Termostato dinámico oceánico - Ocean dynamical thermostat

El termostato dinámico oceánico es un mecanismo físico a través del cual los cambios en el forzamiento radiativo medio influyen en los gradientes de temperatura de la superficie del mar en el Océano Pacífico y en la fuerza de la circulación de Walker . El aumento del forzamiento radiativo (calentamiento) es más efectivo en el Pacífico occidental que en el este, donde el afloramiento de masas de agua fría amortigua el cambio de temperatura. Esto aumenta el gradiente de temperatura este-oeste y fortalece la circulación de Walker. La disminución del forzamiento radiativo (enfriamiento) tiene el efecto contrario.

El proceso se ha invocado para explicar las variaciones en los gradientes de temperatura del Océano Pacífico que se correlacionan con la insolación y las variaciones climáticas. También puede ser responsable de la correlación hipotética entre los eventos de El Niño y las erupciones volcánicas , y de los cambios en los gradientes de temperatura que ocurrieron durante el siglo XX. No está claro si el termostato dinámico oceánico controla la respuesta del Océano Pacífico al calentamiento global antropogénico , ya que hay procesos competitivos en juego; potencialmente, podría impulsar una tendencia climática similar a La Niña durante el calentamiento inicial antes de que sea anulado por otros procesos.

Fondo

El Pacífico ecuatorial es una región clave de la Tierra en términos de su influencia relativa en la circulación atmosférica mundial. Un gradiente de temperatura característico de este a oeste está acoplado a una circulación atmosférica ( circulación de Walker ) y además está controlado por la dinámica atmosférica y oceánica. El Pacífico occidental presenta la llamada "piscina cálida", donde se encuentran las temperaturas de la superficie del mar (SST) más cálidas de la Tierra. En el Pacífico oriental, a la inversa, un área llamada "lengua fría" siempre es más fría que la piscina tibia, aunque se encuentran en la misma latitud, ya que el agua fría se acumula allí. El gradiente de temperatura entre los dos a su vez induce una circulación atmosférica, la circulación de Walker, que responde fuertemente al gradiente de SST.

Un componente importante del clima es El Niño-Oscilación del Sur (ENOS), un modo de variabilidad climática. Durante su fase positiva / El Niño, las aguas del Pacífico central y oriental son más cálidas de lo normal, mientras que durante su fase fría / La Niña son más frías de lo normal. Junto a estos cambios de SST, la diferencia de presión atmosférica entre los cambios del Pacífico oriental y occidental. Las variaciones de circulación de ENSO y Walker tienen efectos mundiales sobre el clima, incluidos desastres naturales como incendios forestales , sequías , inundaciones y actividad de ciclones tropicales . La circulación atmosférica modula la absorción de calor por el océano, la fuerza y ​​posición de la Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ), la precipitación tropical y la fuerza del monzón indio .

Hipótesis original de Clement et al.

El mecanismo del termostato dinámico oceánico fue descrito originalmente por Clement et al. 1996 en un modelo acoplado océano-atmósfera del océano ecuatorial. Dado que en el Pacífico occidental las TSM solo se rigen por el calor almacenado y los flujos de calor, mientras que en el Pacífico oriental la advección horizontal y vertical también juega un papel. Por lo tanto, una fuente de calentamiento impuesta calienta principalmente el Pacífico occidental, induciendo vientos del este más fuertes que facilitan la afluencia en el Pacífico oriental y enfrían su temperatura, un patrón opuesto al esperado del calentamiento. El agua fría subió a lo largo del ecuador y luego se esparció, reduciendo el calentamiento total de la cuenca. El gradiente de temperatura entre el Pacífico occidental y oriental aumenta así, fortaleciendo los vientos alisios y aumentando aún más el afloramiento; esto eventualmente resulta en un estado climático parecido a La Niña. El mecanismo es estacional ya que la surgencia es menos efectiva en la primavera boreal y más efectiva en el otoño boreal; por lo que opera principalmente en otoño. Debido a la estructura de temperatura vertical, la variabilidad ENSO se vuelve más regular durante el enfriamiento por el mecanismo del termostato, pero se amortigua durante el calentamiento.

El modelo de Clement et al. 1996 solo considera las anomalías de temperatura y no tiene en cuenta todo el presupuesto de energía. Después de algún tiempo, el calentamiento se extendería a las regiones de origen del agua ascendente y en la termoclina , eventualmente amortiguando el termostato. El principal defecto del modelo es que asume que la temperatura del agua con afloramiento no cambia con el tiempo.

Investigación posterior

Estudios posteriores han verificado la propuesta de Clement para una serie de modelos climáticos con diferentes estructuras de calentamiento y también la aparición de la respuesta opuesta, una disminución en el gradiente de SST, en respuesta al enfriamiento climático. En modelos totalmente acoplados, una tendencia de la circulación atmosférica a intensificarse con la insolación decreciente a veces niega la respuesta del termostato a la actividad solar disminuida. Liu, Lu y Xie 2015 propusieron que un termostato dinámico oceánico también puede funcionar en el Océano Índico.

El agua fluye desde el Pacífico occidental hacia el Océano Índico a través de los estrechos entre Australia y Asia, un fenómeno conocido como el flujo a través de Indonesia . Rodgers y col. 1999 postuló que los vientos alisios más fuertes asociados con el termostato dinámico oceánico pueden aumentar la diferencia del nivel del mar entre los océanos Índico y Pacífico, aumentando el flujo y enfriando aún más el Pacífico.

Papel en la variabilidad climática

El termostato dinámico oceánico se ha utilizado para explicar:

Influencias volcánicas y solares

Se ha invocado el mecanismo del termostato dinámico oceánico para vincular las erupciones volcánicas con los cambios de ENOS. Las erupciones volcánicas pueden enfriar la Tierra inyectando aerosoles y dióxido de azufre en la estratosfera , que reflejan la radiación solar entrante. Se ha sugerido que en los registros del paleoclima , las erupciones volcánicas a menudo son seguidas por eventos de El Niño, pero es cuestionable si esto se aplica a erupciones históricas conocidas y los resultados de los modelos climáticos son equívocos. En algunos modelos climáticos, un proceso de termostato dinámico oceánico provoca la aparición de eventos de El Niño después de erupciones volcánicas; en otros, procesos atmosféricos adicionales anulan el efecto del termostato dinámico oceánico en los gradientes de SST del Pacífico.

El proceso del termostato dinámico oceánico puede explicar las variaciones en las TSM del Pacífico en el Pacífico oriental que se correlacionan con cambios de insolación como el Mínimo de Dalton . Durante el Holoceno temprano y medio, cuando aumentó la insolación en otoño y verano, pero también durante la Anomalía climática medieval entre 900-1300 d.C. , las TSM frente a Baja California en el Pacífico oriental fueron más frías de lo habitual. El sudoeste de América del Norte se sometió a graves megasequías durante este tiempo, lo que también podría relacionarse con una tendencia similar a La Niña en las TSM del Pacífico. Por el contrario, durante los períodos de baja insolación y durante la Pequeña Edad de Hielo, las TSM aumentaron. Esta región se encuentra dentro de la corriente de California, que está influenciada por el Pacífico oriental que controla la temperatura del agua ascendente. Esto se corroboró aún más mediante análisis con especies de foraminíferos adicionales . El aumento de la productividad en las aguas oceánicas frente a Perú durante la Anomalía climática medieval y el Período Cálido Romano entre 50-400 d.C. , cuando el clima mundial era más cálido, puede ocurrir a través de un hundimiento de la termoclina impulsado por termostato y un aumento de afloramientos de aguas ricas en nutrientes. . Sin embargo, se han propuesto mecanismos adicionales que conectan el clima del Pacífico ecuatorial con los cambios de insolación.

Papel en el cambio climático reciente

Los cambios en las TSM del Pacífico ecuatorial causados ​​por el calentamiento global antropogénico son un problema importante en los pronósticos climáticos, ya que influyen en los patrones climáticos locales y globales. Se espera que el mecanismo del termostato dinámico oceánico reduzca el calentamiento antropogénico del Pacífico oriental en relación con el Pacífico occidental, fortaleciendo así el gradiente de SST y la circulación de Walker. A esto se opone un debilitamiento de la circulación de Walker y el enfriamiento evaporativo más efectivo del Pacífico occidental bajo el calentamiento global. Esta compensación entre diferentes efectos hace que sea difícil estimar el resultado final de la circulación de Walker y el gradiente de SST. En los modelos CMIP5 no suele ser el efecto dominante.

Se ha invocado el termostato dinámico oceánico para explicar cambios contradictorios en el Océano Pacífico en el siglo XX. Específicamente, parece haber un aumento simultáneo del gradiente de SST, pero también un debilitamiento de la circulación de Walker, especialmente durante el verano boreal. Todas estas observaciones son inciertas, debido a las opciones particulares de métricas utilizadas para describir los gradientes de SST y la fuerza de circulación de Walker, así como los problemas y sesgos de medición. Sin embargo, el mecanismo del termostato dinámico oceánico podría explicar por qué el gradiente de SST ha aumentado durante el calentamiento global y también por qué la circulación de Walker se vuelve más fuerte en otoño e invierno, ya que estas son las estaciones en las que las afloramientos son más fuertes. Por otro lado, el calentamiento en el Océano Atlántico y, de manera más general, los cambios en los gradientes de temperatura entre océanos pueden influir.

Cambios futuros proyectados

Los modelos climáticos generalmente representan un cambio similar a El Niño, es decir, una disminución en el gradiente de SST. En numerosos modelos, existe un patrón dependiente del tiempo con un aumento inicial en el gradiente de SST ("respuesta rápida") seguido de un debilitamiento del gradiente ("respuesta lenta") especialmente, pero no solo en el caso de aumentos abruptos de efecto invernadero. concentraciones de gas. Esto puede reflejar una disminución de la fuerza del termostato dinámico oceánico con el aumento del calentamiento y el calentamiento del agua subida, lo que ocurre con un retraso de algunas décadas después del calentamiento de la superficie. Por otro lado, los modelos climáticos podrían subestimar la fuerza del efecto termostato.

  • Según An e Im 2014, en un modelo dinámico oceánico, una duplicación de las concentraciones de dióxido de carbono inicialmente enfría la lengua fría del Pacífico oriental, pero un aumento adicional en las concentraciones de dióxido de carbono finalmente hace que el enfriamiento se detenga y la lengua fría se encoja. Su modelo no considera los cambios en la temperatura de la termoclina, que tenderían a ocurrir después de más de una década de calentamiento global.
  • Según Luo et al. En 2017, el termostato dinámico oceánico finalmente se ve abrumado primero por un debilitamiento de los vientos alisios y una mayor estratificación del océano que disminuyen el suministro de agua fría a las zonas de afloramiento, y segundo por la llegada de aguas subtropicales más cálidas allí. En su modelo, la transición toma alrededor de una década.
  • Según Heede, Fedorov y Burls 2020, el mayor calentamiento climático fuera de los trópicos que dentro de ellos eventualmente hace que el agua que llega a las regiones de surgencia se caliente y las corrientes oceánicas que la transportan se debiliten. Esto niega el efecto termostato después de aproximadamente dos décadas en el caso de un aumento abrupto de las concentraciones de gases de efecto invernadero, y después de aproximadamente medio siglo cuando las concentraciones de gases de efecto invernadero aumentan más lentamente.
  • Con el calentamiento adicional del océano subsuperficial, se espera que la fuerza del termostato dinámico oceánico disminuya, porque la estratificación decreciente significa que el impulso está menos concentrado en la capa superficial y, por lo tanto, la afluencia disminuye.

Otros contextos

El término "termostato dinámico oceánico" también se ha utilizado en contextos ligeramente diferentes:

  • La interacción entre un debilitamiento de la circulación de Walker y la corriente subterránea ecuatorial . Específicamente, los vientos del este más débiles en el Pacífico reducen el frenado de la Subcorriente, acelerando así. Este proceso domina sobre la disminución en el contraflujo hacia el este de la Subcorriente. Por lo tanto, una circulación de Walker más débil puede aumentar el flujo de la corriente subterránea y, por lo tanto, el afloramiento en el Pacífico oriental, enfriándolo. Los modelos de circulación general acoplados a menudo no representan correctamente esta respuesta de los gradientes de Subcorriente y SST; la primera puede ser la causa de la subestimación generalizada de los gradientes de SST en estos modelos.
  • Los vientos más fuertes impulsan el enfriamiento evaporativo de la SST tropical.
  • Según un estudio de Heede, Fedorov y Burls 2020, en respuesta a aumentos abruptos en las concentraciones de gases de efecto invernadero, los vientos climatológicos medios débiles permiten que el Océano Índico se caliente más que el Océano Pacífico. Esto tiende a inducir vientos del este más fuertes sobre el Pacífico que amortiguan aún más el calentamiento en el Océano Pacífico. Sin embargo, a diferencia del termostato dinámico oceánico, este efecto de enfriamiento se concentra en el Pacífico central y oriental, mientras que los vientos del oeste inducidos por el calentamiento de América del Sur hacen que el Pacífico oriental se caliente.

Notas

Referencias

Fuentes

enlaces externos