Esto es una traducción al castellano adaptada de este artículo, los que no quieran leerse todo el artículo, es un poco largo y farragoso, pueden leerse solo el resumen:
Resumen
La Corriente Circumpolar Antártica (CCA) es una corriente oceánica vital que conecta las principales cuencas oceánicas y tiene un papel desproporcionado en el sistema climático global. Es la corriente oceánica con mayor caudal del mundo, con un transporte observado de aproximadamente 173 Sverdrups (1 Sverdrups = 1.000.000 m³/s). La CCA ha experimentado importantes variaciones en intensidad en climas pasados, pero los factores que impulsan estos cambios son difíciles de determinar. Los modelos oceánicos anteriores han tenido problemas para analizar los procesos a pequeña escala que controlan su intensidad. Un estudio reciente utiliza un nuevo modelo global de hielo-océano para explorar cómo el deshielo antártico y el calentamiento proyectado afectarán el transporte de la CCA en el Océano Austral.
El Océano Austral está experimentando un rápido cambio, con la capa de hielo antártica perdiendo masa y liberando grandes cantidades de agua dulce. La extensión del hielo marino disminuyó drásticamente después de 2016 y alcanzó su valor más bajo registrado en 2023. El deshielo de las plataformas de hielo alrededor de la Antártida se exporta a latitudes más bajas a través del Agua Intermedia Antártica (AAIW). Este proceso debilita la estratificación de la densidad zonal, lo que provoca la desaceleración de las corrientes zonales subsuperficiales y una posible ralentización de la CCA. Los cambios en la formación y el deshielo del hielo marino están relacionados con la formación del Agua de Fondo Antártica (AABW). La formación del AABW en el Mar de Weddell se ha reducido un 30% desde 1992, en parte como resultado de los cambios en los vientos y el deshielo.
Las simulaciones indican que, en un escenario de altas emisiones, la intensidad de la CCA podría disminuir aproximadamente un 20% para 2050. Esta disminución del transporte se debe al deshielo que genera una reducción en el transporte zonal y de la CCA. Se ha proyectado que el AABW podría disminuir en un 42% para 2050 debido a una constante perturbación por el deshielo. La disminución de la densidad en la columna de agua se debe a una combinación de factores, incluido el enfriamiento polar causado por el deshielo, la salinización de las capas subsuperficiales antárticas y el calentamiento en la mayoría de las regiones oceánicas. Este proceso hace que el gradiente de densidad meridional del océano profundo sea menos pronunciado, lo que debilita el ACC.
Los resultados de las simulaciones muestran una disminución del transporte zonal, así como un aumento del transporte zonal hacia el oeste en el talud continental antártico, lo que fortalece la Corriente del Talud Antártico. En el resto del Océano Austral, el transporte hacia el este disminuye, lo que indica una reducción general de la ACC. Un gráfico muestra una disminución del 20% en el transporte del ACC a través del Pasaje de Drake en cuatro décadas, lo que corresponde a una tasa de 5 Sv/década. Las simulaciones también revelan que el transporte de la CCA prácticamente no cambia cuando el modelo se ve forzado únicamente por las variaciones previstas en los vientos y la temperatura, lo que subraya el papel fundamental del deshielo. La reducción de la CCA podría tener un impacto de gran alcance en el clima global, la distribución del calor oceánico y los ecosistemas marinos.
Introducción
La Corriente Circumpolar Antártica (CCA) es la corriente oceánica más potente del mundo y desempeña un papel desproporcionado en el sistema climático debido a su función como unión para las principales cuencas oceánicas. Este sistema de corrientes está vinculado a la circulación vertical oceánica y, por lo tanto, es fundamental para la absorción de calor y CO2 en el océano. La intensidad de la CCA ha variado sustancialmente entre climas cálidos y fríos en el pasado de la Tierra, pero los factores dinámicos exactos de este cambio siguen siendo difíciles de determinar. Esto se debe, en parte, a que los modelos oceánicos históricamente no han podido analizar adecuadamente los procesos a pequeña escala que controlan la intensidad de la corriente.
Según una simulación, hacia 2050, la intensidad de la CCA disminuirá aproximadamente un 20 % en un escenario de altas emisiones. Esta disminución se debe al agua de deshielo de las plataformas de hielo alrededor de la Antártida, que se exporta a latitudes más bajas a través del Agua Intermedia Antártica. Este proceso debilita la estratificación de la densidad zonal, históricamente sustentada por los gradientes de temperatura superficial, lo que resulta en una desaceleración de las corrientes zonales subsuperficiales. Esta disminución del transporte, de materializarse, tendría importantes implicaciones en la circulación oceánica global.
Figura 1. Instantánea de la velocidad superficial del agua del océano austral. Se muestra la velocidad superficial promedio diaria del 31 de diciembre de 1990 en el ciclo final de una simulación.
El Océano Austral se encuentra en un estado de rápido cambio
Las observaciones satelitales revelan que la capa de hielo antártica está perdiendo masa a un ritmo acelerado, liberando grandes cantidades de agua dulce al océano a lo largo de la costa antártica. La extensión del hielo marino, que aumentó ligeramente hasta 2016, ha disminuido rápidamente desde entonces. En 2023, la extensión del hielo marino descendió a su valor más bajo desde la llegada de las observaciones satelitales. Los cambios en la formación y el derretimiento del hielo marino están vinculados a la formación del Agua de Fondo Antártica (AABW), que favorece la absorción de calor y carbono de la atmósfera hacia las profundidades oceánicas y representa entre el 30% y el 40% del volumen de agua de fondo oceánico global generada. Investigaciones anteriores han demostrado que la formación de AABW en el mar de Weddell se ha reducido en un 30% desde 1992 como resultado de los cambios en los vientos y el derretimiento del hielo. Una de las preguntas más urgentes que surgen de estos cambios observados en el océano Austral es cómo responderá la Corriente Circumpolar Antártica (ACC). La ACC tiene un transporte observado de aproximadamente 173 Sverdrups (1 Sverdrups = 1.000.000 m³/s), lo que la convierte en la corriente oceánica más caudalosa del mundo. La ACC es la única corriente que rodea el planeta sin cruzar fronteras continentales y también sustenta la circulación de retorno a escala global entre las tres principales cuencas oceánicas. El transporte de la ACC está limitado por el equilibrio geostrófico debido a la relación entre los vientos térmicos, que es función de la distribución de la densidad meridional y vertical en todo el Océano Antártico. La configuración de estas capas de densidad está sujeta a alteraciones por los vientos superficiales, así como por los intercambios de salinidad y temperatura en la superficie, los cuales están sujetos a cambios rápidos debido al cambio climático en curso. Los vientos dominantes del oeste, un rasgo característico del Océano Antártico, inducen un transporte de Ekman hacia el norte que tiende a intensificar la inclinación de las capas de densidad, aumentando el gradiente de densidad meridional variable según la profundidad. Sin embargo, este proceso se ve contrarrestado por el aumento de los remolinos baroclínicos y la mezcla, que, en conjunto, moderan el gradiente de densidad meridional y compensan el transporte. Por otro lado, la respuesta de la ACC a las variaciones en la distribución de la flotabilidad superficial (es decir, los flujos de calor o agua dulce) también es importante y se ha visto influenciada por cambios climáticos pasados.
Figura 2. Transporte zonal en simulaciones del modelo. (a) Transporte zonal de media temporal e integración vertical en la simulación de repetición forzada anual (promediado durante los últimos diez años de la simulación), (b) transporte zonal de media temporal e integración vertical en la simulación de perturbación futura, promediado durante el período 2040-2050, y (c) diferencia en el transporte zonal entre la perturbación futura y la simulación forzada anual. (d) Transporte ACC promediado anualmente (definido por la máscara de altura de la superficie del mar (línea negra discontinua en (a)-(c)) a través del Pasaje de Drake en la simulación de perturbación futura (línea azul), la perturbación futura sin agua de deshielo (línea roja) y transporte de media temporal en la simulación (línea negra continua; promediado durante los últimos diez años de la simulación). Las líneas grises en los paneles (a)–(c) muestran las ubicaciones del Pasaje de Drake utilizadas para el diagnóstico de transporte en el panel (d).
La ACC también está vinculada a la formación de AABW a lo largo de los márgenes antárticos. Simulaciones numéricas directas con resolución de turbulencia y simulaciones idealizadas con un modelo de remolinos han demostrado que la convección alrededor del continente antártico, que alimenta la AABW sin necesidad de forzamiento del viento, podría generar una corriente circumpolar similar a la ACC. Esto concuerda con un estudio de caso idealizado a partir de un modelo de gravedad reducida, donde el inicio de la formación de la AABW conlleva un gran aumento del transporte zonal. Estos resultados sugieren que un cambio en la convección alrededor de la Antártida, estrechamente vinculado a la producción de agua de deshielo y hielo marino alrededor del continente antártico, podría modificar directamente la ACC. En las últimas décadas, se ha observado una disminución en la formación de la AABW, y el enfriamiento por agua de deshielo glacial ha desempeñado un papel clave en la reducción de la convección que alimenta la formación de la AABW. Un reciente modelo de alta resolución encontró que el AABW podría disminuir en un 42 % para 2050 en respuesta a una perturbación constante del agua de deshielo. Si se establece el vínculo entre la formación del AABW y el transporte eólico térmico es evidente en el océano real, lo que sugeriría que la ACC experimentará una disminución de su intensidad a largo plazo. Sin embargo, hasta la fecha no se ha realizado ningún estudio sobre el impacto de las constantes perturbaciones del agua de deshielo en la ACC. Una evaluación exhaustiva de las observaciones históricas y los modelos climáticos realizada recientemente, reveló que el transporte zonal en el Océano Austral se ha acelerado en las últimas décadas. Esta aceleración se ha atribuido hasta ahora a un aumento de los gradientes de temperatura meridionales en la región y se limita a una banda relativamente estrecha centrada en 52° S. Sin embargo, las simulaciones no incluyen los flujos de agua de deshielo de las plataformas de hielo, por lo que no incluyen el impacto de dichos flujos de agua dulce en la dinámica del Océano Austral. Las simulaciones tienen una resolución relativamente baja, de 1 grado de resolución horizontal, por lo que no capturan adecuadamente los remolinos de submesoescala. Además, el transporte de la CCA a través del Pasaje de Drake se ha mantenido sin cambios entre 2005 y 2019, lo que sugiere que la aceleración del transporte zonal observada no ha influido en la CCA en el Pasaje de Drake. Por lo tanto, aún se desconoce cómo el aumento del derretimiento de las plataformas de hielo, que transportará grandes volúmenes de agua dulce al Océano Austral, afectará la reciente aceleración del transporte zonal o la relativamente estable CCA en el futuro.
Para explorar esta cuestión, se ha utilizado un nuevo modelo global de hielo-océano con resolución de remolinos, pionero en su tipo, forzado con flujos de agua de deshielo, para explorar el impacto del derretimiento y el calentamiento proyectados en el transporte de la CCA en el Océano Austral. En este modelo, el calentamiento superficial se ve rápidamente eclipsado por el enfriamiento polar debido al derretimiento del hielo en el Océano Austral. El agua de deshielo superficial se transporta hacia el norte a través de los patrones de circulación predominantes, lo que provoca una desaceleración del transporte zonal subacuático. En estas simulaciones, se proyecta que la ACC se desacelerará aproximadamente un 20% para 2050 en un escenario de altas emisiones.
Figura 3. Resumen de las propiedades de temperatura, salinidad y densidad del Océano Antártico en el conjunto de simulaciones realizadas. Promedio temporal de la superficie (líneas rojas) y promedio de la profundidad (líneas negras): (a) salinidad, (b) temperatura y (c) densidad en las simulaciones (líneas discontinuas) y de perturbación futura (líneas continuas). Cambio en la salinidad superficial (líneas rojas) y promedio de la profundidad (líneas negras): (d) salinidad, (e) temperatura y (f) densidad (promedio temporal durante los últimos diez años de simulación) y la simulación de perturbación futura (promedio temporal entre 2040 y 2050). Cambio promediado zonalmente en (g) salinidad, (h) temperatura e (i) densidad entre el promedio y la simulación de perturbación futura.
Resultados
Se han evaluado los cambios en el transporte zonal en tres simulaciones: una simulación climática neutral y dos simulaciones de perturbaciones futuras.
Dada la resolución horizontal relativamente alta del modelo, estas simulaciones capturan múltiples escalas de procesos oceánicos, desde remolinos de pequeña escala cerca de la costa antártica hasta chorros y frentes de gran escala que caracterizan la ACC. La amplia gama de dinámicas capturadas por el modelo 1 se muestra en la instantánea de la velocidad superficial en la figura 1.
El conjunto de simulaciones revela una disminución a largo plazo del transporte zonal (como se muestra en la figura 2). Comprender la causa de esta tendencia descendente es importante para predecir cambios climáticos y oceánicos más amplios. El patrón de transporte zonal promedio en la simulación de la Corriente Forzada de Repetición Anual (RYF) muestra una fuerte serie circumpolar de chorros que componen la ACC (figura 2(a)). Durante los últimos diez años de la simulación RYF, el transporte zonal a través del Pasaje de Drake es de 113 Sv (línea negra continua en la figura 2(d)).
En contraste con la simulación RYF, la simulación de perturbación futura (promediada durante la década de 2040 a 2050) muestra cambios importantes en el transporte zonal en diferentes partes del Océano Austral. Se observa un aumento en el transporte zonal hacia el oeste (color azul) sobre el talud continental antártico, en consonancia con la ubicación de la Corriente del Talud Antártico en este modelo (figura 2(b)). Este fortalecimiento de la Corriente del Talud Antártico se ha reportado previamente en una configuración de perturbación de agua de deshielo más idealizada con el mismo modelo y un modelo acoplado de plataforma de hielo-hielo marino-océano. En el resto del Océano Austral, el transporte hacia el este ha disminuido en general, lo que indica una disminución de la ACC y del transporte zonal. Esta disminución también es visible en el transporte de la ACC integrado verticalmente en la figura 2(d), con una disminución aproximada del 20% a lo largo de cuatro décadas en el Pasaje de Drake, a una tasa de 5 Sv/década.
La perturbación futura sin simulación de agua de deshielo muestra que esta disminución de la ACC y del transporte zonal se debe enteramente a la producción de agua de deshielo alrededor de la Antártida (compárense las líneas roja y azul en la figura 2(d)). Cuando el modelo se ve forzado únicamente por los cambios proyectados en los vientos y la temperatura, el transporte de la ACC permanece prácticamente sin cambios. En el modelo analizado aquí, las proyecciones futuras del agua de deshielo antártica compensan rápidamente cualquier aceleración provocada por el calentamiento, lo que indica un cambio en la dinámica que controla el transporte en el Océano Austral.
El transporte zonal en el Océano Austral se sustenta en los perfiles de densidad y estratificación de la columna de agua. Para comprender la pronunciada caída del transporte zonal en las ejecuciones de perturbación, es esencial comprender los cambios en los perfiles meridionales y verticales de temperatura, salinidad y densidad. Existe un gradiente meridional promediado zonalmente de dulce a salado, de frío a cálido y denso a ligero en la superficie del Océano Austral (líneas rojas en las figuras 3(a)-(c)). Sin embargo, en un sentido promediado en profundidad, el gradiente de salinidad se invierte (líneas negras en la figura 3(a)), debido a la inclusión de las aguas profundas circumpolares subsuperficiales, más saladas, a lo largo de los márgenes antárticos, y el agua dulce subducida en las aguas antárticas más al norte.
No obstante, el gradiente meridional medio de densidad en el Océano Austral presenta agua densa en el sur y agua más ligera en el norte.
El cambio en este gradiente medio revela la causa raíz de la disminución del transporte zonal (figuras 3(d)-(i)). La salinidad de la superficie del mar disminuye a lo largo de los márgenes antárticos (latitudes al sur de 65° S), y hay un mayor enfriamiento en las latitudes subpolares. (latitudes al norte de 65° S) consistente con la subducción del Agua Intermedia Antártica (AAIW). En latitudes subpolares profundas, existe una ligera tendencia al aumento de la salinidad. El campo de temperatura, por otro lado, generalmente se calienta en la mayoría de las regiones del océano, con aumentos sustanciales observados, en particular, alrededor de los márgenes antárticos. El aumento de temperatura alrededor de los márgenes antárticos no se observa en la futura perturbación sin simulación de agua de deshielo (no se muestra), lo que implica que el calentamiento de los márgenes antárticos en este caso es un fenómeno impulsado por el agua de deshielo. El impacto neto de este enfriamiento y calentamiento espacialmente heterogéneo es una disminución neta de toda la columna de agua, como se muestra en las figuras 3(f) e (i). La salinización subsuperficial de los márgenes antárticos se ve contrarrestada eficazmente por la señal de calentamiento en la zona, lo que provoca una pérdida de densidad en los márgenes. Más al norte, el calentamiento de la capa mixta y el enfriamiento de las aguas antárticas se combinan para aligerar el océano subsuperficial (figura 3(i)). Estos cambios de temperatura y salinidad tienen repercusiones significativas en la estratificación general, lo que puede influir en la ACC y el transporte zonal.
Este aumento de la estratificación de arriba a abajo es Atribuido principalmente a la acumulación de agua dulce cerca del margen antártico y al calentamiento del subsuelo en las latitudes subpolares.
Estos resultados muestran que el transporte integrado zonal y de la ACC disminuye en respuesta al derretimiento y desprendimiento del hielo polar.
Al visualizar el transporte integrado zonal y en profundidad (figura 4), se ven las regiones donde el cambio en el transporte es mayor y los cambios en la estratificación que provoca esta disminución. En la perturbación futura sin simulaciones de agua de deshielo, hay un cambio insignificante en el transporte integrado en profundidad al sur de los 55° S, y un aumento en la velocidad zonal al norte de los 55° S (es decir, al norte de las latitudes del Pasaje de Drake). También hay un cambio mínimo en la densidad, ya que Esto se indica mediante las líneas isopicnas en la figura 4(c). Por otro lado, la futura serie de perturbaciones presenta cambios sustanciales en la densidad tanto en los márgenes antárticos como en las latitudes subpolares (incluidas las latitudes del Pasaje de Drake). La disminución general de la densidad (comparada con las líneas rojas y negras en la figura 4(d)) es coherente con la pérdida de densidad de la columna de agua que se muestra en la figura 3(i). Se observa un aumento de la pendiente de las isopicnas en los márgenes antárticos (es decir, una pendiente cada vez más negativa), en comparación con un aplanamiento de las isopicnas más al norte.
El componente geostrófico del flujo zonal (mostrado en las figuras 4(a), (b), (e) y (f)) muestra el impacto relativo de los cambios en la cizalladura geostrófica en el transporte zonal. En general, el transporte geostrófico imita en gran medida el cambio real en el transporte fuera de las regiones de corrientes de pendiente (es decir, fuera de la región entre 70° S y 65° S), particularmente en la simulación futura (figura 4(b)). Esto sugiere que la reducción en el componente este del transporte se debe a la disminución de la cizalladura geostrófica, como lo demuestra el aplanamiento de las isopicnas en esa zona. Cabe destacar que el flujo geostrófico es menor que el transporte real debido a la suposición necesaria de que 4000 dbar representan un nivel sin movimiento. Por lo tanto, esperamos que la magnitud del flujo geostrófico sea menor, ya que no alcanza algunos flujos límite moderados por debajo de los 5000 m.
Figura 4. Cambio del transporte zonal entre las simulaciones RYF y de perturbaciones futuras. (a) Cambio del transporte zonal integrado en profundidad en la simulación de perturbaciones futuras (sin agua de deshielo), (b) Cambio del transporte zonal integrado en profundidad en la simulación de perturbaciones futuras, (c) Cambio del transporte zonal integrado zonalmente en la simulación de perturbaciones futuras (sin agua de deshielo) y (d) Cambio del transporte zonal integrado zonalmente en la simulación de perturbaciones futuras. (e) Cambio del transporte geostrófico integrado zonalmente en la simulación de perturbaciones futuras (sin agua de deshielo) y (f) Cambio del transporte geostrófico integrado zonalmente en la simulación de perturbaciones futuras. Las curvas de nivel rojas y negras en los paneles (c) y (f) muestran las densidades medias temporales seleccionadas en las simulaciones RYF (negra) y futuras (roja).
Discusión
El debilitamiento observado de la CCA en la simulación de perturbaciones futuras es un hallazgo crucial con implicaciones significativas para la comprensión de los cambios oceánicos y climáticos futuros. La reducción de la CCA y del transporte zonal, de aproximadamente un 20% a lo largo de cuatro décadas, sugiere una reconfiguración sustancial de la dinámica del Océano Austral. Este cambio en la CCA, uno de los principales sistemas de corrientes del planeta, podría tener impactos de gran alcance en los patrones climáticos globales, la distribución del calor oceánico y los ecosistemas marinos. El endulzamiento de las aguas superficiales y subterráneas, en particular alrededor de los márgenes antárticos, y la salinización de las capas oceánicas más profundas, pone de relieve las alteraciones en la estructura termohalina del océano que podrían estar en curso. La señal de calentamiento observada en la mayoría de los lugares, especialmente alrededor de los márgenes antárticos, coincide con las expectativas generales de calentamiento oceánico futuro. El esquema de la figura 5 resume la interacción entre la subducción, la estratificación y el transporte zonal que explica los cambios en la ACC en las simulaciones de perturbaciones futuras. Dos cambios principales en la circulación de subducción son la disminución del AABW y el endulzamiento del AAIW debido al derretimiento del hielo. Estos cambios impactan la columna de agua cerca de los márgenes antárticos: se observa un aumento del contenido de agua dulce y la estratificación en la capa superior del océano, y una reducción de la convección profunda, lo que reduce aún más el transporte de agua fría y dulce al abismo. En consecuencia, cerca de los márgenes antárticos, la capa superior del océano pierde densidad debido al endulzamiento, mientras que la capa profunda del océano pierde densidad principalmente debido al calentamiento del océano (a pesar del ligero aumento de la salinidad en esa zona). Más al norte, la capa superior y la capa profunda del océano se calientan considerablemente, lo que aligera aún más la columna de agua. En la capa superior del océano, el efecto neto de estos cambios en la columna de agua es un aumento del gradiente de densidad meridional, lo que impulsa una aceleración de la ACC en la capa superior del océano a través del equilibrio térmico del viento. Sin embargo, el océano profundo experimenta un enfriamiento (subducido por el AAIW), que compensa el enfriamiento profundo y produce un cambio de densidad insignificante. Como resultado, el gradiente de densidad vertical del océano profundo se vuelve menos profundo, junto con un debilitamiento del gradiente de densidad meridional, lo que impulsa una desaceleración de la ACC a través del equilibrio térmico del viento. El efecto neto del fortalecimiento del ACC en la capa superior del océano y el debilitamiento del ACC en el océano profundo es una reducción general del transporte zonal y de la ACC. El mecanismo en la figura 5 destaca los complejos procesos que interactúan para impulsar una desaceleración de la ACC y del transporte zonal. Si asumimos que la compleja relación Si bien la relación entre los flujos de agua de deshielo y la intensidad del ACC ilustrada aquí se mantiene independientemente de los escenarios de emisiones, podemos predecir una futura disminución de la intensidad de la ACC, cuya magnitud se desconoce.
Figura 5. Esquema de la evolución del transporte zonal en el Océano Antártico y su relación con la inversión y la estratificación oceánicas. Los cambios en la masa de agua se deben al rápido endulzamiento de los márgenes antárticos y al calentamiento futuro de la mayor parte de la columna de agua.
El endulzamiento/salinización y el calentamiento/enfriamiento se muestran mediante parches de color verde claro/oscuro y rojo/azul claro, respectivamente. Las flechas muestran el transporte en el experimento RYF y de perturbaciones futuras, y las flechas curvas marcan los cambios en la convección profunda. Las isosuperficies de densidad en el experimento RYF y de perturbaciones futuras se muestran en azul claro y azul oscuro, respectivamente.
Cabe destacar que las simulaciones exploradas en este estudio presentan algunas salvedades importantes. En primer lugar, el modelo océano-hielo marino analizado no está acoplado a un modelo atmosférico o de manto de hielo. En consecuencia, podrían faltar retroalimentaciones clave.
Investigaciones anteriores han demostrado que las anomalías de la temperatura superficial del mar en el Pacífico Sur afectan significativamente la retroalimentación de las nubes, lo que a su vez puede modificar la dinámica del Océano Austral. Además, la inclusión de las cavidades de la plataforma de hielo puede diluir los flujos de agua dulce a medida que las columnas de agua de deshielo se mezclan con las aguas subterráneas en su camino hacia la superficie del océano. El retroceso de la plataforma de hielo también puede precipitar el colapso del manto de hielo debido a la falta de soporte, lo que altera significativamente los flujos de agua de deshielo alrededor de la Antártida.
