónde aguas profundas Q, toda la subida de la picnoclina derivada de Q debe ser eliminada por una difusión de densidad hacia la superficie:
Que escala como: w / h = k / h2
O bien: k = w h = (Q / A) h
Por tanto: Q = k A / h . Sustituyendo en (1): gAkEp ρ∆≈&
CONCLUSIÓN: Si la potencia de KTE es cte (mareas y esfuerzos de viento)entonces las tasas de mezcla vertical deben ser inversamente proporcionalesa las diferencias de densidad - Evidencias de aguas profundas peor ventiladas en el LGM
KTE de global disipacióny producción la es y
efficiency mixing la es 2.0)( donde
εγγε ≅= RiEp
&
Para la dependencia entre Q y k : análisis del caudal superficial que cierra el bucle
Geostrofía: Aproximación “viento térmico”:
ρρρρ
ρρ yzyyzzz
gppufgp ∂=∂∂−=
∂−∂=∂⇒+−=∂
000
0 )(11
)(
Que escala como: donde suponemos: Ly = Lx = L
Además, la profundidad D de picnoclina escala como:
� Y si suponemos isotropía horizontal:
� � U / L = W / D
La solución del sist de 3 ecs (en U, D y W) es:
v
uL
La situación es más compleja: Una parte de la energía la aporta el viento en el upwelling de latitudes del paso de Drake
-En latitudes de Drake el agua superficial no tienecosta oriental sobre la que acumularse-No hay gradiente de p que devuelva atrás y haciael continente el agua � recirculación superficialdel upwelling es más costosa que la profunda-Hay orografía bajo 2500 m-El agua puede volver en profundidad al S-El agua es extraida desde esa zona, y para retornar a esas profundidades, debe densificarse de nuevo hasta densidades de fondo-Lo consigue sólo tras pasar por el N
(Klinger et al, 2004)
Agua densa
Un modelo realista debeIncluir:- Mezcla diapicna- Upwelling austral
Gnanadesikan (1999):Upwelling Ts y mixing Tuconducen la convección Tn
PROY: Mejorar el modelo de Gnanadesikan
• Si hay elevación de agua densa por mezcla turbulenta y por upwelling, entonces puede haber descenso de agua densa que la sustituya.
• Este descenso se producirá primero en los lugares con formación de aguas superficiales más densas
Deep Water Circulation
- Currently, deep waters are "formed" where the air temperatures are cold and where the salinity of the surface waters are relatively high .
- The combinations of salinity and cold temperatures make the water denser and cause it to sink to the bottom.
The Gulf Stream carries salt into the high latitude North Atlantic where the water cools. The cooling and the added salt (sea ice formation) cause the waters to sink in the Norwegian Sea. The formation of Atlantic Deep Water is 15 Sv.
• En el Océano Indico las aguas superficiales son demasiado cálidas para hundirse: latitud
• En el Pacífico Norte las aguas son frías, pero no suficientemente saladas para hundirse.
• Causa: Los vientos medios que rodean al planeta son interceptados por las cadenas montañosas N-S de América (Rocosas y Andes) y descargan su humedad. La nieve y lluvia resultantes drenan hacia el Pacífico, devolviendole una gran parte del agua dulce.
• En el Atlántico N las aguas son más salinas que la media.
• Causas: – A) Una parte de la evaporación cruza el istmo de
Panamá y precipita en aguas del Pacífico. – B) El Mediterráneo– C) Ausencia de cadenas montañosas alrededor de la
cuenca � vapor hacia Asia que abandona la cuenca
Salinidad oceánica en superficie (en gramos de sal por kg de agua)
Formación de aguas profundas (NADW) entre Groenlandia, Islandia y Noruega
-El hundimiento se produce en: -Zonas de rotación cilónica, donde la picnoclina es succionada arriba por el bombeo de Ekman yla superficie hacia abajo-Aguas muy salinas del S que se mezclan con aguas del N procedentes de la formación de hielo-Regiones de vientos invernales fríos e intensos-Mar de Noruega (entre Greenland y Norway, al N de Iceland)
Fram Strait
Formación de hielo marino y salmuera sobre la plata forma antártica(mar de Wedell y mar de Ross)
Dominante en los inicios de las eras glaciales. Hoy, entre 2 Sv y 9 Sv. En épocas más frías, hasta 15 Sv
El agua se contrae entre 0º y -1.9º C �Se enfría en superficie y se hunde. Sólo cuando toda lacolumna está a -1.9º C comienza la congelación por arriba.Esto sólo puede ocurrir en columnas poco profundas, no en mar abierto
Mar de RossExtensión: Península Ibérica
En el Cretácico es probable que el agua profunda de los océanos se formase en áreas tropicales. Allí el agua se hundía por la fuerte salinidad que adquiría debido a la evaporación (algo semejante a lo que ocurre hoy, a pequeña escala, en el Mediterráneo).
Por el contrario, en la actualidad, casi toda el agua profunda de los océanos, mucho más fría, se forma en mares de latitudes altas, en donde el agua se densifica por la frialdad que adquiere al llegar allá y porque se saliniza al formarse el hielo estacional
La circulLa circul ··lacilaci óó termohalina o MOC:termohalina o MOC:
- Each time the Conveyor has shifted gears, it has caused significant global temperature changes within decades, large-scale wind shifts, fluctuations in atmospheric dust levels and glacial advances or retreats (Broecker ).
- The Conveyor "is the Achilles heel of the climate system“…”The record ... indicates that this current has not run steadily, but jumped from one mode of operation to another.
-The changes in climate associated with these jumps have now been shown to be large, abrupt and global."
- Today, the driving force of the Conveyor is the cold, salty water of the North Atlantic Ocean.
Intermitencia en el funcionamiento del AMOC
Histéresis del AMOC
from Rahmstorf, Nature, 1995
- El Atlantic MOC es muy sensible al input de agua dulce en el N (precipitaciones y ríos)
-Posibilidad de que el sistema de corrientes termohalinas presente inestabilidades internas, y que responda a un cierto comportamiento caótico.
-Podría ocurrir que, si la cinta alcanzase demasiada velocidad, el intervalo de tiempo que la masa de agua superficial tiene para evaporar agua sería menor. Disminuiría el total evaporado y, en consecuencia, disminuiría también la salinidad y densidad de la Corriente del Golfo, con lo que ya no sería tan eficiente el motor de hundimiento de agua en los Mares Nórdicos.
-La cinta transportadora atlántica perdería fuerza: quizás el agua superficial no llegase tan al norte y la zona de hundimiento se desplazase más al sur; o, quizás, no se llegase a formar agua profunda, sino únicamente intermedia.
Autovariaciones de la AMOC
• La MOC parece tener comportamientos no estacionarios:– Momentos de relentización de la formación de aguas
profundas en los lugares habituales• Escorrentías de agua dulce en latitudes altas, deshielos
repentinos, anomalías en precipitación, en SST o en SSS
– Aumento de salinidad de aguas profundas formadas• Polynias en el borde de la plataforma
• Estas perturbaciones pueden llevar a la MOC de uno a otro de sus aparentes estados estables
• Diferente estratificación oceánica y diferentes regímenes MOC pueden contribuir a cambios climáticos
Change in annual temperature resulting from a combi nation of greenhouse warming and an artificially imposed collapse of the thermohalin e circulation. The map shows differences in temperatures simulated for the 2050s and those that occurred prior to industrilaisation (i.e. in those areas with values close to zero, the collapse of the thermohaline circulation has offset all of the warm ing due to increased greehouse gases and has returned temperatures to their pre-industri al conditions)
Wood, Vellinga and Thorpe (2003).
En el N, ciclos de 1500 a se superponen a la pauta antártica-Picos cálidos: eventos Dansgaard-Picos fríos: eventos Heinrich
Trazo rojo: circulación superficial; trazo morado: circulación profunda; trazo blanco: frente polar oceánico.
Probablemte durante las glaciaciones y períodos más fríos del Pleistoceno la salinidad superficial disminuye (Broecker, 1985):
-Descarga de icebergs hasta latitudes más bajas � agua más dulce en latitudes altas-Gulf Stream menos salino por menor evaporación en zona intertropical-AMOC perdía fuerza al fallar el mecanismo de hundimiento del agua en los Mares Nórdicos, -Al norte del paralelo 50ºN, la cinta no funcionaba, o lo hacía con menor intensidad
One possible view of the evolution of thermohaline circulation:
from Keeling and Stephens, 2001, Paleoceanography
-Modo D-A en glaciaciones y modo actual:Intensa producción de NADW.Sobrecalentamiento del NPoca producción de AABW al S
-Modo estándar en glaciaciones:Algo de producción de NADW pero másal S que actualmente.Intensa producción de AABW al SAlta estratificación oceánica
-Modo de Henrich: Descargas masivas de icebergs en N.Colapso de la AMOC.Sobreenfriamiento del N y sobrecalentamtodel S. Final de algunas glaciaciones !!¿Por qué?
