La primera vez que oí esta teoría, yo era un estudiante de BUP, que al llegar a casa se tragaba todos los documentales de LA 2. Así pues vemos que es una teoría que ya tiene sus años, y no es cosa de hace dos días.

Sobre este tema se ha hablado innumerables veces en este foro también, pero entiendo que el asunto empezo a tomar cuerpo propio, primero con un topic abierto por Corisa en Septiembre de 2004, y que evoluciono posteriormente en un topic que abrí yo mismo un año más tarde. Este topic, ya es un clásico podría decirse de la sección de climatología, y a día de hoy tiene 191 páginas. Es por ello que voy a intentar resumir y condensar lo más relevante, de modo que sea de fácil consulta para todos, después de todo creo que no soy el único que se desespera cuando mirando páginas y páginas no encuentra algo en concreto.

Como esta tarea me llevará bastante tiempo, os pido paciencia, y sobre todo por favor que nadie postee en este topic. Seguimos haciendo el seguimiento en el hilo correspondiente.

El enlace a los tres temas que tratan el asunto de forma más directa son:

-CREO Q ESTÁ CAMBIANDO LA CIRCULACION DE LA CORRIENTE DEL GOLFO!! ATENTOS
3 meses después Corisa modifico el título por: ESTÁ CAMBIANDO LA CIRCULACION DE LA CORRIENTE DEL GOLFO!! ES UN HECHO

-Corriente del golfo, gráficas velocidad

-ALERTA: Corriente del Golfo

Lo primero, sería por supuesto una explicación de como funciona el sistema. Para ello que mejor que dar la palabra a quienes ya lo han explicado anteriormente. Así que paso a hacer un corta y pega.

El enlace: Corrientes oceánicas y circulación termohalina

Antes de poner el texto, comentar que esto esta en la pagína de Anton Uriarte: http://homepage.mac.com/uriarte/ 

Se trata de una página bastante completa sobre climatología, y yo personalmente recomiendo su visita. Siempre se aprenden cosas nuevas.

Para ver las imagenes que acompañan al texto, y el texto completo, pinchar en el primer enlace.

El sistema de corrientes

Desde hace unas cuantas décadas se sabe que la estructura de las corrientes marinas a escala global es tridimensional, con movimientos horizontales en los que el viento juega un importante papel y con movimientos verticales, en los que la salinidad y las temperaturas son las fuerzas impulsoras. Las corrientes superficiales, observadas y estudiadas desde hace siglos, están por lo tanto ligadas, por movimientos convectivos de agua, a corrientes profundas de características mucho menos conocidas pero cuyo estudio en los últimos años ha recibido un fuerte impulso debido a su importancia oceánica y climática.

Hasta hace poco tiempo, los libros de texto escolares solían simplificar el tema de las corrientes marinas y solamente tenían en cuenta el estudio de las corrientes superficiales. De esta forma se ha solido enseñar que en el Atlántico Norte las corrientes principales forman circuitos de aguas cálidas y frías, cuyo principal giro, que bordea al anticiclón de las Bermudas/Azores, está compuesto por el trío de la corriente del Golfo (Gulf Stream), la corriente de Portugal y Canarias, y la deriva Norecuatorial, que lo cierra al llegar al Caribe. Sin embargo, si añadimos al sistema de corrientes superficiales del Atlántico Norte el caudal aportado por la corriente del Norte de Brasil nos encontramos con una primera complicación, ya que no existe una corriente semejante en superficie que devuelva todo ese caudal al Atlántico Sur. Existe así un transporte neto superficial de agua desde el Atlántico Sur al Atlántico Norte que indica que esos circuitos cerrados superficiales son insuficientes para explicar el sistema.

La corriente del Norte de Brasil, alimentada por la corriente surecuatorial, es una corriente importante, que no ha recibido en la explicación de las corrientes marinas la consideración que se merece. Los anillos de giro anticiclónico que se forman en ella y que cruzan el Ecuador frente al nordeste brasileño, aportan un considerable caudal neto al Atlántico Norte, de unos 15 Sv aproximadamente (estas mediciones son muy aproximadas; algunas medidas dan un caudal superior: 9 Sv en Marzo y 36 Sv en Julio), es decir, el equivalente a unas 100 veces o más el caudal del Amazonas en su desembocadura (1 Sverdrup es un caudal de 1 millón de metros cúbicos por segundo). Este flujo llegado del hemisferio sur al hemisferio norte se junta con un flujo tropical difuso de otros 15 Sv que llega al Caribe proveniente del este y del nordeste, alimentado en parte por la corriente de Canarias, con lo que el caudal total de la Corriente del Golfo que inicia su recorrido al norte de Cuba suma unos 30 Sv.

¿Pero qué ocurre con el agua excedentaria que ha llegado del sur al Atlántico Norte? Pues que la Corriente del Golfo la transporta hacia el nordeste, y al llegar al extremo septentrional del Atlántico, a los Mares Nórdicos, aumenta su densidad por enfriamiento y se hunde. Desde allí, por niveles profundos e intermedios, vuelve hacia el hemisferio sur. Se forma así en el Atlántico una especie de cinta rodante (conveyor belt), con un flujo neto positivo hacia el norte en superficie y con un flujo neto positivo hacia el sur en las profundidades.

Esta circulación (llamada también MOC, meridional overturning circulation, circulación meridiana volteante) funciona de forma continua. Su rodillo impulsor se encuentra en los Mares Nórdicos y en el Mar de Labrador. Los Mares Nórdicos —nombre de reciente acuñación (a no confundir con el Mar del Norte)— se encuentran en la zona subpolar del Atlántico, al norte del paralelo que pasa por Groenlandia-Islandia-Noruega. Por eso a veces se les llama también (con un poco de humor etílico) mares GIN (Greenland- Iceland- Norway). Por otra parte, el Mar de Labrador, que es también una zona de hundimiento, se ubica al sur de Groenlandia y al este de la Península de Labrador.

Mecanismos de hundimiento: la importancia de la salinidad y de la temperatura

La salinidad y la temperatura del agua juegan un papel crucial en el funcionamiento de esta cinta rodante. Cuando las aguas transportadas por la Corriente del Golfo llegan a los Mares Nórdicos, su temperatura media, que era de 10 ºC en el paralelo 50 ºN, pasa a ser solamente de unos 3ºC en el paralelo 65 ºN. Por enfriamiento y contracción térmica, adquieren una densidad alta y acaban hundiéndose, dejando espacio para la llegada desde el sur de nuevas masas de agua.

El fenómeno de hundimiento por convección que se produce en aquellos mares septentrionales se intensifica al comienzo del invierno por el aumento de la salinidad. Ocurre que cada otoño-invierno, durante la formación de los hielos marinos en áreas subárticas, hay una suelta de sal y se forma, bajo la banquisa de hielo, una masa de agua fría y muy salada que se hunde y contribuye a la formación del agua profunda del Atlántico Norte.

¿Por qué el fenómeno es especialmente significativo en el Atlántico? Ocurre que el Atlántico Norte es bastante más cálido y salado que el Pacífico Norte. Así, en la franja latitudinal 45 ºN – 60 ºN, el Atlántico Norte tiene una temperatura media superficial de 10 ºC y una salinidad de 34,9‰, mientras que el Pacífico Norte tiene una temperatura de 6,7ºC y una salinidad de 32,8 ‰.

La alta salinidad del Atlántico se explica porque el volumen de agua evaporada supera ampliamente al volumen de agua aportado por las precipitaciones y las escorrentías de los ríos que desembocan en ese océano. Por el contrario, en el Pacífico, los sistemas montañosos del oeste americano provocan lluvias abundantes y hacen de barrera a la penetración de la humedad en el continente. El agua evaporada del Pacífico que los vientos del oeste llevan hacia Norteamérica, produce copiosas lluvias costeras y vuelve a ese océano sin apenas penetrar en el continente americano. Por el contrario, en Europa no existen esas barreras topográficas y gran parte de la humedad atlántica acarreada por vientos del oeste pasa de largo y se aleja hacia Asia, sin ser recuperada por el océano Atlántico.

Además, otro motivo de la mayor salinidad del Atlántico Norte es que el agua evaporada en la región anticiclónica subtropical, que se extiende de las Bermudas a las Azores, es traspasado en gran medida al Pacífico, llevado por los vientos alisios tropicales que atraviesan el istmo de Panamá. La evaporación en el Atlántico y el trasvase atmosférico del vapor hacia el Pacífico, hace que aumente la salinidad de las aguas tropicales atlánticas.

El transporte de calor

Las corrientes marinas —en especial la Corriente del Golfo (Gulf Stream) juegan un papel muy importante en la distribución latitudinal del calor. Gran parte del calor excedentario que se recibe en el Trópico —radiación solar entrante menos radiación infrarroja saliente— es transportado hacia otras latitudes deficitarias. Gracias a la corriente marina, el aire seco y frío que sale del continente americano impulsado por los vientos del oeste se carga de humedad y calor a su paso por el Atlántico Norte y llega templado y húmedo a las tierras de Europa.

En 1991, un modelo climático de Manabe y colaboradores, en el que se jugaba con un sistema acoplado atmósfera-océano, predijo que un cambio en la circulación oceánica del Atlántico Norte podía provocar un enfriamiento de Europa (Manabe, 1991). La hipótesis original, retomada más tarde por otros modelistas, era que por un feedback negativo, consistente esencialmente en un frenado de la Corriente del Golfo, se produciría el enfriamiento en el continente. Esto ocurriría porque el calentamiento provocado por el efecto invernadero haría que aumentase el transporte aéreo de agua desde las latitudes tropicales a las latitudes medias y altas. Así, aumentarían las precipitaciones septentrionales y la escorrentía de los ríos que desembocan en el Atlántico Norte, con lo cual, los aportes fluviales de agua dulce harían perder salinidad a las aguas marinas y harían menos eficiente el proceso de hundimiento del agua superficial que tiene lugar en los Mares Nórdicos. Finalmente, el sistema termohalino de corrientes se debilitaría, disminuiría la fuerza de la Corriente del Golfo y serían más fríos los inviernos en las latitudes medias y altas del continente euroasiático.

Pero es aún difícil cuantificar y comparar este calor transportado hacia Europa vía marítima con el calor que transportan las corrientes de aire. Aunque es cierto que el clima europeo, especialmente en invierno, sería más frío sin la Corriente del Golfo, no hay que exagerar, pues las corrientes de aire que llegan a la costa de Europa lo hacen predominantemente desde el suroeste, tras cruzar el Atlántico por latitudes bastante bajas, y por esta razón llegan bastante templadas. Esta dirección del suroeste es debida a la onda que las Montañas Rocosas imprimen en los vientos del oeste antes de que crucen el Atlántico. El profesor Richard Seager, de la Universidad de Columbia, ha llamado la atención recientemente sobre la importancia de este meandro producido por las Rocosas en el clima europeo y ha criticado la exageración de considerar a la corriente del Golfo como la única responsable del clima benigno del noroeste de Europa (en comparación, por ejemplo, con el clima muy frío de Alaska) (Seager, 2003)

Todavía es motivo de discusión y de incertidumbre las proporciones en que se reparte ese calor que llega a las costas de Europa, vía aérea o vía marítima. Según el profesor Harry Bryden una tercera parte correspondería a la Corriente del Golfo, otra tercera parte al calor sensible del aire transportado por los vientos del suroeste —que soplan sobre todo en la parte oriental de las borrascas atlánticas— y otra tercera y última parte sería debida al calor latente que libera el vapor de agua al condensarse y que es es también transportado hacia el norte por esos vientos del suroeste. Hay que señalar aquí la importancia secundaria climática de este vapor procedente de la región subtropical atlántica, que no sólo es fuente de calor, sino también de nieve y que, además, va a aportar agua dulce al norte del Atlántico, rebajando la salinidad de la superficie marina y repercutiendo así en la intensidad del hundimiento del agua en los Mares Nórdicos (Bryden et al. 2001).

Las corrientes profundas

El volumen de la masa de agua profunda que se produce en el Mar de Labrador y en los Mares Nórdicos, que suele ser denominada con el acrónimo NADW (North Atlantic Deep Water, agua profunda del Atlántico Norte) es enorme. Su caudal, o ritmo de producción, es de unos 15 Sv (Ganachaud, 2000). Dentro de la NADW puede distinguirse una NADW inferior, más profunda, originada esencialmente en los Mares Nórdicos e inicialmente muy fría, y otra superior, en aguas intermedias, proveniente del Mar de Labrador y sur de Groenlandia, algo más cálida (Orsi, 2001).

El caudal principal de esta corriente profunda avanza hacia el sur por la zona occidental del océano Atlántico y cruza el Ecuador hasta llegar a la Antártida. Desde allí penetra en el Indico y posteriormente se extiende por las profundidades del inmenso Pacífico. Para una molécula de agua que realice el viaje completo antes de aflorar en superficie la travesía puede durar mil años.

También se forma agua profunda, más fría que la del hemisferio norte, en los mares de la plataforma de la Antártida, especialmente bajo las banquisas del mar de Wedell y del mar de Ross. Todos los inviernos, los fuertes vientos catabáticos que salen del continente empujan mar adentro a los hielos que se van formando en la costa. De esta manera, en las zonas costeras que quedan temporalmente libres de hielo, llamadas polynyas, se renueva continuamente un proceso de congelación, lo que permite que al final de cada temporada la suma del hielo formado en esos lugares haya sido superior a los 10 metros, frente a solamente 1 metro mar adentro (Grigg, 2001). La sal rechazada saliniza el agua muy fría de la costa, la densifica, y forma una masa de agua profunda todavía más densa que la NADW. Es la llamada AABW (Antarctic Bottom Water), agua de fondo de la Antártida, que en su traslación por las profundidades hacia el norte llega hasta una latitud de unos 40 ºN, y lo hace metiéndose en cuña por debajo de la NADW, procedente del norte

Las estimaciones del caudal de la AABW varían entre 2 Sv y 9 Sv, si bien en épocas más frías podía llegar hasta los 15 Sv. Según Broecker existe una conexión entre la producción de NADW en los Mares Nórdicos y la producción de AABW en la Antártida, de tal forma que cuando una aumenta, la otra disminuye, y viceversa. De todas formas este esquema de la circulación oceánica es aún más complicado, porque, aparte de estas masas de aguas, NADW y AABW, existen otras corrientes de aguas intermedias que también pueden formar sus propios circuitos y jugar un papel importante en los cambios climáticos. Tal es el caso de la AAIW (Agua Intermedia Antártica) que se forma especialmente frente a la costa occidental de América del Sur y que parece jugar un papel relevante en la distribución de calor y sal en el Pacífico. Sus variaciones parecen estar ligadas además, en escalas multiseculares, a las variaciones bien estudiadas del Atlántico Norte (Pahnke, 2005).

Así como existen zonas en donde el agua superficial se hunde, existen también, aunque se localizan de forma más difusa, zonas de afloramiento (upwelling) de aguas profundas. Estas se situan en zonas de divergencia de aguas superficiales, que suelen ser reemplazadas por aguas ascendentes más profundas. Una extensa zona de upwelling es la franja ecuatorial del Pacífico Oriental, en donde el agua superficial, movida por los alisios, tiende a diverger hacia el norte y hacia el sur, dejando un hueco que es rellenado por aguas ascendentes. También se producen afloramientos en las costas en donde las aguas superficiales, por efecto de los vientos y de la rotación terrestre, tienden a alejarse mar adentro. Ocurre esto especialmente en los cuatro márgenes orientales de las cuencas océanicas del Atlántico (norte y sur) y del Pacífico (norte y sur). A lo largo de estas costas los afloramientos dan lugar a la aparicion de corrientes de aguas frías (Canarias y Benguela, en el Atlántico; California y Humboldt, en el Pacífico). Algunos análisis de sedimentos oceánicos muestran que estos afloramientos se intensificaron a comienzos del Pleistoceno, cuando el cierre del istmo de Panamá reorganizó las corrientes oceánicas, lo que quizás tuvo influencia en el enfriamiento cuaternario (Marlow, 2001).

¿Está variando la circulación atlántica?

Así como los ciclos de ocurrencia del Niño afectan, sobre todo, a la parte superior del océano, es también posible que existan ciclos seculares o milenarios que afecten a las corrientes profundas, especialmente a las del Atlántico.

El oceanógrafo Wallace Broecker cree que la formación del agua profunda atlántica, que se produce en los Mares Nórdicos y en los mares meridionales que circundan la Antártida, particularmente en el mar de Wedell, varía cíclicamente, aumentando alternativamente el caudal de una u otra fuente (norte o sur). Broecker cree que durante el siglo XX la producción de agua profunda en los Mares del Sur ha disminuído considerablemente, lo que históricamente debe corresponderse con un aumento de la producción de agua profunda en el norte del Atlántico. Esto provocaría un mayor empuje de la Corriente del Golfo y, por lo tanto, un calentamiento del Atlántico Norte. De confirmarse el fenómeno, el calentamiento del hemisferio norte se explicaría más por este ciclo oceánico que por el aumento de los gases invernadero (Broecker, 1999).

Recientemente, sin embargo, se ha barajado la hipótesis contraria, que la circulación termohalina ha perdido fuerza (Bryden, 2005), que casa bien con la disminución de la salinidad de las zonas septentrionales del Atlántico Norte (Rhines, 2006). Quizás el signo positivo del índice atmosférico NAO (North Atlantic Oscillation) durante la década de los 90 y principios de este siglo haya contribuido a una dulcificación de las aguas profundas del mar de Labrador y de los Mares Nórdicos. Ocurre que un índice NAO o AO positivo se corresponde con unos vientos del oeste más intensos, que a su vez causan una mayor exportación de hielo desde el Artico hacia los Mares Nórdicos a través del estrecho de Fram. Como el hielo es agua dulce, su fusión ocasiona una desalinización del agua superficial marina y un debilitamiento del hundimiento y de la circulación termohalina. Algunas estimaciones indican que entre 1965 y 1995 un flujo extra equivalente a 19.000 kilómetros cúbicos de agua dulce llegó a los Mares Nórdicos procedente del hielo del Artico (Curry, R. and C. Mauritzen, 2005).

Aunque algunos autores recientemente lo han puesto en duda, también parece existir un ciclo térmico de calentamiento y enfriamiento en las aguas superficiales del Atlántico Norte, entre 0 y 70ºN, denominado AMO (Atlantic Multidecadal Oscillation), con un período de 65/80 años y una amplitud de unos 0,5ºC. Esta oscilación parece estar relacionada con las variaciones en la intensidad de la circulación termohalina (Kerr, 2000; Knight, 2005). También hay estudios estadísticos que muestran que las temperaturas del norte del Atlántico están correlacionadas con la intensidad de los vientos alisios que recorren el Atlántico tropical. Estudios detallados de las varvas sedimentarias de la cuenca de Cariaco, en Venezuela, que permiten determinar los años en los que los alisios son más intensos (mayor upwelling y abundancia de Globigerina bulloides), indican una alta correlación con las anomalías térmicas en el Atlántico Norte. Cuando los vientos alisios en Atlántico tropical son más intensos, las temperaturas marinas en el norte del Atlántico decrecen. Existe así, probablemente, una relación entre lo que ocurre en el Atlántico Tropical y la variabilidad climática en el Atlántico Norte (Black,1999).

Hay que considerar también la posibilidad de que el propio sistema de corrientes termohalinas presente inestabilidades internas, y que responda a un cierto comportamiento caótico. Por ejemplo imaginemos un estado inicial en el que la corriente termohalina del Atlantico Norte funciona normalmente. El agua salada superficial avanza hacia el norte, se enfría al estancarse en los Mares Nórdicos y se hunde. Pues bien, en un momento posterior, 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. Sea como fuese, el sistema, por sí mismo, pasaría a funcionar de forma diferente, hasta que de nuevo, por un proceso inverso, se restableciese el movimiento inicial de las corrientes.

Me he permitido la licencia de dividir el texto en varios mensajes, simplemente por motivos prácticos y esteticos, ya que así queda menos cargante a la vista.

Así pues de que hablamos cuando hablamos del Efecto Artico?

Lo que esta teoría propone, es que una aportación de agua dulce suficientemente grande en los mares árticos podría llegar a detener el mecanismo de formación de aguas profundas, y consecuentemente la llegada de aguas más cálidas hasta esas latitudes, propiciando un progresivo enfriamiento de esas regiones.

Dicho lo cual, creo que ya estamos en disposición de meternos de lleno en el asunto y exponer la información que muchos foreros han aportado en sus horas de busqueda por la red, exponer ideas que estos mismos foreros han tenido, y exponer lo que estos mismo foreros han ido observando a lo largo de estos ya dos años intensos.

Empecemos pues viendo unos mapas que nos ayuden a crearnos una imagen de lo que estamos observando.

Lo primero que hemos de asumir es que estamos ante un fenómeno mundial; la circulación termohalina recorre varios océanos a lo largo y ancho del mundo. Muchas veces habréis oído llamarla "La Correa".



Esta imagen nos da una idea esquemática de dicha circulación: Una corriente superficial cálida llega a los mares árticos donde tras enfriarse se hunde, retornando hacia el sur en profundidad, se divide en dos, y surge en el Indico y el Pacífico donde nuevamente ya en superficie empieza a circular en dirección al Atlántico. Esta es una idea bastante esquemática obviamente.

Vamos a completarla un poco más justo en el punto en que nos interesa:



En esta imagen de la página de Antón, vemos las corrientes superficiales en el Atlántico.

Pero con esto el cuadro no queda completo, ya que tratamos de observar un posible efecto ártico, aquí nos faltan las corrientes árticas.

En primer lugar el giro de Beaufort y la corriente o movimiento transpolar.



Desde otra perspectiva y añadiendo algún detalle secundario al mapa



Vamos a ver las corrientes principales:



Vamos a ir completando el cuadro completo de las corrientes en el mar ártico, en azul las frías, en naranja las calidas. Recuerdo que se trata de corrientes superficiales:



Y para verlas mejor y que se nos queden bien en la cabeza este último mapa que creo es más claro dado su punto de visión.



Ahora ya sabemos por donde llegan las aguas cálidas. Sabemos que forman puntos de hundimiento a la entrada de la bahía de Baffin y en los mares árticos europeos, y vemos por donde circulan las aguas frías del ártico.