Corrientes Oceánicas, Distribuciones, Causas, Tipos De Corrientes Y Más

Las corrientes oceánicas, son unas corrientes formadas por componentes horizontales y verticales del sistema de circulación de las aguas oceánicas que se produce por la gravedad, la fricción del viento y la variación de la densidad del agua en diferentes partes del océano.

Las corrientes oceánicas son similares a los vientos en la atmósfera, ya que transfieren cantidades significativas de calor de las áreas ecuatoriales de la Tierra a los polos y, por lo tanto, desempeñan un papel importante en la determinación de los climas de las regiones costeras. Además, las corrientes oceánicas y la circulación atmosférica se influyen entre sí.

La circulación general de los océanos define el movimiento promedio del agua de mar, que, como la atmósfera, sigue un patrón específico. Superpuestas a este patrón están las oscilaciones de las mareas y las olas, que no se consideran parte de la circulación general. También hay meandros y remolinos que representan variaciones temporales de la circulación general.

El patrón de circulación del océano intercambia agua de diversas características, como la temperatura y la salinidad, dentro de la red interconectada de los océanos y es una parte importante del calor y los flujos de agua dulce del clima global…

Los movimientos horizontales se denominan corrientes, que varían en magnitud desde unos pocos centímetros por segundo hasta 4 metros (unos 13 pies) por segundo. Una velocidad de superficie característica es de aproximadamente 5 a 50 cm (aproximadamente 2 a 20 pulgadas) por segundo.

Corrientes Oceánicas
Las corrientes oceánicas son movimientos continuos y dirigidos debido a diversos factores

Las corrientes generalmente disminuyen en intensidad al aumentar la profundidad; los movimientos verticales, a menudo referidos como surgimiento y descenso, exhiben velocidades mucho más bajas, que ascienden a unos pocos metros por mes. Como el agua de mar es casi incompresible, los movimientos verticales se asocian con regiones de convergencia y divergencia en los patrones de flujo horizontal.

Distribución de las corrientes oceánicas

Los mapas de la circulación general en la superficie del mar se construyeron originalmente a partir de una gran cantidad de datos obtenidos de la inspección de la deriva residual de los barcos después de que la dirección y la velocidad del rumbo se contabilizan en un proceso llamado cálculo de cuentas.

Esta información es recopilada por los rastreadores de superficie por satélite en el mar en la actualidad. El patrón es casi enteramente el de la circulación impulsada por el viento.

En la superficie, aspectos de la circulación impulsada por el viento causan la Giros (grandes células de corriente anticiclónica que giran en espiral alrededor de un punto central) para desplazar sus centros hacia el oeste, formando fuertes corrientes fronterizas occidentales contra las costas orientales de los continentes, como la Corriente del Golfo – Atlántico Norte – Noruega Corriente en el Océano Atlántico y el Kuroshio –Corriente del Pacífico Norte en el Océano Pacífico.

En el hemisferio sur, la circulación de los giros en sentido contrario a las agujas del reloj crea fuertes corrientes en los límites del este contra las costas occidentales de los continentes, como la corriente de Sudamérica, la corriente de Benguela frente a África occidental, y la corriente de Australia Occidental.

Las corrientes del hemisferio sur también están influenciadas por el poderoso circumpolar, que fluye hacia esta corriente antártica, que es una corriente muy profunda, fría y relativamente lenta, pero transporta una vasta masa de agua, aproximadamente el doble del volumen de la Corriente del Golfo.

Las corrientes de Perú y Benguela extraen agua de esta corriente antártica y, por lo tanto, son frías. El hemisferio norte carece de aguas abiertas continuas que bordean el Ártico y, por lo tanto, no tiene una corriente circunpolar poderosa correspondiente, pero hay pequeñas corrientes frías que fluyen hacia el sur a través del Estrecho de Bering para formar las corrientes de Oya y Anadyr en el este de Rusia y la corriente de California en el oeste de América del Norte.

Otros fluyen hacia el sur alrededor de Groenlandia para formar las corrientes frías de Labrador y del este de Groenlandia, los Kuroshio: las corrientes del Pacífico Norte y la Corriente del Golfo – Atlántico Norte – Noruega mueven aguas más cálidas hacia el Océano Ártico a través de las corrientes de Bering, Cabo y Oeste de Spitsbergen.

En los trópicos, los grandes en sentido horario y anti horario, los giros fluyen hacia el oeste como las corrientes ecuatoriales del norte y sur del Pacífico, las corrientes ecuatoriales del norte y sur del Atlántico, y la corriente ecuatorial del sur de la India. Debido a la alternancia del clima monzónico en el norte del Océano Índico, la corriente en el norte del Océano Índico y el Mar Arábigo se alterna. Entre estas corrientes masivas hay contracorrientes estrechas que fluyen hacia el este.

Otros sistemas actuales más pequeños que se encuentran en ciertos mares cerrados o áreas oceánicas se ven menos afectados por la circulación impulsada por el viento y más influenciados por la dirección de la entrada de agua.

Estas corrientes se encuentran en el mar de Tasmania, donde la Corriente australiana del este que fluye hacia el sur genera una circulación en sentido contrario a las agujas del reloj, en el Pacífico noroccidental, donde la corriente que fluye hacia el este Kuroshio: la corriente del Pacífico Norte provoca la circulación en sentido contrario a las agujas del reloj en la Corriente de Alaska y la Corriente de Aleutia (o Corriente Subártica), en la Bahía de Bengala y en el Mar Arábigo.

La circulación en el océano profundo consiste principalmente en circulación termohalina. Las corrientes se deducen de la distribución de las propiedades del agua de mar, que rastrean la propagación de masas de agua específicas. La distribución de la densidad también se utiliza para estimar las corrientes profundas.

Las observaciones directas de las corrientes sub-superficiales se realizan desplegando medidores de corriente desde amarres anclados en la parte inferior y estableciendo instrumentos flotantes neutros cuya deriva en profundidad se rastrea acústicamente.

Causas de las corrientes oceánicas

La circulación general se rige por la ecuación de movimiento, una de las leyes fundamentales de la mecánica desarrollada por el físico y matemático inglés Sir Isaac Newton que se aplicó a un volumen continuo de agua. Esta ecuación establece que el producto de masa y corriente de aceleración es igual a la suma vectorial de todas las fuerzas que actúan sobre la masa.

Además de la gravedad, las fuerzas más importantes que causan y afectan las corrientes oceánicas son las fuerzas horizontales de gradiente de presión, las fuerzas de Coriolis y las fuerzas de fricción. Los términos temporales e inerciales son generalmente de importancia secundaria para el flujo general, aunque son importantes para las características transitorias, como los meandros y los remolinos.

Gradientes de presión

La presión hidrostática, a cualquier profundidad debajo de la superficie del mar viene dada por la ecuación p = gρz, donde g es la aceleración de gravedad, ρ es la densidad del agua de mar, que aumenta con la profundidad, y z es la profundidad debajo de la superficie del mar. Esto se llama ecuación hidrostática, que es una buena aproximación para la ecuación de movimiento para fuerzas que actúan a lo largo de la vertical.

Las diferencias horizontales en la densidad (debido a las variaciones de temperatura y salinidad) medidas a lo largo de una profundidad específica hacen que la presión hidrostática varíe a lo largo de un plano horizontal o superficie geopotencial, una superficie perpendicular a la dirección de la aceleración de la gravedad.

Los gradientes horizontales de presión, aunque mucho más pequeños que los cambios verticales en la presión, dan lugar a corrientes oceánicas.

En un océano homogéneo, que tendría una densidad potencial constante, las diferencias de presión horizontales son posibles solo si la superficie del mar está inclinada. En este caso, las superficies de igual presión, denominadas las superficies isobáricas, se inclinan en las capas más profundas en la misma cantidad que la superficie del mar. Esto se conoce como el campo barotrópico de la masa.

El gradiente de presión sin cambios da lugar a una velocidad de corriente independiente de la profundidad. Los océanos del mundo, sin embargo, no son homogéneos. Las variaciones horizontales de temperatura y salinidad hacen que el gradiente de presión horizontal varíe con la profundidad.

Este es el campo de masa baroclínica, que conduce a corrientes que varían con la profundidad. El gradiente de presión horizontal en el océano es una combinación de estos dos campos de masa.

La inclinación, o relieve topográfico, de la superficie del mar que marca la superficie isobárica (definida como p = 0) se puede construir a partir de una distribución de densidad tridimensional utilizando la ecuación hidrostática. Dado que el valor absoluto de la presión no se mide en todas las profundidades del océano, la pendiente de la superficie del mar se presenta en relación con la de una superficie isobárica profunda; se supone que la superficie isobárica profunda está nivelada.

Corrientes Oceánicas
Una corriente oceánica o corriente marina es un movimiento de las aguas en los océanos

Dado que la circulación impulsada por el viento atenúa al aumentar la profundidad, se espera una disminución asociada de la inclinación isobárica al aumentar la profundidad. La representación del relieve de la superficie del mar en relación con una superficie de referencia profunda es una buena representación de la forma absoluta de la superficie del mar.

El relieve total de la superficie del mar es de aproximadamente 2 metros (aproximadamente 6,5 pies), con «colinas» en los subtrópicos y «valles» en las regiones polares. Este cabezal de presión impulsa la circulación superficial.

Efecto Coriolis

De la tierra la rotación alrededor de su eje hace que las partículas en movimiento se comporten de una manera que solo se puede entender agregando una fuerza dependiente de la rotación. Para un observador en el espacio, un cuerpo en movimiento continuaría moviéndose en línea recta a menos que el movimiento fuera accionado por alguna otra fuerza.

Para un observador de la Tierra, sin embargo, este movimiento no puede ser a lo largo de una línea recta porque el marco de referencia es la Tierra en rotación. Esto es similar al efecto que experimentaría un observador parado sobre una mesa giratoria grande si un objeto se moviera sobre la mesa giratoria en una línea recta en relación con el mundo «exterior» se vería una desviación aparente de la trayectoria del objeto en movimiento.

Si la mesa giratoria girara en sentido contrario a las agujas del reloj, la desviación aparente estaría a la derecha de la dirección del objeto en movimiento, en relación con el observador fijo en la mesa giratoria.

Este notable efecto es evidente en el comportamiento de las corrientes oceánicas. Se llama fuerza de Coriolis, llamada así por Gustave-Gaspard Coriolis, un ingeniero y matemático francés del siglo XIX. Para la Tierra, deflexiones horizontales debidas a la rotación inducida.

La fuerza de Coriolis actúa sobre las partículas que se mueven en cualquier dirección horizontal. También hay fuerzas verticales aparentes, pero estas son de menor importancia para las corrientes oceánicas.

Debido a que la Tierra gira de oeste a este alrededor de su eje, un observador en el hemisferio norte notaría una desviación de un cuerpo en movimiento hacia la derecha.

En el hemisferio sur, esta desviación sería hacia la izquierda. Como resultado, las corrientes oceánicas se mueven en sentido horario (anticiclónicamente) en el hemisferio norte y en sentido anti horario (ciclónicamente) en el hemisferio sur; La fuerza de Coriolis los desvía a unos 45 ° de la dirección del viento, y en el ecuador no habría una desviación horizontal aparente.

Fuerzas de fricción

El movimiento del agua a través de los océanos se ralentiza por la fricción, y el fluido circundante se mueve a una velocidad diferente. Una capa de fluido de movimiento más rápido tiende a arrastrarse a lo largo de una capa de movimiento más lento, y una capa de movimiento más lento tenderá a reducir la velocidad de una capa de movimiento más rápido.

Esta la transferencia de impulso entre las capas se conoce como fuerzas de fricción. La transferencia de momento es un producto de la turbulencia que mueve la energía cinética a escalas más pequeñas hasta que en la escala de decenas de micras (1 micra = 1 / 1,000 mm) se disipa como calor.

El viento que sopla sobre la superficie del mar transfiere impulso al agua. Esta fuerza de fricción en la superficie del mar (es decir, la tensión del viento) produce la circulación impulsada por el viento. Las corrientes que se mueven a lo largo del fondo del océano y los lados del océano también están sujetas a la influencia de fricción de la capa límite. El suelo oceánico inmóvil quita impulso a la circulación de las aguas del océano.

Corrientes geostróficas

Para la mayor parte del volumen del océano lejos de las capas límite, que tienen un espesor característico de 100 metros (aproximadamente 330 pies), las fuerzas de fricción son de menor importancia, y la ecuación de movimiento para fuerzas horizontales se puede expresar como un simple equilibrio de horizontal Gradiente de presión y fuerza de Coriolis, se llama Equilibrio geostrófico.

En una Tierra no giratoria, el agua se aceleraría por un gradiente de presión horizontal y fluiría de alta a baja presión. Sin embargo, en la Tierra en rotación, la fuerza de Coriolis desvía el movimiento, y la aceleración cesa solo cuando la velocidad, U, de la corriente es lo suficientemente rápida como para producir una fuerza de Coriolis que puede equilibrar exactamente la fuerza de gradiente de presión horizontal.

En el hemisferio norte, esta dirección es tal que la presión alta está hacia la derecha cuando se mira en la dirección actual, mientras que en el hemisferio sur está hacia la izquierda. Este tipo de corriente se llama corriente geostrófica. La simple ecuación dada arriba proporciona la base para un método indirecto de computar las corrientes oceánicas.

El relieve de la superficie del mar también define las líneas de corriente (trayectorias) de la corriente geostrófica en la superficie en relación con el nivel de referencia profundo. Las colinas representan alta presión, y los valles representan baja presión.

La rotación en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio norte con una mayor presión en el centro de rotación se denomina movimiento anticiclónico. La rotación en sentido contrario a las agujas del reloj con menor presión en su centro es un movimiento ciclónico. En el hemisferio sur, el sentido de rotación es el opuesto, porque el efecto de la fuerza de Coriolis ha cambiado su signo de desviación.

Capa de Ekman

El viento ejerce una presión sobre la superficie del océano proporcional al cuadrado de la velocidad del viento y en la dirección del viento, poniendo en movimiento la superficie del agua.

Este movimiento se extiende a una profundidad de unos 100 metros en lo que se llama la capa de Ekman, después del oceanógrafo sueco V. Walfrid Ekman, quien en 1902 dedujo estos resultados en un modelo teórico construido para ayudar a explicar las observaciones de la deriva del viento en el Ártico.

Dentro de la capa de Ekman oceánica, la tensión del viento se equilibra con la fuerza de Coriolis y las fuerzas de fricción. El agua de la superficie se dirige en un ángulo de 45 ° al viento, a la derecha en el hemisferio norte ya la izquierda en el hemisferio sur. Con creciente profundidad en la capa límite.

El patrón de corrientes oceánicas producido por el transporte de Ekman inducido por el viento se denomina Transporte de Sverdrup. Muchas de las características principales de la circulación general impulsada por el viento utilizan el medio climatológico y la distribución de la tensión del viento en la superficie del mar como fuerza motriz.

Tipos de circulación de las corrientes oceánicas

La circulación oceánica deriva su energía en la superficie del mar de dos fuentes que definen dos tipos de circulación:

  • Circulación impulsada por el viento forzada por la tensión del viento en la superficie del mar, que induce un intercambio de impulso.
  • Circulación termohalina, impulsada por las variaciones en la densidad del agua impuesta en la superficie del mar mediante el intercambio de calor del océano y el agua con la atmósfera, lo que induce un intercambio de flotabilidad.

Estos dos tipos de circulación no son completamente independientes, ya que la flotabilidad mar-aire y el intercambio de momento dependen de la velocidad del viento.

La circulación impulsada por el viento es la más vigorosa de las dos y está configurada como Giros que dominan una región oceánica. La circulación impulsada por el viento es más fuerte en la capa superficial.

La circulación termohalina es más lenta, con una velocidad típica de 1 cm (0,4 pulgadas) por segundo, pero este flujo se extiende al fondo marino y forma patrones de circulación que envuelven el océano global.

Corrientes oceánicas impulsadas por el viento

La tensión del viento induce un patrón de circulación que es similar para cada océano. En cada caso, la circulación impulsada por el viento se divide en giros que se extienden a lo largo de todo el océano: los giros subtropicales se extienden desde el sistema de corriente ecuatorial hasta los vientos del oeste máximos en un campo de viento cercano a los 50 ° de latitud, y los giros subpolares se extienden hacia el polo de los vientos del oeste.

La penetración de profundidad de las corrientes oceánicas impulsadas por el viento depende de la intensidad de la estratificación del océano: en aquellas regiones de fuerte estratificación, como en los trópicos, las corrientes superficiales se extienden a una profundidad de menos de 1,000 metros (aproximadamente 3,300 pies), y dentro del Regiones polares de baja estratificación: la circulación impulsada por el viento llega hasta el fondo marino.

Corrientes oceánicas ecuatoriales

En el Ecuador, las corrientes se dirigen en su mayor parte hacia el oeste, la Corriente ecuatorial norte en el hemisferio norte y la corriente ecuatorial sur en el hemisferio sur. Cerca del ecuador térmico, donde se encuentra el agua superficial más cálida, se produce el flujo hacia el este contador de corriente ecuatorial.

Esta corriente está ligeramente al norte del ecuador geográfico, dibujando la franja norte de la Corriente Ecuatorial del Sur a 5 ° Ν. El desplazamiento hacia el hemisferio norte coincide con un desplazamiento similar en el campo de viento. El viento de este a oeste a través de las aguas tropicales del océano provoca la divergencia del transporte Ekman en el Ecuador, que enfría el agua de la superficie allí.

Corrientes Oceánicas
Las corrientes oceánicas son desplazamientos de masas de agua debido a la acción del viento

En el ecuador geográfico, se encuentra una corriente similar a un chorro justo debajo de la superficie del mar, que fluye hacia el este hacia la corriente de la superficie. Esto se llama corriente ecuatorial. Alcanza velocidades de más de 1 metro por segundo a una profundidad de casi 100 metros.

Es impulsado por el nivel del mar más alto en los márgenes occidentales del océano tropical, produciendo un gradiente de presión, que en ausencia de una fuerza de Coriolis horizontal impulsa una corriente de oeste a este a lo largo del ecuador. El campo de viento invierte el flujo dentro de la capa superficial, induciendo la Corriente Ecuatorial del Sur.

La circulación ecuatorial experimenta variaciones después de los períodos irregulares de aproximadamente tres a ocho años de la Oscilación del Sur (es decir, fluctuaciones de la presión atmosférica sobre la región tropical del Indo-Pacífico).

El debilitamiento del viento de este a oeste durante una fase de la Oscilación del Sur permite que el agua caliente en el margen occidental retroceda hacia el este al aumentar el flujo de la Corriente Contador Ecuatorial.

Los giros subtropicales

Los giros subtropicales son características de circulación anticiclónica de las corrientes oceánicas. El transporte de Ekman dentro de estos giros obliga a que el agua de la superficie se hunda, dando lugar a la convergencia subtropical cerca de 20 ° –30 ° de latitud.

El centro del giro subtropical se desplaza hacia el oeste. Esta intensificación de las corrientes oceánicas hacia el oeste fue explicada por el meteorólogo y oceanógrafo estadounidense Henry M. Stommel (1948) como resultado del hecho de que la fuerza horizontal de Coriolis aumenta con la latitud.

Esto hace que la corriente de límite occidental que fluye hacia el polo sea una corriente similar a un chorro que alcanza velocidades de 2 a 4 metros (6.5 a 13 pies) por segundo. Esta corriente transporta el exceso de calor de las latitudes bajas a latitudes más altas.

El flujo dentro del límite interior y este del flujo ecuatorial de los giros subtropicales es bastante diferente. Es más bien un flujo lento de agua más fría que rara vez supera los 10 cm (aproximadamente 4 pulgadas) por segundo. Asociado a estas corrientes está el surgimiento costero que resulta del transporte de Ekman en alta mar.

La más fuerte de las corrientes oceánicas fronterizas occidentales es la Corriente del Golfo en el Océano Atlántico Norte. Transporta cerca de 30 millones de metros cúbicos (1 billón de pies cúbicos) de agua del océano por segundo a través del Estrecho de Florida y aproximadamente 80 millones de metros cúbicos (2.8 billones de pies cúbicos) por segundo a medida que fluye más allá del Cabo Hatteras en la costa de Carolina del Norte en EEUU.

Entre las otras corrientes fronterizas occidentales, la Kuroshio del Pacífico Norte es quizás el más parecido a la Corriente del Golfo, que tiene un transporte y una variedad de remolinos similares.

Las corrientes oceánicas de Brasil y la corriente del este de Australia son relativamente débiles. Las corrientes oceánicas de Agulhas tiene un transporte cercano al de la Corriente del Golfo. Permanece en contacto con el margen de África alrededor del borde sur del continente. Luego se separa del margen y se enrolla de nuevo al Océano Índico en lo que se llama la retroflexión de Agulhas.

No toda el agua transportada por la corriente de Agulhas regresa al este; alrededor del 10 al 20 por ciento se inyecta en el Océano Atlántico Sur como grandes remolinos que migran lentamente a través de él.

Los giros subpolares

Los giros subpolares son características de circulación ciclónica. El transporte de Ekman dentro de estas características fuerza la surgencia y la divergencia de las aguas superficiales. En el Atlántico norte el giro subpolar consiste en la corriente del Atlántico Norte en su lado ecuatorial y la corriente noruega que transporta agua relativamente cálida hacia el norte a lo largo de la costa de Noruega.

El calor liberado de la corriente noruega a la atmósfera mantiene un clima moderado en el norte de Europa. A lo largo de la costa este de Groenlandia es el frío que fluye hacia el sur de la corriente del este de Groenlandia y da vueltas alrededor del extremo sur de Groenlandia y continúa fluyendo hacia el Mar Labrador.

El flujo hacia el sur que continúa en la costa de Canadá se llama corriente de Labrador. Esta corriente se separa en su mayor parte de la costa cerca de Terranova para completar el giro subpolar del Atlántico Norte. Sin embargo, parte del agua fría de la Corriente de Labrador se extiende hacia el sur.

En el Pacífico Norte, el giro subpolar está compuesto por el flujo que fluye hacia el norte corriente de Alaska, la corriente Aleutiana, y el frío que fluye hacia el sur corriente de oyashio. La corriente del Pacífico Norte forma la separación entre los giros subpolar y subtropical del Pacífico Norte.

En el hemisferio sur, los giros subpolares están menos definidos. Los grandes giros que fluyen ciclónicamente se encuentran hacia el polo de la Corriente Circumpolar Antártica y pueden considerarse contrapartes de los giros subpolares del hemisferio norte.

Corrientes oceánicas circumpolar antártica

El Océano del Sur une los océanos principales por un cinturón circumpolar profundo en el rango de 50 ° a 60 ° S. En este cinturón fluye la Corriente Circumpolar Antártica de oeste a este, rodeando el globo terráqueo en latitudes altas.

Transporta 125 millones de metros cúbicos (4,4 mil millones de pies cúbicos) de agua de mar por segundo en un recorrido de unos 24,000 km (aproximadamente 14,900 millas) y es el factor más importante para disminuir las diferencias entre los océanos.

Las corrientes oceánicas Circumpolar Antártica no es una corriente de un solo eje bien definida, sino que consiste en una serie de corrientes individuales separadas por zonas frontales. Alcanza el fondo marino y se guía a lo largo de su recorrido por la topografía de fondo irregular… Grandes meandros y remolinos se desarrollan en la corriente a medida que fluye.

Estas características inducen la transferencia de calor hacia el polo, lo que puede ser importante para equilibrar la pérdida de calor oceánico a la atmósfera sobre la región antártica más al sur.

Circulación termohalina

La circulación general de los océanos consiste principalmente en las corrientes oceánicas impulsadas por el viento. Estos, sin embargo, se superponen a la circulación mucho más lenta impulsada por las diferencias horizontales de temperatura y salinidad, es decir, la circulación termohalina.

La circulación termohalina llega hasta el fondo marino y, a menudo, se la denomina profundidad abisal de la circulación oceánica. La medición de la temperatura del agua de mar y la distribución de salinidad es el método principal para estudiar los patrones de flujo profundo.

También se examinan otras propiedades; por ejemplo, las concentraciones de oxígeno, carbono-14 y los compuestos producidos sintéticamente, como los clorofluorocarbonos, se miden para obtener los tiempos de los residentes y las tasas de dispersión de las aguas profundas.

En algunas áreas del océano, generalmente durante la temporada de invierno, el enfriamiento o la evaporación neta hacen que el agua superficial se convierta en agua. Lo suficientemente densa como para hundirse.

La convección penetra hasta un nivel en el que la densidad del agua que se hunde coincide con la del agua circundante. Luego se extiende lentamente hacia el resto del océano. Otra agua debe reemplazar el agua de la superficie que se hunde. Esto configura la circulación termohalina.

La circulación termohalina básica consiste en el hundimiento del agua fría en las regiones polares, principalmente en el Atlántico norte y cerca de la Antártida. Estas densas masas de agua se extienden por toda la extensión del océano y ascienden gradualmente para alimentar un flujo de retorno lento a las regiones que se hunden.

El agua profunda del Atlántico norte se forma principalmente en Groenlandia y los Mares noruegos, donde el enfriamiento del agua salada introducida por la corriente noruega induce el hundimiento.

Esta agua se derrama sobre el borde de la cresta que se extiende desde Groenlandia hasta Escocia, extendiéndose hasta el fondo marino hacia el sur como una columna convectiva. Luego fluye hacia el sur, presionando contra el borde occidental del Atlántico Norte.

Una tercera variedad de aguas profundas del Atlántico norte se deriva de la evaporación neta dentro del Mar Mediterráneo. Esto atrae las aguas superficiales hacia el Mediterráneo a través del Estrecho de Gibraltar. La masa de agua salada formada dentro del Mediterráneo sale como una corriente más profunda. Desciende a profundidades de aproximadamente 1.000 metros en el Océano Atlántico Norte, formando la capa más alta del Agua Profunda del Atlántico Norte.

La mezcla de aguas profundas del Atlántico norte, con una tasa de formación total de 15 a 20 millones de metros cúbicos (530 a 706 millones de pies cúbicos) por segundo, ventila rápidamente el Océano Atlántico, lo que da como resultado un tiempo de residencia de menos de 200 años.

Las aguas profundas se extienden desde su fuente a lo largo del lado occidental del Océano Atlántico y, al alcanzar la Corriente Circumpolar Antártica, se extienden hacia los océanos Índico y Pacífico. El hundimiento de las aguas profundas del Atlántico norte se compensa con el lento surgimiento de las aguas profundas, principalmente en el Océano meridional, para reponer el estrato superior de agua que ha descendido como agua profunda del Atlántico norte.

Los remanentes de aguas profundas del Atlántico norte se mezclan con el agua del Océano Austral para propagarse a lo largo del lecho marino hasta el Océano Pacífico Norte.

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