Circulación Oceánica y Clima

Mecanismos y Patrones de la Circulación Oceánica profunda

Antonio García-Olivares Institut de Ciències del Mar, CSIC, Barcelona [email protected] • 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 -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 CO 2, sales, T -Océano profundo: débilmente turbulento, débilmente estratificado

Potential density • 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 provoca un 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 = − α = − α −α < = − α −α > dW / dt ∫ dp ∫ ( 2→3 4→1)dp 0 dW / dt ∫ ( 4→1 2→3 )dp 0 C 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

La dilatación debe producirse a mayor p (más profundidad) que la contracción térmica Océano actual - No muy diferente de lo previsto por advección horizontal - Isotermas e isopicnas de fondo en contacto con la superficie de latitudes altas

S N

Potential temperature section 25ºW (Atlantic) – WOCE A16 65ºN – 55ºS 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 water

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 ρρρ 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 >> k p 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 está corrida 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: ≈ ∆ρ ρ E& p Q gh donde h es la altura típica del cambio de (picnoclina) = γε γ ≅ E& p donde (Ri) 2.0 es la mixing efficiency y ε es la producción y disipación global de KTE −1 - Si εεε = cte
Q ≈ (∆ρ) -Análogamente, si hay un estado estacionario entre mezcla vertical y formación de 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 / h 2 O bien: k = w h = (Q / A) h

. ≈ ∆ρ Por tanto: Q = k A / h Sustituyendo en (1): E& p Ak g CONCLUSIÓN: Si la potencia de KTE es cte (mareas y esfuerzos de viento) entonces las tasas de mezcla vertical deben ser inversamente proporcionales a las diferencias de densidad - Evidencias de aguas profundas peor ventiladas en el LGM Para la dependencia entre Q y k : análisis del caudal superficial que cierra el bucle u Geostrofía: L Aproximación “viento térmico”: v  1  1 g ∂ p = −(ρ + ρ)g ⇒ f∂ u = ∂ − ∂ p = − ∂ (∂ p) = ∂ ρ z 0 z z  ρ y  ρ y z ρ y  0  0 0

Que escala como: donde suponemos: Ly = L x = 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: 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 tiene costa oriental sobre la que acumularse -No hay gradiente de p que devuelva atrás y hacia el continente el agua
recirculación superficial del 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 debe Incluir: - Mezcla diapicna - Upwelling austral Gnanadesikan (1999): Upwelling Ts y mixing Tu conducen 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 y la 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 plataforma antártica (mar de Wedell y mar de Ross)

El agua se contrae entre 0º y -1.9º C
Se enfría en superficie y se hunde. Sólo cuando toda la columna está a -1.9º C comienza la congelación por arriba. Esto sólo puede ocurrir en columnas poco profundas, no en mar abierto

Dominante en los inicios de las eras glaciales. Hoy, entre 2 Sv y 9 Sv. En épocas más frías, hasta 15 Sv Mar de Ross Extensión: 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 circul ·laci ó termohalina o MOC:

Intermitencia en el funcionamiento del AMOC

- 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. Histéresis del AMOC - El Atlantic MOC es muy sensible al input de agua dulce en el N (precipitaciones y ríos)

from Rahmstorf, Nature, 1995 Autovariaciones de la AMOC

-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. • 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 combination of greenhouse warming and an artificially imposed collapse of the thermohaline 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 warming due to increased greehouse gases and has returned temperatures to their pre-industrial 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 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

Trazo rojo: circulación superficial; trazo morado: circulación profunda ; trazo blanco: frente polar oceánico .

One possible view of the evolution of thermohaline circulation: -Modo D-A en glaciaciones y modo actual: Intensa producción de NADW. Sobrecalentamiento del N Poca producción de AABW al S

-Modo estándar en glaciaciones: Algo de producción de NADW pero más al S que actualmente. Intensa producción de AABW al S Alta estratificación oceánica

-Modo de Henrich: Descargas masivas de icebergs en N. Colapso de la AMOC. Sobreenfriamiento del N y sobrecalentamto del S. Final de algunas glaciaciones !! ¿Por qué? from Keeling and Stephens, 2001, Paleoceanography