El océano y la atmósfera integran un sistema acoplado. El acoplamiento se manifiesta a través de procesos de intercambio en la interfase (superficie del mar). Tales procesos de intercambio determinan los balances de masa y energía del océano. Los parámetros intercambiados entre los océanos y la atmósfera son:
| En el balance de energía: | energía radiativa (incluyendo el calor) momento |
| En el balance de masa: | agua, a través de - evaporación / condensación y - precipitación / descarga fluvial minerales gases |
Los gases absorben energía radiante selectivamente. Algunos gases son transparentes a la radiación de onda corta emitida por el Sol, pero altamente absorbentes a la radiación de onda larga (infra roja) emitida por la Tierra al espacio. La alta concentración de estos gases en la atmósfera inferior conduce a un atrapamiento de energía radiativa en la atmósfera, la cual se manifiesta en si misma como un incremento en la temperatura atmosférica cercana a la superficie del planeta. Estos gases se conocen como gases invernaderos. El dióxido de carbono (CO2) es uno de los más importantes gases invernaderos. El papel del océano en el clima de la Tierra y su capacidad de almacenar dióxido de carbono, se discute en los párrafos siguientes, que han sido tomados de la contribución titulada Los Océanos y el Clima, por R.W. Stewart (ims Newsletter 55/56, 1991, Unesco, Paris). Algunas anotaciones, que no son parte del texto original de la citada contribución, se incorporaron para hacer el texto más accesible a los estudiantes del primer año; estas anotaciones aparecen en color naranja.
Los océanos juegan un papel en el sistema climático planetario, complementario y de similar importancia al que juega la atmósfera. Estos almacenan calor y lo liberan más tarde, y a menudo en lugares diferentes. Los océanos transportan calor en cantidades comparables al transporte atmosférico. Ambos, los océanos y la atmósfera, absorben y liberan dióxido de carbono. Algunas veces, a todo esto se le refiere como al "carrusel del sistema climático" (...). Al igual que un "carrusel" el océano almacena energía, en este caso energía térmica, cuando existe una gran provisión de esta durante el día o el verano, y la libera cuando la provisión de energía es reducida o invertida durante la noche o en el invierno.
Cuando es calentado, el océano responde almacenando parte del calor e incrementando la evaporación. Debido a que el calor es mezclado verticalmente algunos metros debido a la acción del viento, la temperatura aumenta mucho menos que cuando lo hace sobre el suelo bajo las mismas condiciones de calentamiento. La evaporación tiene profundos efectos sobre la atmósfera y el clima. El vapor de agua liberado en la atmósfera incrementa significativamente el efecto invernadero en la atmósfera. Cuando se recondensa, el calentamiento resultante del aire es una de las fuentes primarias de energía para el movimiento atmosférico.
Cuando es enfriado, el océano responde generando movimientos convectivos verticales, los cuales reaprovisionan de calor a la superficie. (Esto ocurre porque la continuidad de masa requiere que el agua fría que se hunde desde la superficie, sea reemplazada con agua desde abajo. Esta agua ascendente es - ligeramente - más cálida que el agua que se hunde, por lo que representa una provisión de calor a la superficie.). Debido a esto la caída de temperatura es mucho menos que la que ocurre sobre el suelo bajo las mismas condiciones de enfriamiento.
El resultado de todo esto es que para los dos tercios de la superficie terrestre cubiertos por aguas oceánicas libres de hielo, la temperatura sobre los océanos varía solamente desde -2ºC (el punto de congelamiento del agua marina) hasta los 30ºC y que en cualquier lugar, varía difícilmente por más de 1ºC durante el curso de un día y por no más de 10ºC durante el curso de un año. Este rango debe compararse con el encontrado en área continentales secas, donde la variación de un lugar a otro puede ser de alrededor de 100ºC, y durante el lapso de un año, en localidades particulares, llegar a unos 80ºC. Además, la respuesta relativamente lenta del océano al calentamiento y enfriamiento produce un ciclo anual oceánico retardado en relación al ciclo de las regiones continentales.(Se requiere mucha más energía para cambiar la temperatura del agua que la temperatura del aire, de manera que el océano necesita más tiempo para calentarse o para enfriarse. Como resultado el océano está aún calentándose a finales del verano, cuando el aire está aún más caliente que el agua, pero se encuentra en proceso de enfriamiento. También el océano está aún enfriándose a finales del invierno, cuando el aire está aún más frío que el agua, pero la atmósfera está en proceso de calentamiento.) (...)
Tales efectos deberían ser experimentados aún si el océano fuese un poco más profundo que una ciénaga profunda. Sin embargo, los océanos (...) se mueven. (...) Al moverse estos redistribuyen calor ( y sal) lo que resulta es de vital importancia al determinar los detalles del clima terrestre.
La cuenca oceánica del Atlántico del Norte proporciona un notable ejemplo. En el Atlántico Tropical, el calentamiento solar, el exceso de evaporación sobre la precipitación y la descarga fluvial crean un estrato superior de agua relativamente salina y cálida. Una porción de esta agua fluye al norte, a través del pasaje entre Islandia y Gran Bretaña. Durante este tránsito, este flujo provee de calor a la atmósfera, particularmente en invierno. Dado que los vientos en estas latitudes soplan generalmente desde el oeste, el calor se distribuye sobre Europa, produciendo los tibios inviernos tan característicos de esas regiones, en relación a otros inviernos en regiones de latitudes similares.
Tanto calor es sustraído (desde el océano y absorbido por la atmósfera) que la temperatura (del agua oceánica superficial) cae cercana al punto de congelación. Esta agua, ahora en el Mar de Groenlandia, permanece relativamente salina, y la combinación de baja temperatura y alta salinidad la hace más densa que el agua subyacente o más profunda. Se establece así la convección y el agua superficial se hunde, ocasionalmente y localmente derecho hasta el fondo. Allí se desliza, y se mezcla, por debajo de otras masas de agua existentes cercanas al fondo, así dispersándose y fluyendo hacia el sur como agua fría y profunda.
Esta circulación termohalina: agua superficial cálida fluyendo hacia el norte, enfriándose, hundiéndose, y entonces fluyendo hacia el sur, proporciona un enorme flujo de calor hacia el hemisferio norte, aproximadamente 1 billón de megavatios (1 Petavatio = 1 PW=1015 vatios), completamente comparable con el transporte de calor atmosférico hacia los polos.
(...)
El agua (de todas las profundidades) está en repetido contacto con la superficie y alcanza un equilibrio aproximado con la concentración de gases atmosféricos, incluyendo notablemente al O2, CO2 y freones. Los freones son gases inertes (no influenciados por reacciones químicas y/o procesos biológicos; su concentración está afectada solamente por los procesos de mezcla del agua), y proporcionan un trazador pasivo muy útil par la dinámica de los océanos. Por otra parte, el O2 y el CO2, son afectados intensamente por la actividad biológica. Los estratos superficiales de los océanos contienen plantas planctónicas, las cuales en presencia de luz solar, convierten el CO2 disuelto en carbono inorgánico. Las plantas son comidas por animales, los cuales a su vez son consumidos por otros organismos. Los desechos de esos organismos caen desde las capas superficiales hacia las aguas profundas. Durante este tránsito, las bacterias descomponen algo del material, liberando CO2 y absorbiendo O2. Como un resultado de todo esto, las aguas profundas se enriquecen de CO2 y de nutrientes, y presentan déficit de O2.
(...)
Los océanos juegan un papel clave, pero frecuentemente incomprendido, en la determinación del clima terrestre. Para que exista una posibilidad de predecir el clima, más allá de unas pocas semanas, necesariamente debe tomarse en cuenta el comportamiento de los océanos.
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Mapa
Con respecto a la sensibilidad y a la contribución a un cambio climático a largo plazo: hay razones para creer que el océano está cambiando, en respuesta a cambios climáticos sobre los pasados pocos cientos de años (la pequeña Era Glacial). Los cambios serán más notables en la medida que las influencias antropogénicas (influencias derivadas de la actividad del hombre) lleguen a ser más significativas. El efecto de los océanos sobre la atmósfera podría ser moderar o intensificar tales cambios. Ciertamente los modificará.
El mapa muestra como la circulación oceánica distribuye el calor a través de los océanos del mundo.
Fin de la cita
La circulación termohalina descrita anteriormente ("agua superficial cálida fluyendo hacia el norte, enfriándose y luego hundiéndose y luego fluyendo hacia el sur") se conoce como el Gran Cinturón Transportador Oceánico (Figura 8.1): Las aguas que se hunden en el Océano Atlántico Norte (Agua Profunda del Atlántico Norte) entran a la Corriente Circumpolar Antártica y desde allá a todas las cuencas oceánicas, desde donde suben lentamente a niveles superiores del primer kilómetro de profundidad, para regresar al Atlántico Norte en la termoclina permanente.
Figura 8.1
Figura 8.2
La formación del Agua Profunda del Atlántico Norte no continua necesariamente por siempre. La convección profunda en el Mar de Groenlandia ocurre en una región donde agua fresca y fría se une a agua salina y cálida (Figura 8.2). La convección ocurre cuando el agua cálida y salina se enfría lo suficiente para hundirse, justo antes que su relativamente alta densidad la obligue a deslizarse por debajo de las aguas superficiales polares fresca, para continuar como una corriente sub-superficial (el "influjo del Atlántico" en la figura 8.2). La convección puede ser inhibida por un número de procesos. Si el clima se hace más cálido, el derretimiento adicional del hielo incrementa el volumen del flujo Ártico de agua fría y fresca y empuja al sur la región donde la corriente salada y cálida se ve forzada a estar por debajo de las frescas aguas polares superficiales. El agua cálida y salada es entonces aislada del enfriamiento atmosférico y no se hundirá. Esto detiene el cinturón transportador. Como resultado, Europa llega a ser más fría, más hielo se forma en el Ártico, el flujo de agua fría y fresca se reduce y el cinturón transportador se activa de nuevo. Parece ser que el océano puede tolerar dos sistemas de circulación alternados, tal cual como los dos estados de un sistema oscilante. Existe evidencia geológicas de que el cinturón transportador se inactiva durante las eras de hielo.
El asunto de cómo y en que grado la circulación termohalina es susceptible a la actividad del hombre es un tema de intensa investigación en numerosas instituciones alrededor del mundo.
Figura 8.3
La discusión sobre los cambios en la circulación oceánica y las eras de hielo ya referidas nos dio un ejemplo del comportamiento oscilatorio del sistema acoplado océano-atmósfera. Otro ejemplo, sobre una escala de tiempo lo suficientemente corta como para ser experimentada durante el transcurrir de la vida de los seres humanos, ocurre en el Océano Pacífico y se conoce como ENOS, que quiere decir El Niño - Oscilación del Sur (ENSO en inglés). La Oscilación del Sur es el término para una oscilación de la presión del aire a gran escala, observada en los trópicos alrededor del globo y observada muy claramente, particularmente, sobre el Océano Pacífico Tropical, donde es alta en Darwin, cuando es baja en Tahití y viceversa. La figura 8.3 muestra los efectos de la Oscilación del Sur sobre la presión del aire y la lluvia. Se nota que alta presión del aire en Darwin es vinculada con altas precipitaciones en el Pacífico Central.
El Niño es el nombre para el aspecto oceanográfico del mismo fenómeno. Una de las regiones pesqueras más ricas de los océanos del mundo, la zona de surgencia costera del Pacífico Sur a lo largo de las costas de Perú, Chile y Ecuador, ocasionalmente experimenta un influjo de agua tropical cálida, pobre en nutrientes, lo cual suprime el afloramiento de nutrientes. La anchoveta, especie que habita en estas aguas, forma la base nutricional para una inmensa población de aves y para una importante industria de harina de pescado, depende de la provisión de nutrientes del estrato superficial. La anchoveta evita el agua cálida desprovista de nutrientes, hecho que puede causar masivas mortandades entre los pájaros. Si la extensión del influjo de agua tropical es muy intenso, la mortalidad en masa puede ocurrir también a los peces; el sulfuro de hidrógeno desprendido de los restos de los peces muertos ha llegado a oscurecer la pintura de las embarcaciones asentadas en el muelle El Callao. Todo esto ocurre, usualmente, antes de Navidad - de allí el nombre de "El Niño", que relaciona el evento al nacimiento del niño Jesús. Las altas temperaturas a lo largo de la costa Sur Americana permanecen por alrededor de un año o más, antes que retornen las condiciones prevalecientes previas al influjo de agua tropical.
Figura 8.4
Una descripción simplificada del mecanismo mediante el cual interactúan el océano y la atmósfera, para causar un evento ENOS, comienza por estudiar los efectos de la temperatura superficial del mar sobre los vientos. La figura 8.4 muestra que las dos zonas de convergencia en la atmósfera coinciden con regiones de elevadas temperaturas superficiales del mar. Esto se debe a que el aire se calienta donde el agua es cálida y al subir produce una convergencia de los vientos por encima de la superficie del mar (lo cual se ve en la alta cobertura de nubes, figura 8.5) - en otras palabras, los vientos superficiales soplan hacia regiones de alta temperatura superficial del mar. Esto resulta en la acumulación de aguas cálidas, las cuales a su vez incrementan el calentamiento del aire, subiendo éste ahora más rápidamente y por ello incrementándose la velocidad del viento, estableciéndose entonces un positivo proceso de retro-alimentación.
Figura 8.5
Supongamos ahora que a través de alguna perturbación, la región marina de más alta temperatura se aparta de la zona donde la ZCIT (Zona de Convergencia Inter-Tropical, ITCZ en inglés) y la ZCPS (Zona de Convergencia del Pacífico Sur, SPCZ en inglés) se contactan (punto A de la figura 8.4) hasta un punto B más allá al este. Los vientos continúan soplando hacia esta zona, por lo que los vientos al oeste de este punto A, revertirán su dirección y cambian desde Viento Alisios a viento del oeste. De nuevo, este patrón será reforzado a través de proceso de un positivo proceso de retro-alimentación. El núcleo pluviométrico se desplaza de A hacia B y se observan condiciones de sequía en Australia. A menudo, esto es acompañado por el desarrollo de ciclones tropicales (Figura 8.6).
Figura 8.6
El cambio desde un estado de sistema de retro-alimentación océano/atmósfera al otro, requiere de condiciones atmosféricas inestables. Tales condiciones ocurren usualmente alrededor de Mayo o Junio, cuando la circulación atmosférica sobre el Océano Índico adyacente cambia desde los monzones del noreste hacia los monzones del suroeste. Si un evento ENOS ocurre en un año particular, esto usualmente se decide en el curso de mes de Mayo de ese año.
Los vientos que soplan hacia el oeste en el Pacífico Ecuatorial Occidental ponen en funcionamiento una onda interna solitaria de gran escala (varios cientos de kilómetros en longitud y alrededor de 400 km de anchura) que viaja hacia el este a lo largo del ecuador, haciendo fluir agua tropical cálida en la región sur-americana de surgencia costera. Los detalles dinámicos son complicados e involucran varios tipos de largas ondas oceánicas de muy baja frecuencia, las cuales toman de 1 a 4 meses para cruzar el Océano Pacífico Ecuatorial y alterar la estructura térmica del océano superior a miles de kilómetros de donde ellas se generaron. Lo que resulta importante en este proceso es que la perturbación original en el sistema océano/atmósfera, la cual tuvo lugar en el sección occidental del Océano Pacífico a comienzos de año, produce una supresión de la surgencia costera y un influjo de agua tropical a lo largo de las costas de Perú, Chile y Ecuador, durante las postrimerías del año. La supresión de la surgencia es más intensa durante Noviembre - Diciembre y no desaparece hasta bien entrado el año siguiente.
Animaciones
Para concluir esta clase, observaremos el evento ENOS de 1997/98, el cual fue particularmente fuerte y duradero, no parecido a otros. Todos los eventos ENOS presentan sus particularidades y el evento ENOS 1997/98 (El Niño), se observó vía satélite, por lo que se dispone de una particularmente buena base de datos.
Las animaciones de la información de temperatura superficial del mar y de precipitaciones serán utilizadas para seguir la evolución del evento ENOS. Se mostrarán en una ventana separada, acompañadas por la respectiva explicación. Por favor, establezca al máximo el ancho de la ventana, para darle cabida a las animaciones una vez que estas aparezcan y ciérrelas cuando usted haya terminado.
Una advertencia. Si usted está estudiando este capítulo desde la Internet ( y no desde el CD): Cada uno de los archivos de animación ocupa casi 1 Mb, por lo que toma un tiempo considerable descargarlos desde una conexión telefónica.
La mejor manera de aprovechar las animaciones es viéndolas a través del programa QuickTime o de algún programa visor de imágenes similar. Si no dispone del visor QuickTime, podrá mirar la animación en la ventana del navegador, pero no podrá detenerse en cuadros individuales. Elija la opción que desea usar:
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