En la mayoría de las regiones oceánicas la circulación inducida por el viento, lo cual ha sido hasta ahora nuestro tema de discusión, no alcanza mas allá del primer kilómetro de profundidad. La renovación de las aguas por debajo de esa profundidad se consigue mediante corrientes inducidas por diferencias de densidad, causadas éstas por cambios en la temperatura (efectos térmicos) y en la salinidad (efectos halinos). Esta circulación se conoce como circulación termohalina. Dado que estos movimientos son bastantes lentos, resulta poco práctico usar correntómetros para tratar de detectarlos directamente, por lo que usualmente, se deducen a partir de la distribución espacial de las propiedades del agua de mar y de la aplicación de la geostrofía.

El mecanismo motriz para la circulación termohalina es la formación de masa de agua. Masas de agua con características bien definidas de temperatura y salinidad se crean a través de procesos superficiales en localidades específicas, posteriormente estas masas se hunden y se mezclan lentamente con otrás masas de agua mientras se desplazan en el interior de las cuencas oceánicas. Los dos principales procesos de formación de masas de agua son convección profunda y subducción. Ambos procesos están vinculados a la dinámica del estrato mezclado superficial de los océanos, por lo que es necesario discutir seguidamente los aspectos termohalinos del océano superior.

Los oceanógrafos se refieren a la capa superficial, con propiedades hidrográficas uniformes, como estrato superficial mezclado. Este estrato es un elemento esencial del proceso de transferencia de calor y agua fresca entre la atmósfera y el océano. Usualmente ocupa los primeros 50 m y 150 m de profundidad, sin embargo, puede ser más profundo durante el invierno cuando el enfriamiento de la superficie del mar produce inversión convectiva de agua, liberándose calor almacenado en el océano hacia la atmósfera. Durante la primavera y el verano, el estrato mezclado absorbe calor, moderando los extremos de temperatura estacional del planeta al almacenar calor hasta el siguiente período de otoño e invierno, mientras el estrato mezclado profundo del invierno previo se cubre por un delgado estrato de agua cálida y ligera. Durante este tiempo, se consigue la mezcla a través de la acción de las olas inducidas por el viento, extendiéndose no más allá de una pocas decenas de metros. Por debajo del estrato de mezcla activa, existe una zona de rápida transición donde, en la mayoría de los casos, la temperatura decrece rápidamente con la profundidad. Este estrato de transición se denomina termoclina estacional. Siendo el fondo del estrato superficial mezclado, la termoclina estacional es somera en primavera y verano, profunda en otoño y desaparece en invierno, cuando la pérdida de calor en la superficie genera inestabilidad y la convección resultante mezcla la columna de agua a una mayor profundidad (Figura 7.1). En los inviernos tropicales, el enfriamiento no es lo suficientemente fuerte para destruir la termoclina estacional, por lo que una propiedad somera llamada algunas veces termoclina tropical resulta mantenida durante todo el año.

El rango de profundidad que va desde el fondo de la termoclina estacional hasta aproximadamente los 1000 m se conoce como la termoclina oceánica ó permanente. Esta es la zona de transición que separa las aguas cálidas del estrato superficial de las aguas frías de las grandes profundidades oceánicas. La temperatura en el límite superior de la termoclima permanente depende de la latitud, estando muy por encima de los 20 ºC en las regiones tropicales hasta justo arriba de 15 ºC en las regiones templadas. En el límite más bajo la temperatura es bastante uniforme siendo de 4 - 6 ºC dependiendo de que océano se trate.

Por debajo del estrato superficial, el cual está en permanente contacto con la atmósfera, la temperatura y la salinidad son propiedades conservativas, es decir, sólo pueden ser cambiadas a través de mezclas y advección. Todas las otras propiedades del agua de mar, tales como oxígeno disuelto, nutrientes, etc son afectadas por procesos biológicos y químicos y en consecuencia son no conservativas. Por lo tanto, las masas de agua pueden entonces ser identificadas por su combinación de valores de temperatura y salinidad (diagrama T-S) (Figura 7.2)

La formación de masa de agua por convección profunda ocurre en regiones con poca estratificación de la densidad (es decir, en regiones polares y sub-polares). Cuando el agua en el estrato mezclado superior se hace más densa que el agua inmediatamente inferior esta se hunde a una mayor profundidad (en algunas regiones, se hunde hasta el lecho oceánico). El incremento de la densidad puede ser alcanzado por enfriamiento ó por incremento de la salinidad (a través de evaporación ó a través de concentración de salmuera durante el proceso de congelamiento) ó por ambos procesos (térmico y halino) operando en conjunto.

La formación de masa de agua por subducción ocurre principalmente en las regiones sub- tropicales. El agua desde el fondo del estrato mezclado se bombea hacia mayores profundidades por medio de un proceso de convergencia en el transporte de Ekman y un lento hundimiento a lo largo de superficies de densidad constante (Figura 7.3).

La Figura 7.4 presenta un resumen de las masas de agua de los océanos del mundo. El Agua de Fondo Antártico se forma principalmente en los mares de Weddell y Ross mediante el mecanismo de convección profunda y ocupa todas las cuencas oceánicas del planeta por debajo de los 4000 ;m de profundidad; en los Océanos Pacífico e Índico, esta se mezcla con la masa de agua Agua Profunda del Atlántico del Norte formando una mezcla la cual se conoce como Agua Circumpolar. El Agua Profunda del Atlántico del Norte es el producto de un proceso que incluye convección profunda en el Océano Artico, el Mar de Groenlandia y el Mar de Labrador. La mayor parte del Agua Antártica Intermedia se forma por convección profunda al este del sur de Chile y al oeste del sur de Argentina, dispersándose en todos los océanos junto a la corriente circumpolar. El Agua Intermedia en el hemisferio norte se puede formar tanto por convección profunda como por subducción. Agua Central, el agua de la termoclina permanente, es formada por subducción en las regiones sub-tropicales. Las Aguas del Mediterraáneo y del Mar Rojo son intrusiones de agua de altas temperatura y salinidad proveniente de los mapas regionales (vea la discusión sobre mares mediterráneos más abajo).

Debe entenderse que el escenario desarrollado hasta ahora es de naturaleza muy esquemática. El océano real es un fluido en movimiento turbulento y presenta remolinos, frentes y otra inestabilidad. También debe mantenerse en mente que en cada cuenca oceánica se presentan muy significativos movimientos zonales (dirigidos Este - Oeste) y que la distribución esquemática, mostrada en la figura 7.4 no puede exhibir las variaciones dinámicas que se manifiestan desde la costa oriental hacia la costa occidental. Sin embargo, lo mostrado en esta figura, entendido como un resumen de las principales propiedades de las masas de agua en los océanos del mundo, es correcto y adecuado.

En la Figura 7.5 se presenta una síntesis de las características TS de todas las masas de agua ya mencionadas. El Agua de Fondo Antártica está representada por un simple punto TS (en la región blanca de la escala de salinidad). El Agua Intermedia Antártica también tiene su propio punto TS, pero es usualmente vista como un mínimo de salinidad en la curva TS; este mínimo se degrada lentamente debido a procesos de mezclas en la medida que el Agua Intermedia progresa hacia el norte (Figura 7.6). Las Aguas Centrales aparecen representadas por curvas TS en vez de puntos (compare con la Figura 7.3).

Una descripción completa de los movimientos de masas de agua requiere distribuciones horizontales de las propiedades al igual que secciones verticales y diagramas TS. Pueden verse entonces como la trayectoria del Agua de Fondo Antártico, en particular, es afectada fuertemente por la topografía. Por ejemplo, las cuencas profundas del Océano Atlántico Oriental están separadas del Océano Atlántico Sur por una silla y no pueden ser alcanzadas directamente por el Agua de Fondo Antártico. En realidad, son ocupadas a través de un hueco en la Cordillera Media del Atlántico cerca del ecuador conocido como la Zona de Fractura Romanche; en otras palabras el flujo de Agua de Fondo Antártico en el océano Atlántico Sur-Oriental está dirigido hacia el sur, desde el ecuador hacia el polo sur. En el Océano Pacifico, la entrada de flujo se ubica a la largo de 170ºO (al este de Nueva Zelandia) seguido por una dispersión zonal hacia el este y el oeste en el hemisferio norte; recirculación en el interior del hemisferio sur ocurre en el este. La entrada del flujo hacia el Océano Índico se orienta desde el oeste y en más pequeñas cantidades desde el este.

Circulación en Mares Mediterráneos

Los mares mediterráneos son grandes cuerpos de agua caracterizados por el muy restringido intercambio de agua con las principales cuencas oceánicas. Esto determina diferentes características hidrodinámicas que los separan del resto de las aguas oceánicas. Mientras la circulación en la mayoría de los océanos del mundo está dominada por corrientes inducidas por el viento, la circulación en los mares mediterráneos está determinada por procesos termohalinos. En ellos se puede distinguir dos tipos básicos de circulación: cuencas de concentración y cuencas de dilución. La primera de ellos ocurre donde la evaporación excede a la precipitación, por lo que estos mares usualmente son llamados mares mediterráneos aridos. Ejemplo: Mar Mediterráneo Euro Africano, Mar Rojo y el Golfo Pérsico. La segunda de ellos ocurre donde la precipitación y descargas de ríos excede a la evaporación, tales mares son conocidos como mares mediterráneos húmedos. Ejemplo: Mar Negro, Mar Báltico y el Mar Mediterráneo Australasiático (Mares del Archipiélago de Indonesia).

La circulación en mares mediterráneos y su intercambio de agua con el resto de las cuencas oceánicas del mundo, difiere entre los dos tipos (Figuras 7.7). En las cuencas de concentración (7.8, Figura 7.9), la evaporación incrementa la salinidad de las aguas superficiales, aumentando su densidad y produciendo convección. La renovación de agua profunda es entonces un proceso casi continuo y las aguas de las cuencas son bien ventiladas (alto contenido relativo de oxígeno disuelto) a todas las profundidades.

En las cuencas de dilución, las lluvias en exceso así como los aportes de las descargas riverinas, reducen la densidad de las aguas superficiales. Esto evita que tales aguas alcancen estratos más profundos. Como resultado se establece un estrato superior de agua fresca y una fuerte haloclina. El agua situada por debajo de esta haloclina es renovada sólo muy lentamente mediante procesos de mezclas a través de la haloclina y el influjo de aguas oceánicas a través del estrecho que la comunica. Tal como se discutió en la clase N^o 5, la remineralización de nutrientes es un proceso consumidor de oxígeno a ciertas profundidades. El contenido de oxigeno es, en consecuencia, muy bajo cuando la ventilación es inhibida a través de una haloclina estable (Figure 7.10). Si la cuenca es grande y el intercambio de agua con el océano abierto es muy restringido, los niveles de oxígeno a grandes profundidades pueden caer hasta cero, evitando la existencia de vida marina a tales niveles. Tales condiciones son ocasionalmente encontradas en algunas cuencas del Mar Báltico. Anoxia permanente (ausencia de oxígeno disuelto) ocurre en el Mar Negro (el cual presenta más de 1500 m de profundidad) por debajo de los 150 m de profundidad.