Desbordamiento del canal de Feroe Bank

La capa inferior mixta del FBC es donde se produce el desbordamiento real, alimentado por la entrada de agua fría y dulce del Atlántico Norte , agua modificada del Atlántico Norte , agua profunda del mar de Noruega y agua intermedia ártica del mar de Noruega . ^{[ 9 ]} Estas masas de agua tienen diferentes temperaturas (entre -0,5 y 7,0  °C) y salinidades (entre 34,7 y 35,4  g/kg). ^{[ 9 ]} Por lo tanto, puede ser complicado definir con exactitud qué agua que entra en el FBC contribuye al desbordamiento real. Son posibles cuatro definiciones, dos de las cuales dependen de la velocidad del desbordamiento, una depende del flujo del desbordamiento y otra depende de las propiedades del agua del desbordamiento.

La definición más simple se basa en las velocidades: el agua con una velocidad en dirección noroeste se denomina desbordamiento del canal de Feroe Bank. ^{[ 1 ]} En el umbral, las velocidades pueden alcanzar hasta 1,2  m/s, acelerándose al descender por la batimetría cada vez más profunda . ^{[ 9 ]} En este sentido, las altas velocidades se asocian con una fuerte mezcla y flujos altamente turbulentos . En la capa estratificada en la parte superior del canal, las velocidades se vuelven negativas (es decir, en dirección sureste), lo que hace que esta agua no forme parte del desbordamiento.

Otra opción es tener en cuenta los gradientes de presión barotrópicos (es decir, los gradientes horizontales de altura de la superficie del mar determinan las corrientes) y baroclínicos (es decir, los gradientes horizontales de densidad determinan las corrientes) en la profundidad de desbordamiento entre ambos lados del GSR:$${\displaystyle \Delta P_{trop}=g\Delta h}$$$${\displaystyle \Delta P_{clin}=g\Delta H{\frac {\Delta \rho }{\rho }}}$$dónde${\textstyle \Delta h}$es la disminución de la altura de la superficie del mar y${\textstyle \Delta H}$es la disminución de la altura de la interfaz desde las áreas aguas arriba hasta el umbral. ^{[ 10 ]} Procesos como la mezcla, la circulación y la convección contribuyen a estos gradientes de presión. La velocidad de desbordamiento, entonces, se escala de la siguiente manera con el gradiente de presión entre las cuencas al norte y al sur de la cresta:

$${\displaystyle v={\sqrt {2\left(\Delta P_{trop}+\Delta P_{clin}\right)}}}$$Esta velocidad se puede utilizar para definir el flujo de desbordamiento total en el FBC. ^{[ 11 ]}

Una tercera definición es la denominada desbordamiento cinemático : el flujo de agua desde el fondo del canal hasta la altura de la interfaz, siendo este el nivel donde la velocidad en dirección noroeste mide la mitad de la velocidad máxima en el perfil. ^{[ 10 ]} El flujo de desbordamiento se calcula entonces mediante$${\displaystyle Q_{k}(t)=\int _{x_{1}}^{x_{2}}v_{0}(x,t)\left(h_{0}(x,t)-h_{B}\right)\operatorname {d} \!x+\int _{x_{1}}^{x_{2}}q_{B}\left(x,t\right)\operatorname {d} \!x}$$dónde${\displaystyle v_{0}}$es la velocidad media del perfil ,${\displaystyle h_{0}}$es la altura de la interfaz,${\displaystyle h_{B}}$es la altura de la capa debajo de la estación de medición más baja en el canal, y${\displaystyle q_{B}}$es el flujo volumétrico por unidad de ancho del canal. ^{[ 10 ]}

Por último, el desbordamiento también puede definirse en función de las propiedades hidrográficas: concretamente, como el agua que fluye a través del FBC con una temperatura inferior a 3  °C, ^{[ 10 ]} o con una densidad potencial superior a 27,8  kg/m ³ . ^{[ 12 ]} Esta definición se utiliza con mayor frecuencia al estimar valores para la magnitud del FBCO.

Los perfiles de temperatura y salinidad, así como las velocidades de las corrientes en el FBC, varían considerablemente de un día a otro. El agua densa forma domos que se mueven a través del canal con un período de 2,5 a 6  días. ^{[ 2 ]} En la superficie del océano, esta periodicidad se puede observar en forma de ondas de Rossby topográficas en la superficie del mar, causadas por oscilaciones de mesoescala en el campo de velocidad. ^{[ 13 ]} Los remolinos resultantes son consecuencia de inestabilidades baroclínicas dentro del agua de desbordamiento, que luego inducen la periodicidad observada. ^{[ 14 ]}

En una escala temporal mayor, el forzamiento atmosférico también provoca cambios periódicos en el FBCO. Cuando la circulación atmosférica que rige los mares nórdicos se encuentra en un régimen ciclónico ( anticiclónico ), la fuente de las aguas profundas proviene predominantemente a través de una entrada occidental (oriental), y el FBCO será más débil (más fuerte). ^{[ 5 ]} La entrada oriental se denomina chorro del canal del estrecho de Feroe . Esta transición de un régimen ciclónico a uno anticiclónico tiene lugar en una escala temporal interanual, pero el forzamiento atmosférico también muestra un ciclo estacional. Durante el verano, los vientos ciclónicos debilitados se asocian con un mayor transporte de FBCO. Esto indica una respuesta barotrópica rápida al forzamiento del viento. ^{[ 5 ]}

Desde 1995, el FBCO ha sido monitoreado por un perfilador de corriente Doppler acústico continuo (ADCP), que mide el transporte de volumen, las propiedades hidrográficas y la densidad del desbordamiento. ^{[ 17 ]} El desbordamiento cinemático, derivado del campo de velocidad, mostró una tendencia lineal positiva no significativa de 0,01±0,013  Sv/año entre 1995 y 2015, mientras que la parte más fría del FBCO se calentó en ese mismo período con 0,1±0,06  °C (lo que hizo que la densidad disminuyera), causando un aumento del transporte de calor hacia el AMOC. ^{[ 18 ]} Sin embargo, este calentamiento está acompañado por un aumento observado de la salinidad (y por lo tanto de la densidad), lo que resulta en ningún cambio neto en la densidad. ^{[ 18 ]}

Los modelos climáticos han mostrado una tendencia general decreciente en el componente baroclínico del desbordamiento entre 1948 y 2005; sin embargo, el gradiente de presión barotrópica muestra una tendencia creciente de igual magnitud. Estos procesos se compensan entre sí; como resultado, la diferencia de presión en profundidad no muestra una tendencia significativa a lo largo del tiempo. ^{[ 11 ]}

La modelización inversa global, los estudios hidrográficos oceánicos, los inventarios de clorofluorocarbonos (CFC) y el monitoreo de la AMOC desde 2004 hasta la actualidad han demostrado que la AMOC se ha ralentizado en las últimas décadas. ^{[ 6 ]} Como se explicó, la densidad de las aguas FBCO no cambió significativamente en ese período, por lo que los cambios en FBCO no pueden explicar (completamente) los cambios en la AMOC. ^{[ 19 ]}