Estratificación (agua)

La estratificación se define como la separación del agua en capas en función de una cantidad específica. Dos tipos principales de estratificación del agua son la estratificación uniforme y en capas. La estratificación en capas ocurre en todas las cuencas oceánicas. Las capas estratificadas actúan como una barrera para la mezcla de agua, lo que puede afectar el intercambio de calor, carbono, oxígeno y otros nutrientes. Debido a las corrientes ascendentes y descendentes, ambas impulsadas por el viento, la mezcla de diferentes capas puede ocurrir por medio del aumento de agua fría rica en nutrientes y cálida, respectivamente. Generalmente, las capas se basan en la densidad del agua. Intuitivamente, el agua más pesada y, por tanto, más densa, se encuentra debajo del agua más ligera, lo que representa una estratificación estable. Un ejemplo de una capa en el océano es la picnoclina, que se define como una capa en el océano donde el cambio de densidad es relativamente grande en comparación con las otras capas del océano. El espesor de la termoclina no es constante en todas partes, sino que depende de una variedad de variables. A lo largo de los años, la estratificación de las cuencas oceánicas ha aumentado. Un aumento de la estratificación significa que las diferencias de densidad de las capas de los océanos aumentan, lo que genera, por ejemplo, barreras de mezcla más grandes.

• 1 Densidad del agua en los océanos
• 2 Estratificación del océano
• 3 Observaciones sobre el cambio de estratificación en los océanos
• 4 Cambio en la estratificación de los océanos: causas y consecuencias
  • 4.1 Temperatura y mezcla
  • 4.2 Salinidad
  • 4.3 Desoxigenación
  • 4.4 Profundidad de capa mixta
• 5 Véase también
• 6 referencias

Densidad del agua en los océanos.

La densidad del agua en el océano, que se define como masa por unidad de volumen, tiene una dependencia complicada de la temperatura (), la salinidad () y la presión () (o equivalentemente profundidad) y se denota como. La dependencia de la presión no es significativa, ya que el agua de mar es casi perfectamente incompresible. Un cambio en la temperatura del agua impacta directamente en la distancia entre las parcelas de agua. Cuando la temperatura del agua aumenta, la distancia entre las parcelas de agua aumentará y, por lo tanto, la densidad disminuirá. Un cambio en la salinidad induce una reacción opuesta. La salinidad es una medida de la masa de sólidos disueltos, que consisten principalmente en sal. Por lo tanto, 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. Dado que la densidad depende tanto de la temperatura como de la salinidad, la picno, la termo y la haloclina tienen una forma similar. La diferencia es que la densidad aumenta con la profundidad, mientras que la salinidad y la temperatura disminuyen con la profundidad.$$

T {\ Displaystyle T} $$S {\ Displaystyle S} $$pag {\ Displaystyle p}$$ρ(S,T,pag) {\ Displaystyle \ rho (S, T, p)}

El halo, termo y picnoclina a 10E, 30S. Para esta imagen se ha utilizado la media anual del año 2000 de los Datos GODAS.

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

Gráfico de temperatura potencial - salinidad. Este gráfico se generó utilizando los datos de GODAS de 2020.

Ocurrencias de combinaciones de temperatura y salinidad potenciales en el océano. Este gráfico se generó utilizando los datos de GODAS de 2020.

La fórmula exacta de la densidad en el océano puede definirse mediante la fórmula de la UNESCO. De acuerdo con esta fórmula, la densidad del agua del océano se puede determinar de la siguiente manera:

$$$$ρ= ρ ( S , T , 0 ) 1 - pag K ( S , T , pag ). {\ Displaystyle \ rho = {\ frac {\ rho (S, T, 0)} {1 - {\ frac {p} {K (S, T, p)}}}}.} Los términos de esta fórmula, densidad cuando la presión es cero, y un término que implica la compresibilidad del agua, dependen en gran medida de la temperatura y menos de la salinidad:$$ρ(S,T,0) {\ Displaystyle \ rho (S, T, 0)}$$K(S,T,pag) {\ Displaystyle K (S, T, p)} $$$$ ρ ( S , T , 0 ) = ρ S METRO O W + B 1 S + C 1 S 1,5 + D 0 S 2 , K ( S , T , pag ) = K ( S , T , 0 ) + A 1 pag + B 2 pag 2 , {\ Displaystyle {\ begin {alineado} \ rho (S, T, 0) = \ rho _ {SMOW} + B_ {1} S + C_ {1} S ^ {1.5} + d_ {0} S ^ {2 }, amp; \ qquad K (S, T, p) = K (S, T, 0) + A_ {1} p + B_ {2} p ^ {2}, \ end {alineado}}} La temperatura de la superficie, la salinidad de la superficie y la densidad potencial de la superficie calculadas y representadas utilizando la media anual durante el año 2000 de los Datos GODAS.

con:

$$$$ ρ S METRO O W = a 0 + a 1 T + a 2 T 2 + a 3 T 3 + a 4 T 4 + a 5 T 5 , B 1 = B 0 + B 1 T + B 2 T 2 + B 3 T 3 + B 4 T 4 , C 1 = C 0 + C 1 T + C 2 T 2 , {\ Displaystyle {\ begin {alineado} {} amp; \ rho _ {SMOW} = a_ {0} + a_ {1} T + a_ {2} T ^ {2} + a_ {3} T ^ {3} + a_ {4} T ^ {4} + a_ {5} T ^ {5}, \\ {} amp; B_ {1} = b_ {0} + b_ {1} T + b_ {2} T ^ {2} + b_ {3} T ^ {3} + b_ {4} T ^ {4}, \\ {} amp; C_ {1} = c_ {0} + c_ {1} T + c_ {2} T ^ {2}, \\\ end {alineado}}} y $$$$ K ( S , T , 0 ) = K w + F 1 S + GRAMO 1 S 1,5 , K w = mi 0 + mi 1 T + mi 2 T 2 + mi 3 T 3 + mi 4 T 4 , F 1 = F 0 + F 1 T + F 1 T + F 2 T 2 + F 3 T 3 , GRAMO 1 = gramo 0 + gramo 1 T + gramo 2 T 2 , A 1 = A w + ( I 0 + I 1 T + I 2 T 2 ) S + j 0 S 1,5 , A w = h 0 + h 1 T + h 2 T 2 + h 3 T 3 , B 2 = B w + ( metro 0 + metro 1 T + metro 2 T 2 ) S ) , B w = k 0 + k 1 T + k 2 T 2 . {\ Displaystyle {\ begin {align} {} amp; K (S, T, 0) = K_ {w} + F_ {1} S + G_ {1} S ^ {1.5}, \\ {} amp; K_ {w} = e_ {0} + e_ {1} T + e_ {2} T ^ {2} + e_ {3} T ^ {3} + e ^ {4} T ^ {4}, \\ {} amp; F_ {1} = f_ {0} + f_ {1} T + f_ {1} T + f_ {2} T ^ {2} + f_ {3} T ^ {3}, \\ {} amp; G_ {1} = g_ {0 } + g_ {1} T + g_ {2} T ^ {2}, \\ {} amp; A_ {1} = A_ {w} + (i_ {0} + i_ {1} T + i_ {2} T ^ {2}) S + j_ {0} S ^ {1.5}, \\ {} amp; A_ {w} = h_ {0} + h_ {1} T + h_ {2} T ^ {2} + h_ {3} T ^ {3}, \\ {} amp; B_ {2} = B_ {w} + (m_ {0} + m_ {1} T + m_ {2} T ^ {2}) S), \\ {} y B_ {w} = k_ {0} + k_ {1} T + k_ {2} T ^ {2}. \ end {alineado}}} En estas fórmulas, todas las letras minúsculas y son constantes que se definen en el Apéndice A de un libro sobre Ondas de gravedad internas, publicado en 2015. $$ a I, B I, C I, D 0, mi I, F I, gramo I, I I, j 0, h I, metro I {\ Displaystyle a_ {i}, b_ {i}, c_ {i}, d_ {0}, e_ {i}, f_ {i}, g_ {i}, i_ {i}, j_ {0}, h_ { i}, m_ {i}}$$ k I {\ textstyle k_ {i}}

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 las parcelas de temperatura superficial, salinidad y densidad, se puede observar que los lugares con agua más fría, en los polos, son también los lugares con mayores densidades. Las regiones con mayor salinidad, por otro lado, no son las regiones con mayor densidad, lo que significa que la temperatura contribuye principalmente a la densidad en los océanos. Un ejemplo concreto es el Mar Arábigo.

Estratificación del océano

La estratificación del océano se puede definir y cuantificar por el cambio de densidad con la profundidad. No es raro utilizar la frecuencia de flotabilidad, o algunas veces llamada frecuencia Brunt-Väisälä como representación directa de la estratificación en combinación con observaciones de temperatura y salinidad. La frecuencia de flotabilidad, que representa la frecuencia intrínseca de las ondas internas, se define de la siguiente manera:$$

norte {\ Displaystyle N}

$$$$ norte 2= - gramo ρ 0 ∂ ρ ∂ z. {\ Displaystyle N ^ {2} = {\ frac {-g} {\ rho _ {0}}} {\ frac {\ parcial \ rho} {\ parcial z}}.} Aquí, es la constante gravitacional, es una densidad de referencia y es la densidad potencial dependiendo de la temperatura y la salinidad, como se discutió anteriormente. Se considera que el agua tiene una estratificación estable de, lo que da lugar a un valor real de. El océano es típicamente estable y los valores correspondientes en el océano se encuentran aproximadamente en el océano abisal y en las partes superiores del océano. El período de flotabilidad se define como. De acuerdo con los valores anteriores, este período suele tomar valores entre aproximadamente 10 y 100 minutos. En algunas partes del océano aparece una estratificación inestable que conduce a la convección. Si aumenta la estratificación en una columna de agua, lo que implica un aumento del valor, disminuirá la mezcla turbulenta y, por lo tanto, la viscosidad de los remolinos. Además, un aumento de, implica un aumento de, lo que significa que la diferencia de densidades en esta columna de agua también aumenta. A lo largo del año, la estratificación oceánica no es constante, ya que la estratificación depende de la densidad, y por tanto de la temperatura y la salinidad. Las fluctuaciones interanuales en la estratificación están dominadas por El Niño, que se puede vincular con las fuertes variaciones en la termoclina. Además, las tormentas tropicales son sensibles a las condiciones de estratificación y, por tanto, a su cambio. $$gramo {\ Displaystyle g} $$ ρ 0 {\ Displaystyle \ rho _ {0}}$$ρ {\ Displaystyle \ rho}$$∂ρ /∂zlt;0 {\ estilo de visualización \ parcial \ rho / \ parcial z lt;0}$$norte {\ Displaystyle N}$$norte {\ Displaystyle N}$$ 10 - 4 {\ displaystyle 10 ^ {- 4}}$$ 10 - 3 {\ Displaystyle 10 ^ {- 3}}$$1 /norte {\ Displaystyle 1 / N} $$ norte 2 {\ Displaystyle N ^ {2}}$$ norte 2 {\ Displaystyle N ^ {2}}$$ |∂ρ /∂z | {\ estilo de visualización | \ parcial \ rho / \ parcial z |}

Observaciones sobre el cambio de estratificación en los océanos

En las últimas décadas, la estratificación en todas las cuencas oceánicas se ha incrementado. Además, en los océanos del sur la estratificación incluso ha aumentado más que en los océanos del norte. Al observar los datos de 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, muy Se necesitan datos específicos para poder ver esto en una gráfica. Las gráficas resultantes de los datos de GODAS podrían indicar que también hay una disminución en la estratificación al observar las diferencias de la estratificación entre los años 1980, 2000 y 2020. Es posible ver que el cambio en la estratificación es de hecho el mayor en la primera. 500 metros del mar. Desde aproximadamente 1000 metros en el océano, la estratificación converge hacia un valor estable y el cambio en la estratificación se vuelve casi inexistente.

Medias anuales y latitudinales de diferentes cuencas oceánicas. Este gráfico se generó utilizando los datos de GODAS de 1980, 2000 y 2020.$$ norte 2 {\ Displaystyle N ^ {2}}

Cambio en las medias anuales y latitudinales de las diferentes cuencas oceánicas. Este gráfico se generó utilizando los datos de GODAS de 1980, 2000 y 2020.$$ norte 2 {\ Displaystyle N ^ {2}}

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 amp; UCAR News). En la figura siguiente, se han representado las tendencias del cambio de estratificación en todas las cuencas oceánicas. Estos datos muestran que a lo largo de los años la estratificación ha aumentado drásticamente. Se ha visto que el cambio es el más grande en los océanos australes, seguido por el océano Pacífico. En el Océano Pacífico, el aumento de la estratificación en el ecuatorial oriental ha resultado ser mayor que en el ecuatorial occidental. Es probable que esto esté relacionado con el debilitamiento de los vientos alisios y la reducción de la surgencia en el Pacífico oriental, lo que puede explicarse por el debilitamiento de la circulación de Walker.

Esta figura muestra el cambio global en la estratificación desde el año 1960 hasta 2018 de 0 a 2000 metros. (a) Global, (b) Océano Pacífico, (c) Océano Atlántico, (d) Océano Índico y (e) Océanos australes. Las finas líneas grises indican las variaciones interanuales. La gráfica pequeña en (a) muestra las tasas de para el caso global y para las cuencas. Esto se calcula por diferencias centradas de la serie de tiempo suave (Glb: Global, Pac: Pacific, Atl: Atlantic, So: Southern, Ind: Indian). Las tendencias se han trazado para varios conjuntos de datos, indicadas por las diferentes líneas.$$ norte 2 {\ Displaystyle N ^ {2}}$$ norte 2 {\ Displaystyle N ^ {2}}

Cambio en la estratificación de los océanos: causas y consecuencias

Temperatura y mezcla

El cambio de temperatura domina la creciente estratificación, mientras que la salinidad solo juega un papel a nivel local. El océano tiene una capacidad extraordinaria para almacenar y transportar grandes cantidades de calor, carbono y agua dulce. Aunque aproximadamente el 70% de la superficie de la Tierra está constituida por 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 e 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 extra 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 del océano se ha duplicado desde 1993 y los océanos han absorbido más del 90% del calor adicional de la Tierra desde 1955. La temperatura en el océano, hasta aproximadamente 700 metros de profundidad en el océano, ha aumentado en casi todo el territorio. globo. Si el calor de la capa superior del océano sigue aumentando, lo que influye en la densidad, la estratificación en las partes superiores del océano cambiará. La estratificación en las capas superiores cambiará más que en las capas inferiores ubicadas y, por lo tanto, aumenta la barrera entre las capas superiores y las aguas profundas. Esto aumentará la barrera a la mezcla.

Salinidad

La salinidad está asociada con la diferencia entre evaporación y precipitación. La evaporación hace que el agua se vuelva más salina y, por lo tanto, más densa. La precipitación tiene el efecto contrario, ya que disminuye la densidad del agua superficial. De ahí que se pueda 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 juega un papel importante en el giro subtropical, las regiones del Pacífico Norte (-Este), Atlántico Norte y Ártico. En el Ártico, la disminución de la salinidad y, por tanto, de la densidad, puede explicarse por la entrada de agua dulce de los glaciares y las capas de hielo que se derriten. Este proceso y el aumento de la estratificación en el Ártico continuarán con las emisiones de carbono actuales.

Desoxigenación

Una disminución de la disolución y, por tanto, del suministro al interior del océano, es un efecto probable del aumento de la estratificación en la capa superior del océano. Dado que juega un papel directo e importante en los ciclos del carbono, nitrógeno y muchos otros elementos como fosfor, hierro y magnesio, la desoxigenación tendrá grandes consecuencias. La desoxigenación en las aguas subterráneas se debe a la disminución de la mezcla oceánica, que es causada por el aumento de la estratificación en la capa 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 la reducción del transporte por 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 acuáticas. El aumento de la estratificación en la capa superior 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 los océanos más profundos, ya que el desacoplamiento hace que sea menos probable que el oxígeno llegue a los océanos más profundos. $$ O 2 {\ Displaystyle O_ {2}}$$ O 2 {\ Displaystyle O_ {2}}$$ O 2 {\ Displaystyle O_ {2}}

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 áreas de los océanos, también puede aumentar localmente, debido a una variedad de influencias sobre el oxígeno. Por ejemplo, entre 1990 y 2000, el oxígeno en la termoclina del Océano Índico y el Océano Pacífico Sur ha aumentado.

Profundidad de capa mixta

La capa de mezcla superficial es la capa más alta del océano. Debido a la turbulencia en esta capa, generada, por ejemplo, por los vientos, los flujos de calor superficial y la evaporación, puede producirse un aumento de la salinidad. El calor almacenado en la capa mixta puede impulsar fenómenos como 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

capa superior del océano. A lo largo del año, la profundidad de la capa de mezcla varía. El grosor de la capa aumenta en invierno y disminuye en verano. Si la capa de mezcla es muy profunda, menos luz puede llegar 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 fitoplancton puede tener consecuencias a gran escala.

Aún no se ha determinado una relación exacta entre un aumento en la estratificación y un cambio en la profundidad de la capa mixta y sigue siendo incierta. Existe literatura que respalda la afirmación de que en los años 1970 a 2018, la estratificación en la base de la capa mixta, así como la profundidad de la capa mixta, han aumentado. Contradiciendo este resultado, otra literatura establece una disminución de la profundidad de la capa mixta en parte como resultado del aumento de la estratificación de la capa superior del océano. Se ha encontrado que la capa mixta en la extensión de la Corriente Kuroshio, en el lado oeste del Pacífico Norte, ha disminuido en 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 lo tanto, un aumento de la estratificación, no significa necesariamente un aumento ni una disminución de la profundidad de la capa mixta. Usando los datos de GODAS se puede ver que la profundidad de la capa mezclada ha aumentado y disminuido con el tiempo.

Medias anuales y cambio en las medias anuales de la profundidad de la capa mixta de 1980, 2000 y 2020. Esta gráfica se generó utilizando los Datos GODAS.

Identificación de regiones con aumento y disminución de medias anuales de profundidad de capa mixta de 1980, 2000 y 2020. Esta gráfica fue generada usando los Datos GODAS.

Ver también

• Estratificación del lago  : separación del agua de un lago en capas distintas
• Cambio climático  : aumento actual de la temperatura media de la Tierra y sus efectos.

Referencias