Corriente marina

De Wikipedia, la enciclopedia libre
(Redirigido desde «Corriente oceánica»)
Saltar a: navegación, búsqueda

Una «corriente oceánica» o «corriente marina» es un movimiento superficial de las aguas de los océanos y en menor grado, de los mares más extensos. Estas corrientes tienen multitud de causas, principalmente, el movimiento de rotación terrestre (que actúa de manera distinta y hasta opuesta en el fondo del océano y en la superficie) y por los vientos constantes o planetarios, así como la configuración de las costas y la ubicación de los continentes.

Suele quedar entendido que el concepto de corrientes marinas se refiere a las corrientes de agua en la superficie de los océanos y mares (como puede verse en el mapa de corrientes) mientras que las corrientes submarinas no son sino movimientos de compensación de las corrientes superficiales. Esto significa que si en la superficie las aguas superficiales van de este a oeste en la zona intertropical (por inercia debido al movimiento de rotación terrestre, que es de oeste a este), en el fondo del océano, las aguas se desplazarán siguiendo ese movimiento de rotación de oeste a este. Sin embargo, hay que tener en cuenta que las aguas en el fondo submarino se desplazan con la misma velocidad y dirección que dicho fondo, es decir, con la misma velocidad y dirección que tiene la superficie terrestre por debajo de las aguas oceánicas. En el fondo oceánico, la enorme presión de las aguas es lo que origina una temperatura uniforme de dichas aguas en un valor que se aproxima a los 4 ºC, que es cuando el agua alcanza su máxima densidad. Como resulta obvio, no existirá ningún desplazamiento relativo entre el fondo del océano y las aguas que lo cubren porque en el fondo oceánico, tanto la parte terrestre como oceánica, se desplazan a la misma velocidad. Y la excepción se presenta en las corrientes frías de la zona intertropical que se deben al ascenso de aguas frías procedentes del fondo submarino.

Corrientes marinas en la superficie de los océanos y mares. Las corrientes marinas cálidas aparecen en color rojo y amarillo, el afloramiento de aguas profundas y frías en las costas occidentales de los continentes, así como las corrientes que este afloramiento origina, en color verde, y la capa superficial de hielo oceánico está identificada con líneas de color aproximadamente morado o rosado. La dirección de las corrientes aparece indicada en flechas de color negro

El movimiento de compensación de las corrientes marinas no sólo se produce entre la superficie y el fondo submarino, sino también en la propia superficie, aunque en este caso, es mucho menor, al menos en lo que se refiere al volumen y extensión del agua desplazada.

Origen[editar]

Las líneas blancas marcan aproximadamente las corrientes superficiales de los mares y océanos del globo terrestre y sus variaciones en el tiempo (de enero del 2005 a octubre del 2007). A grandes rasgos, coinciden bastante bien con el mapa de corrientes de 1943. Esta animación corresponde a un estudio muy completo realizado por la NASA

Desde hace unas cuantas décadas se sabe que la estructura de las corrientes marinas a escala global es tridimensional, con movimientos horizontales en la superficie, en los que el viento y, sobre todo, la inercia producida por la rotación terrestre, juegan un importante papel y con movimientos verticales, en los que la configuración del relieve submarino y de las costas modifican los efectos de la rotación de la Tierra, que crea una fuerza centrífuga tendente a «abultar» el nivel oceánico a lo largo de la circunferencia ecuatorial. Se trata de la corriente ecuatorial que se dirige, por inercia, en sentido contrario a la rotación terrestre.

En el fondo submarino tanto del océano Atlántico como del Pacífico, el agua acompaña a la litosfera en el movimiento de rotación terrestre y ello se debe a la enorme presión que soportan esas aguas abisales. Pero al llegar a las costas occidentales de los continentes, el talud continental, que constituye un plano inclinado, actúa como una especie de "ascensor" para esas aguas profundas, haciéndolas subir y creando lo que se denomina surgencia de aguas frías, lo que viene a ocasionar una corriente, esta vez superficial, que se desplaza hacia el ecuador a lo largo de esas costas occidentales y al llegar a la zona ecuatorial son desviadas por la fuerza centrífuga del movimiento de rotación terrestre hasta tomar la dirección contraria a la que tenían las aguas profundas, es decir, de este a oeste.

De esta manera se originan en las costas occidentales de los continentes corrientes de aguas sumamente frías ya que emergen de gran profundidad: recordemos que las aguas profundas del océano se encuentran a una temperatura de 4° C, ya que a esta temperatura es cuando alcanza su mayor densidad.

En resumen, los patrones de circulación de las aguas oceánicas se originan por una compleja síntesis de fuerzas que actúan de forma diversa y variable en el tiempo y en el espacio, siendo las más importantes de estas fuerzas: el movimiento de rotación terrestre y la fuerza centrífuga determinada por dicho movimiento, el movimiento de traslación terrestre y las variaciones estacionales en la latitud y dirección originadas por dicho movimiento, la configuración del fondo submarino, la forma de las costas y su influencia en la dirección de las corrientes, la desigual absorción y transporte de calor por la radiación solar absorbida por las aguas marinas, la influencia mutua entre las corrientes marinas y los vientos, el cambio de nivel de las aguas cálidas superficiales debido a las mareas, la desviación de las corrientes debido al efecto de Coriolis (que, a su vez, también se debe a los efectos de la rotación terrestre), etc.

Los vientos[editar]

Esquema de los vientos monzónicos en la India, mostrando el monzón de verano, entre junio y agosto (lluvioso) procedente del suroeste, indicado con flechas rojas y la trayectoria del monzón de invierno, seco, del noreste, en color verde.

La creencia de que las corrientes marinas son ocasionadas por los vientos es muy antigua aunque incorrecta, a pesar de que a grandes rasgos suelen coincidir los patrones generales de dirección de los vientos con las direcciones y trayectorias de las corrientes marinas, pero esa coincidencia es aparente (en detalle se diferencian bastante) y se debe, como es lógico, a que tanto los vientos como las corrientes marinas responden a los mismos motivos ocasionados por las respuestas de dos fluidos (aguas marinas y aire atmosférico) a los movimientos de traslación y sobre todo, de rotación, de nuestro planeta. El ejemplo más claro de esta idea se puede ver en los vientos monzónicos entre Asia y el Océano Índico: son vientos estacionales que van del Índico al continente asiático (es decir, de sur a norte) en la época de calor y de norte a sur durante la época de frío, mientras que las corrientes marinas en la zona intertropical del océano Índico van de este a oeste todo el año.

Comparación entre el mapa de corrientes del ejército de los Estados Unidos de 1943 y la animación hecha por la NASA[editar]

Imagen de radar del Hemisferio Occidental correspondiente al Continente americano. Pueden verse los sistemas nubosos (en blanco), en el que destaca el sistema alargado del sur del Pacífico que corresponde a los vientos del oeste cuyas nubes se interrumpen al llegar a la costa sur de Chile. Pero también puede verse en este caso que la dirección de los vientos no coincide exactamente con la de las corrientes marinas aunque el mapa de corrientes de 1943 así lo muestre.

Un análisis con cierto detalle del mapa de corrientes de 1943 nos mostrará lo valioso de un esfuerzo que, aunque era apresurado (los Estados Unidos participaban en la Segunda Guerra Mundial, primero como colaborador de las potencias aliadas y después como participante activo) era esencial para dicho país, que tenía que desarrollar una flota nueva de guerra, de transporte de alimentos y de suministros militares y necesitaban conocer urgentemente los patrones de las corrientes marinas para tomar ventaja de dicho conocimiento. Pero la animación de dichas corrientes, realizada por la NASA y que desarrollan las corrientes oceánicas durante un lapso de unos 3 años, representa una mejora sustancial con respecto al mapa citado. Un ejemplo servirá para establecer las diferencias: el mapa de 1943 muestra la corriente de Humboldt como una prolongación de la corriente del Pacífico Sur, lo cual aparece repetido en la mayoría de referencias bibliográficas que tratan el tema de las corrientes. En cambio, la animación realizada por la Nasa nos muestra que se trata de dos corrientes distintas cuyo origen es también distinto. También la imagen satelital del Hemisferio Occidental (América y Océano Pacífico) nos muestra los efectos de la nubosidad que acompaña a la corriente meridional del Pacífico y la falta de nubes en las costas septentrionales de Chile y las del Perú donde la Corriente de Humboldt, que es de aguas frías y que va de sur a norte, deja una imagen libre de nubes tanto mar adentro como en la zona costera de dichos países, lo cual nos aclara que se trata de dos corrientes distintas, una cubierta de nubes y la otra sin ellas por la mayor frialdad relativa de sus aguas.

La rotación terrestre y las corrientes oceánicas[editar]

Los efectos de la rotación de la Tierra son visibles en la dirección de las corrientes oceánicas, en los patrones que se observan en la dinámica atmosférica, en el efecto Coriolis, en los patrones de los vientos, especialmente, de los planetarios, en la dinámica fluvial y en la surgencia de aguas frías de las profundidades submarinas en las costas occidentales de los continentes, específicamente de la zona intertropical. También es la responsable del abultamiento ecuatorial de nuestro planeta y, por ende, del achatamiento polar, aunque probablemente, el abultamiento ecuatorial se produjo en períodos de la historia geológica de nuestro planeta en los que su temperatura era mayor, por lo que tenía una especie de consistencia mucho más plástica y fácil de deformar. El abultamiento ecuatorial de la litósfera o parte sólida de la tierra es notable (el diámetro ecuatorial es unos 21 km mayor que el diámetro polar), pero el de la parte líquida (hidrósfera) es aún mayor, lo cual significa que el diámetro polar en la superficie de los océanos sería bastante menor que el ecuatorial y ello se debe a que la hidrósfera es una capa fluida y de menor densidad, por lo que la fuerza centrífuga del movimiento de rotación actúa elevando el nivel del mar en la zona intertropical por encima del nivel que tendría de no existir dicho movimiento de rotación. Y en el caso de la atmósfera, la deformación es aún mayor, ya que en la zona intertropical, el límite superior de la tropósfera es casi tres veces mayor que el que tiene en las zonas polares lo cual puede demostrarse con la gran altura de las nubes de desarrollo vertical en dicha zona. Un corolario muy conocido de estas ideas se refiere a que la montaña más elevada de nuestro planeta sería el pico Huascarán, en el Perú, si tomáramos en cuenta la altura absoluta de dicha montaña con respecto al centro de la Tierra. El Everest, ubicado en la zona templada, aunque es la montaña más elevada del mundo con respecto al nivel del mar en las costas de la India (en el Océano Índico), tendría una altura mucho menor que el Huascarán si midiéramos dicha altura también con relación al centro de la Tierra.

Efecto Coriolis[editar]

Concepto[editar]

El efecto Coriolis, descrito en 1835 por el científico francés Gaspard-Gustave Coriolis, es la aceleración relativa que sufre un objeto, en este caso las aguas marinas, que se mueven dentro de un sistema de referencia en rotación, es decir, la superficie oceánica, cuando varía su distancia respecto al eje de giro.

El efecto Coriolis hace que el objeto que se mueve sobre el radio de un disco en rotación tienda a acelerarse o a frenarse con respecto a ese disco según si el movimiento es hacia el eje de giro o alejándose de éste, respectivamente. Por el mismo principio, en el caso de una esfera en rotación, los movimientos de un objeto en movimiento en cualquier dirección sobre la esfera también en movimiento (de rotación) resultan afectados por este efecto ya que, aunque la velocidad angular de la rotación terrestre se mantiene siempre igual (15° de longitud geográfica por hora), cuando nos referimos a la velocidad real (lineal), varía considerablemente desde el ecuador, donde es máxima (1.674 km/h) hasta los polos, donde se anula. Así pues, cuando un móvil se desplaza sobre la superficie terrestre, siempre se moverá desde un punto con una velocidad real de rotación dada hasta otro punto con una velocidad diferente (mayor si el objeto en movimiento se desplaza de este a oeste, es decir, al contrario que el movimiento de rotación que es de oeste a este; y menor en caso contrario, es decir, cuando el móvil se desplaza de oeste a este).

Pensemos por un momento que viajamos en un avión que vuela sobre el ecuador de este a oeste a 1.674 km/h durante un día, saliendo a las 12 del mediodía: siempre tendríamos el sol arriba pero después de una vuelta alrededor de la Tierra tendríamos que añadir un día (hemos recorrido unos 40.000 km en 24 horas).

La magnitud física subyacente al efecto Coriolis es la inercia del cuerpo -denominada conservación del momento angular, en el caso de cuerpos girando alrededor de un eje-, que hace que la aceleración que tiene el marco de referencia (el giro implica una aceleración puesto que el vector velocidad varía de forma continua), al no ser aplicada al cuerpo, produzca la apariencia de que éste se está acelerando absolutamente.

En términos más rigurosos, se denomina fuerza de Coriolis a la fuerza que hay que ejercer sobre un cuerpo para que no modifique su velocidad angular cuando varía su distancia respecto al eje, es decir, la fuerza que hay que ejercer para que el efecto Coriolis no se manifieste. Esto es análogo al caso de la fuerza necesaria para que un cuerpo con una distancia fija respecto al eje la mantenga, fuerza que se denomina fuerza centrípeta y cuya ausencia produce la apariencia de fuerza (o fuerza ficticia), llamada fuerza centrífuga.

Un ejemplo canónico del efecto Coriolis es el experimento imaginario en el que disparamos un obús desde el Ecuador en dirección norte. El cañón está girando con la tierra hacia el este y, por tanto, imprime al obús esa velocidad (además de la velocidad hacia adelante de la carga de impulsión). Al viajar el obús hacia el norte, sobrevuela puntos de la tierra cuya velocidad lineal hacia el este va disminuyendo con la latitud creciente. La inercia del obús hacia el este hace que su velocidad angular aumente y que, por tanto, adelante a los puntos que sobrevuela. Si el vuelo es suficientemente largo (ver cálculos al final del artículo sobre el efecto de Coriolis), el obús caerá en un meridiano situado al oeste de aquél desde el cual se disparó, es decir, hacia la izquierda, a pesar de que la dirección del disparo fue exactamente hacia el norte. Y en sentido contrario (de norte a sur siguiendo el mismo meridiano hacia el ecuador) sucede exactamente lo mismo: el obús se dirige sobre el meridiano en dirección sur, con lo que su velocidad angular disminuye, lo cual tiene como consecuencia que el obús vaya a caer en un meridiano hacia el este del punto de lanzamiento, es decir, también a la izquierda. Finalmente, el efecto Coriolis, al actuar sobre masas de aire (o agua) en latitudes intermedias, induce un giro al desviar hacia el este o hacia el oeste las partes de esa masa que ganen o pierdan latitud de forma parecida a como gira la bola del ejemplo (de nuevo en el ejemplo mostrado en el artículo sobre el efecto de Coriolis).

La insolación y las corrientes marinas[editar]

La radiación solar, es decir, la insolación, genera una ligera disminución de la densidad del agua, creando una especie de círculo vicioso: como el agua caliente es menos densa que el agua fría, se dispone en la superficie de los lagos, mares y océanos, ubicándose el agua más fría a mayor profundidad. Y, como el agua caliente está en la superficie, es la que recibe directamente la insolación, por lo que se calienta más. Pero recordemos que el aumento de la evaporación da origen al enfriamiento consiguiente de las aguas que no se han evaporado ya que el calor involucrado en la evaporación procede de dichas aguas. El resultado es que las aguas superficiales se calientan más durante el día y se enfrían también más durante la noche, lo cual da origen a que las aguas profundas tengan una temperatura estable tanto de día como de noche, mientras que las aguas superficiales tienen una temperatura muy variable, siendo mayor al final de la tarde y menor a mediados de la mañana, tal como se indica en el artículo sobre la diatermancia. Esto es claramente evidente en una piscina, estanque o en una playa tranquila, donde la temperatura del agua en los pies es mucho más fría que la que está en la superficie.

El problema descrito se complica cuando tenemos en cuenta las características físicas del agua: el agua no alcanza su máxima densidad a los 0° C sino a los 4° C. Ello tiene unas consecuencias muy importantes sobre las corrientes marinas y sobre la surgencia de aguas frías en las costas occidentales de los continentes en la zona intertropical y en las subtropicales.

Tratemos de explicar esta idea que viene constituyendo unos procesos que no suelen ser tomados en cuenta en algunas obras de oceanografía: como el agua del mar alcanza su mayor densidad a los 4° C, toda el agua oceánica tendrá esa misma temperatura después de cierta profundidad, no sólo adonde ya no llegan los rayos solares, sino más abajo, donde la presión de la propia columna de agua obliga a alcanzar esa temperatura. Dicho en otras palabras: el agua de la superficie oceánica puede tener una temperatura superior a 0°, pero a cierta profundidad sólo puede tener 4°. Si el agua superficial alcanza menos de 4°, flotará (el caso extremo es la temperatura de 0°, en la que no sólo se encontrará en la superficie, sino que se convierte en hielo, cuya densidad es bastante menor que la del agua líquida). Hay que aclarar, que en condiciones normales, el agua superficial no se congela exactamente a 0°, sino unos 2 grados por debajo del punto de congelación, debido a los minerales disueltos que contiene (sales y otros).

Una conclusión se deriva de lo dicho: tanto las mayores temperaturas del agua oceánica como las menores se alcanzan en la superficie oceánica y cuando se alcanzan los 4° (bien sea por calentamiento del agua con temperatura entre 0° y 4° o por el enfriamiento de las aguas con temperaturas superiores a dicha cifra), el agua se hunde a cierta profundidad, hasta alcanzar la zona abisal con temperatura uniforme (4°C). Como es natural, las corrientes cálidas que se dirigen hacia las zonas polares (o mejor dicho, hacia la zona polar ártica, ya que en la zona antártica, la corriente circumpolar impide que las corrientes más o menos cálidas lleguen a la Antártida) se introducirán por debajo del hielo cuando se vayan enfriando hasta alcanzar los 4° C (más exactamente, 3,8° C).

La configuración del relieve submarino[editar]

Existen muchos tipos de relieve submarino:

Sin embargo, con la excepción de las dos últimas formas del relieve submarino, dichas formas no ejercen prácticamente ninguna acción sobre la dirección o intensidad de las corrientes marinas (entendidas como corrientes superficiales). En el caso de la plataforma continental, su escasa profundidad (menos de 200 m) logra disipar gran parte de la energía producida por las corrientes, sobre todo en las costas más irregulares. Y en el caso del talud continental, su acción no se realiza directamente sobre las corrientes en superficie, sino sobre las aguas más profundas que se mueven al unísono con la litosfera sobre la llanura abisal. Pero al llegar a dicho talud continental en las costas occidentales de los continentes, las aguas más profundas son obligadas a ascender, actuando dicho talud continental como una pala mecánica que eleva esas aguas profundas hacia la costa y dando origen a una surgencia de aguas muy frías que constituyen las corrientes frías de las zonas intertropical y subtropical.

La configuración de las costas[editar]

Este factor modificador de las corrientes marinas es sumamente importante y determina diferencias considerables en el sentido y trayectoria de las corrientes marinas (recordemos que las corrientes marinas se definen como corrientes superficiales de las aguas de océanos y mares, por lo que cualquier trazado de las costas puede incidir en esas corrientes.

El caso más evidente está en la dirección de la corriente ecuatorial del océano Atlántico cuando llega a las costas del Brasil, donde se divide en dos: una parte considerable se desvía hacia el Norte (digamos un 75 %) debido a que el responsable de esta desviación (punta oriental del Brasil) se encuentra a unos 5º al sur del ecuador terrestre. La gran cantidad de aguas cálidas que se desvían al noroeste es responsable de la gran cantidad de precipitaciones en las Guayanas (unos 4.000 mm en promedio) en comparación a la corriente que se desvía hacia el suroeste, que lleva un promedio de precipitaciones mucho más bajo (digamos unos 1.500 mm). Más aún, esta diferencia en el desvío de la corriente ecuatorial llega a producir épocas de sequía sumamente severas en el noreste del Brasil, explicadas por Josué de Castro en su libro Geopolítica del hambre como la razón de los desplazamientos de poblaciones enteras hacia el sur, huyendo de la sequía y del hambre.

Los vientos planetarios y las corrientes oceánicas[editar]

El efecto del viento sobre la intensidad, duración y dirección de las corrientes oceánicas es prácticamente inexistente. El que muchas veces la dirección de las corrientes marinas y de los vientos planetarios coincida entre sí se debe a que tanto las unas como los otros se desplazan por las mismas razones relacionadas con los movimientos de la Tierra como planeta, especialmente el movimiento de rotación terrestre.

Sin embargo, la idea de que el viento es el motor de las corrientes marinas está muy arraigada en todo el mundo a pesar de que desde hace unos 500 años se ha podido comprobar que esa es una correlación prácticamente inexistente. Por ejemplo, Seager y otros afirman que: Here (es decir, en el artículo) it is shown that the principal cause of this temperature difference is advection by the mean winds. South-westerlies bring warm maritime air into Europe and north-westerlies bring frigid continental air into north-eastern North America. Further, analysis of the ocean surface heat budget shows that the majority of the heat released during winter from the ocean to the atmosphere is accounted for by the seasonal release of heat previously absorbed and not by ocean heat-flux convergence (Seager et al [1] ). Al respecto es necesario decir que:

  • En la primera frase se dice que la diferencia entre las temperaturas de las costas occidentales de Europa (cálidas) y las orientales de América (frías) se debe a la advección, es decir, el transporte horizontal del calor por medio de los vientos.
  • En la segunda frase se dice que los vientos del suroeste traen aire cálido de origen marítimo hacia Europa mientras que los vientos del noroeste (masas continentales de aire frío de América del Norte) llegan a las costas nororientales de América del Norte enfriando mucho las temperaturas de las costas orientales del Canadá y del noreste de los Estados Unidos.
  • En la tercera frase se afirma que el análisis del balance térmico en la superficie oceánica muestra que la mayor parte del calor liberado por el océano en la atmósfera durante el invierno procede del calor previamente absorbido y no por la convergencia del flujo de calor oceánico.

Curiosamente, en la cita anterior se contradice por completo la idea principal que expresa el artículo (que el transporte del calor a Europa se debe a los vientos y no a la corriente del Golfo) ya que si se habla de que los vientos del oeste traen aire cálido marítimo a Europa (bring warm maritime air into Europe) se está diciendo que los vientos del oeste traen consigo el calor emitido por la corriente del Golfo traducido en nubes y niebla los cuales ceden, a su vez, el calor de condensación (de origen marítimo, no atmosférico) en el continente europeo, especialmente en sus costas noroccidentales. Y en la segunda frase, por contraste, se reafirma lo mismo que en la primera ya que la diferencia entre la temperatura entre Gran Bretaña y la península del Labrador no se debe sólo al transporte de aire marítimo cálido hacia Europa sino del transporte de aire frío continental hacia las costas nororientales de América del Norte que son, en consecuencia, mucho más frías que las costas europeas.

Por último, en la tercera frase se afirma que la mayor parte del calor liberado por el océano en la atmósfera procede del calor previamente absorbido (también por el océano, se entiende) y no por la convergencia del flujo de calor oceánico. En esta frase se explica algo que está mucho mejor desarrollado en el artículo sobre la diatermancia donde se señala que las aguas oceánicas, debido a su mayor calor específico, aunque tardan mucho más tiempo en absorber el calor procedente de la radiación solar, también tardan más tiempo en liberarlo, regulando la temperatura a lo largo del año y de las distintas estaciones geoastronómicas. Y esta regulación de la temperatura es la característica fundamental de los climas marítimos típicos de la Europa Noroccidental (Islas Británicas, por ejemplo).

El caso especial de los mares cerrados[editar]

En los grandes mares cerrados (o casi cerrados) como es el caso del mar Mediterráneo, Báltico, Mar de las Antillas, Golfo de México y otros), las corrientes marinas reflejan nítidamente el efecto del movimiento de rotación terrestre y no la dirección de los vientos y ello constituye una magnífica prueba de lo que se ha señalado al comienzo con respecto al origen de las corrientes oceánicas.

La diferencia más notable entre mares y océanos abiertos se observa en que en los primeros es posible ver un desplazamiento de las corrientes en forma circular adaptándose, como es lógico, a la configuración de las costas, sin que se vea casi ninguna coincidencia entre dirección de los vientos y dirección de las corrientes, mientras que en los océanos abiertos se pueden comprobar algunas de las grandes coincidencias entre corrientes marinas y los vientos constantes o planetarios. Pero en este último caso, la aparente coincidencia entre algunas corrientes y los vientos planetarios no se debe a que dichos vientos muevan las corrientes marinas, sino todo lo contrario, los vientos planetarios (alisios, vientos del oeste, etc) son causados por las diferencias de presión atmosférica creadas por dichas corrientes. Algunos ejemplos servirán para demostrar claramente la idea de que son las corrientes oceánicas las que determinan la dirección, características y trayectoria de los vientos planetarios y no al contrario.

Las corrientes marinas en el mar Mediterráneo[editar]

El mar Mediterráneo, así como todos los mares internos de su cuenca (Adriático, Tirreno, Jónico, etc) y el mar Negro presentan todos ellos una corriente marina paralela a la costa meridional en sentido oeste - este y una corriente paralela a la costa norte en sentido inverso, es decir, de este a oeste. Esta corriente circular está indicada en el mapa de corrientes oceánicas de 1943 si se amplía hasta ver esa dirección indicada con algunas flechas negras. La razón de la dirección de esta corriente circular se debe al movimiento de rotación terrestre y no a la dirección de los vientos que, generalmente vienen del suroeste (son los vientos del oeste) durante casi todo el año, aunque también pueden soplar desde cualquier dirección atendiendo a la posición momentánea de los centros de acción (ciclones y anticiclones). Curiosamente, los vientos que traen mayor peligro a las embarcaciones deportivas (en el caso del mar Mediterráneo) son los vientos de Levante, es decir, del este, al ser de mayor intensidad, como señala Vicente Blasco Ibáñez en su obra Flor de Mayo:

A mediodía cambió el tiempo. Sopló el viento de Levante, tan terrible en el golfo de Valencia; el mar se rizó levemente; avanzó el huracán, arrugando la tersa superficie, que tomaba un color lívido, y un montón de nubes corriéronse desde el horizonte, cubriendo el sol.

Tomado de Ángel Lacalle. Vida española. Textos de español moderno. Barcelona: Bosch, Casa Editorial, 1948, p. 88

.

Como consecuencia de la dirección de dichas corrientes en el Mediterráneo, la geometría de los puertos debe protegerlos mediante escolleras y malecones ubicados siempre a su izquierda viendo el puerto desde la costa hacia mar adentro. Así el puerto quedará protegido, no de los vientos (que pueden soplar en cualquier dirección), sino de las corrientes que son las que pueden ocasionar consecuencias más negativas para la navegación y para la seguridad de los puertos. Podrían señalarse centenares de casos que cumplen con estas características aunque de momento bastaría con señalar los ejemplos tomados de Google maps de:

  • Barcelona: [2]
  • Ametlla de Mar: [3]
  • Tarragona: [4]
  • Hospitalet del Infante (Tarragona): [5]
  • Vinaroz: [6]
  • El Grao de Castellón: [7]
  • Valencia: [8]

Las corrientes marinas en el mar Báltico[editar]

Las corrientes marinas del mar Báltico siguen exactamente el mismo patrón que en el mar Mediterráneo pero las costas tienen distintas características, además de que en este caso, existe un superávit de agua que pasa al mar del Norte a través de los Estrechos Daneses, al contrario de lo que sucede en el estrecho de Gibraltar. En el caso del Báltico, lo mismo que se ha explicado en el Mediterráneo, las aguas siguen un movimiento circular en sentido antihorario: las costas del sureste (Alemania, Polonia, países Bálticos) son bajas y arenosas por lo que se forman barras y cordones litorales que se alargan de izquierda a derecha y que encierran a una especie de laguna litoral que recibe el nombre, en alemán, de haff, término que equivale al de albufera en español. Lo mismo que sucede con la Albufera y el Mar Menor en España, las lagunas de las costas surorientales del Mar Báltico crecieron por el lado izquierdo y se abren por el derecho (mirando hacia el mar abierto) para dar paso a las aguas sobrantes de la laguna. Se trata del mismo diseño que los puertos en el Mediterráneo pero en este caso tiene un origen natural.

Tipos de corrientes oceánicas[editar]

Según su temperatura[editar]

Una clasificación sugerida de estos movimientos proviene de la temperatura de las masas de agua que se desplazan en cada uno de dichos movimientos:

  • Cálida: flujo de las aguas superficiales de los océanos que tiene su origen en la Zona Intertropical y se dirige, a partir de las costas orientales de los continentes (América del Norte y Asia) hacia las latitudes medias y altas en dirección contraria a la rotación terrestre, como por ejemplo la Corriente del Golfo o la de la Kuroshio o Corriente del Japón. En el hemisferio sur, estas corrientes son casi inexistentes, por la configuración de las costas y por el hecho de que en las latitudes de clima templado y frío no existen casi tierras.
  • Fría: flujo de aguas frías que se mueven como consecuencia del movimiento de rotación terrestre, es decir de este a oeste, a partir de las costas occidentales de los continentes por el ascenso de aguas frías de grandes profundidades en la zona intertropical y subtropical. Ejemplos de corrientes frías: la de Canarias, la de Benguela, la de Humboldt o del Perú, y la de California, todas ellas en las costas occidentales de los continentes de la zona intertropical y subtropical. Las corrientes de Oyashio (en el océano Pacífico) y la de Groenlandia o corriente del Labrador, también se producen por el ascenso de aguas frías y podrían definirse como una compensación al efecto de las corrientes cálidas cuando alcanzan las altas latitudes en las costas occidentales de los continentes. Estas corrientes frías sólo se presentan en la zona ártica ya que la zona antártica es mucho más uniforme y solo tiene una corriente continua circumpolar en la que no existe un ascenso de aguas frías provocado por el relieve submarino. Por lo que se señala arriba, la corriente circumpolar antártica presenta aguas superiores a 4º en primer lugar, porque son superficiales y en segundo lugar, porque absorben cierta cantidad de radiación solar por el hecho de desplazarse permanentemente en la misma dirección y sin el ascenso de aguas frías por recorrer un círculo casi completamente sin tierras. En este sentido, la circulación antártica es relativamente sencilla: un giro perpetuo de 360º alrededor de la Antártida y a cierta distancia de este continente, que sirve de barrera tanto a las aguas cálidas procedentes de la zona intertropical (a diferencia de la corriente del Golfo en el océano Atlántico Norte y la de Kuroshio en el Pacífico Norte), como a los icebergs procedentes de los hielos antárticos (a diferencia también de Atlántico Norte, donde la corriente fría de Groenlandia puede llegar a traer icebergs a latitudes más bajas del noreste de los Estados Unidos y del Este de Canadá (latitudes similares a las de Francia y el Reino Unido). La corriente de Groenlandia Occidental o corriente del Labrador fue la responsable del desplazamiento del iceberg que ocasionó el naufragio del Titanic en abril de 1912, unos 1500 km al este de Nueva York y casi a la misma latitud que esta ciudad (lugar del hundimiento del Titanic: [9]).

Según sus características[editar]

Una segunda clasificación incluye el tipo de corriente a la cual se asocia el desplazamiento de masas de aguas en cualquier medio. Se asocia según el fenómeno que permite el movimiento.[2]

  • Corrientes oceánicas, son producidas por el movimiento de rotación terrestre por lo que presentan un movimiento constante, en general, en sentido este - oeste en la zona intertropical o en sentido inverso, de oeste a este, es decir, con el mismo sentido que la rotación terrestre en las latitudes medias o altas.

Se trata, lo mismo que sucede con los vientos constantes o vientos planetarios, de desplazamientos producidas por efecto de la inercia: en la zona intertropical, las corrientes se mueven en sentido contrario a la rotación terrestre, las aguas del fondo oceánico acompañan a nuestro planeta en el movimiento de rotación de oeste a este, pero las aguas superficiales se van quedando atrás por inercia, lo que significa una corriente ecuatorial de gran amplitud y la de mayor volumen de agua que se produce en nuestro planeta.

Dicho en otros términos: la corriente ecuatorial se desplaza de este a oeste por inercia ya que las aguas presentan una resistencia a acompañar a nuestro planeta en su movimiento de rotación. Pero en las latitudes medias y altas, las corrientes se mueven de oeste a este debido también al mismo principio de inercia, aunque en este caso, se trata de un efecto inercial que va aumentando progresivamente a medida que aumente la latitud, incrementándose su velocidad y llegando a superar ligeramente a la propia velocidad de la rotación terrestre. Por otra parte, como esta circulación oceánica tiene un patrón similar al de los vientos planetarios, interactúan mutuamente, tanto en su velocidad de desplazamiento como a la cantidad de calor que trasladan. Involucran el movimiento de grandes masas de aguas, afectando la temperatura de la capa superior y repartiendo una enorme cantidad de humedad y, por ende, de calor, en el sentido de los meridianos. Por esta razón, las corrientes oceánicas son las que explican las enormes diferencias climáticas entre las costas americanas y europeas del Atlántico Norte, por citar un ejemplo muy conocido.

  • Corrientes de marea, son corrientes periódicas con ciclo diario que son producidas por la atracción lunar y en menor grado, del sol. Son corrientes superficiales de las aguas del mar y, por lo tanto, involucran en su mayor parte, aguas cálidas. Aunque poco estudiadas, estas corrientes de marea involucran enormes desplazamientos de agua del hemisferio norte al sur y viceversa. Obviamente, si la posición del sol y la luna coinciden en el mismo hemisferio (durante la luna llena o luna nueva en el verano del hemisferio norte), las mareas resultantes atraen una gran cantidad de agua que puede cruzar el ecuador terrestre en el Océano Pacífico y más aún, en el Océano Atlántico, debido en este último caso a la configuración de las costas sudamericanas, que desvían la corriente ecuatorial y por ende, las mareas vivas hacia el noroeste, a lo largo de la costa sudamericana del noreste del Brasil, de las Guayanas, de Venezuela y de las Antillas. Y durante el invierno en el hemisferio norte ocurre el proceso inverso.
  • Corrientes de oleaje, son las que modifican en gran parte el litoral y son producidas por los vientos, en especial, por las tempestades o huracanes que se asocian al movimiento de las masas de aire tanto de origen continental como marítimo.
Desviación hacia el noroeste de gran parte de la corriente ecuatorial del sur, al encontrarse el Cabo San Roque, punta más oriental de la América del Sur, unos 5° de latitud al sur del ecuador terrestre, que es la línea que pasa por la desembocadura del río Amazonas junto a la isla de Marajó
  • Corrientes de deriva litoral: constituyen la resultante de la acción de las corrientes oceánicas al llegar a las costas cuyo trazado presenta alguna inclinación o desviación con respecto a la dirección original de las mismas. El ejemplo de la corriente ecuatorial atlántica al llegar a las costas del Brasil (como puede verse en el mapa de corrientes, es muy claro en este sentido, ya que casi todas las aguas de la misma son desviadas hacia el noroeste porque las costas tienen esta dirección. La corriente de deriva litoral brasileña o corriente del noreste del Brasil, lleva una gran cantidad de aguas cálidas hacia las costas de las Guayanas, costa oriental de Venezuela y las Pequeñas Antillas. Es por este motivo por el que las costas atlánticas de las Guayanas y de Venezuela, presentan un clima más lluvioso que las del noreste del Brasil, ya en el Hemisferio Sur. También tiene otras dos consecuencias muy importantes: la desviación del ecuador térmico hacia el hemisferio Norte y la menor incidencia de los huracanes en las costas meridionales del Brasil.
  • Corrientes de densidad, se presentan en las zonas de contacto de dos masas de agua con distinta densidad, por lo general debido al encuentro de aguas de distinta temperatura aunque esta idea puede dar origen a cierta confusión, ya que la mayor densidad del agua se presenta a 4º C y casi siempre pensamos que las aguas frías son más densas, lo cual es cierto pero sólo hasta que alcanza la temperatura indicada. Este intercambio de aguas de distinta densidad pueden presentarse en tres áreas de contacto:

1. En los estrechos entre mares u océanos distintos, como sucede en el Estrecho de Gibraltar, las aguas del Atlántico se introducen al Mediterráneo como una cuña por su mayor densidad, mientras que las del Mediterráneo, generalmente más cálidas, pasan hacia el Atlántico por arriba por su menor densidad. En este caso, las aguas del Atlántico tienen un volumen muy superior a las del Mediterráneo, porque este mar es deficitario en agua debido al clima más seco y a la fuerte evaporación de sus aguas. Los estrechos daneses, en cambio, intercambian agua del mar del Norte con la procedente del Mar Báltico pero en forma distinta, ya que el mar Báltico tiene un superávit de agua que sale hacia el mar del Norte, principalmente por el canal que separa Dinamarca con Suecia, es decir, junto a las costas de este último país.

Temperaturas superficiales del Océano Pacífico correspondientes al 16 de septiembre de 2013. Puede verse que las mayores temperaturas no se corresponden con el ecuador geográfico sino con el paralelo de 10º N, lo cual se debe a la influencia de las aguas frías de la corriente de Humboldt, justo al sur del ecuador

.

2. A lo largo del ecuador, donde las corrientes frías pueden encontrarse junto a corrientes más cálidas con la misma dirección este a oeste, pero de otro hemisferio. En este caso, a lo largo del ecuador existe una misma corriente ecuatorial pero donde coexisten aguas de muy distinta temperatura, como puede verse en el cartograma de las temperaturas superficiales del Océano Pacífico.

3. A lo largo del Círculo Polar Ártico, donde las corrientes procedentes del Océano Ártico hacia el sur son de aguas muy frías (menos de 4 ºC) y por lo tanto son superficiales al tener menor densidad (recordemos que la mayor densidad del agua se presenta en torno a los 4 ºC). De hecho, la corriente de Groenlandia Oriental trae hacia el sur una gran capa de hielo flotante, lo que explica que la costa oriental de Groenlandia esté prácticamente despoblada. En cambio, en la costa occidental de Groenlandia emergen aguas profundas que, por definición, tienen una temperatura en torno a los 4 ºC, lo que explica que sea una costa libre de hielos y, en consecuencia, concentre la casi totalidad de la población de Groenlandia.

Causas físicas de las corrientes marinas[editar]

Muestra en colores de la proyección de la Corriente del Golfo que, como indica su color, es una corriente de aguas cálidas.

Entre los mecanismos hidrológicos y oceanográficos que explican la producción de las corrientes oceánicas podemos citar los tres más importantes: los movimientos de rotación y de traslación terrestres, los vientos planetarios y la surgencia de aguas frías de las profundidades en las costas occidentales de los continentes en la Zona Intertropical y en las latitudes subtropicales. Esta surgencia de aguas frías que se produce en las costas occidentales de los continentes en las latitudes tropicales se debe al movimiento de rotación terrestre, el cual tiene dos consecuencias importantes: una sobre los vientos, el efecto de Coriolis, que desvía hacia el Este a los vientos alisios y otra sobre las propias corrientes marinas, que las desvía de manera similar también hacia el este.

Consecuencias[editar]

Clima seco en las costas occidentales de la zona intertropical o subtropical que están bañadas por corrientes frías y clima más cálido y húmedo en las costas occidentales de los continentes en las latitudes medias y altas, debido a la enorme cantidad de energía que transportan desde la zona intertropical. A grandes rasgos, las direcciones de las corrientes oceánicas coinciden con las de los vientos planetarios por los mismos motivos que estos.

Principales corrientes[editar]

Principales corrientes marinas.

Océano Ártico[editar]

Océano Atlántico[editar]

Océano Pacífico[editar]

Océano Índico[editar]

Océano Antártico[editar]

Referencias básicas[editar]

Véase también[editar]

Enlaces externos[editar]