Corrientes oceánicas frías

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Se denominan corrientes oceánicas frías aquellas cuyas aguas tienen una temperatura mucho más fría que el aire atmosférico con el cual están en contacto. Esta idea parece un contrasentido, porque las grandes corrientes de aguas frías se producen generalmente en las costas occidentales de los continentes de la zona intertropical o subtropical, como sucede con la Corriente de Humboldt en la costa occidental de América del Sur, la Corriente de las Canarias en la costa noroccidental de África, la corriente de Benguela en la costa suroccidental de África, la corriente de California en la costa noroccidental de América del Norte y la corriente de Australia Occidental en el océano Índico. Todas estas corrientes determinan un clima muy seco y hasta desértico en las costas que bañan, por la menor evaporación cuando la temperatura de las aguas es muy fría.

La temperatura de las aguas oceánicas está en función de la latitud a la que se encuentran, de su densidad, de la profundidad a la que se encuentran, la insolación que reciben (con las variaciones diarias y estacionales de esa insolación) así como de las características físicas y químicas del agua propiamente dicha. Como las corrientes oceánicas sólo se refieren a los movimientos de las aguas en la superficie, sólo distinguiremos dos tipos de corrientes: cálidas, que se forman en las costas orientales de los continentes y frías que se originan en las costas occidentales de los mismos.

Podríamos definir a las corrientes marinas frías como aquellas que se producen en las costas occidentales de los continentes en las áreas correspondientes a la zona intertropical. Y esta característica que parece muy extraña (aguas frías en climas cálidos) se debe al afloramiento, emersión o surgencia de aguas muy profundas, lo que explica su temperatura fría, mucho más fría que la temperatura atmosférica en dichas zonas.

Las corrientes que surgen en la zona polar ártica, aunque podrían considerarse todas como corrientes frías son, a su vez, de dos tipos: corrientes con emersión de aguas profundas (como la corriente de Groenlandia Occidental y corrientes también frías pero sin emersión de aguas profundas como sucede con la Corriente de Groenlandia Oriental. La diferencia entre estas dos corrientes resulta fundamental ya que la corriente de Groenlandia Oriental es de aguas superficiales y más frías que las de Groenlandia Occidental, por lo que las costas occidentales de Groenlandia están mucho más pobladas que las orientales. Vamos a explicar este hecho con más detalle: el Océano glacial Ártico tiene una comunicación amplia con el Océano Atlántico y una muy reducida con el Pacífico, por lo que la poderosa Corriente del Golfo, que lleva una enorme cantidad de calor hacia Europa, llegando a rebasar la costa septentrional de Noruega, penetra en el Océano Ártico y da origen a una corriente de compensación de aguas frías que salen de nuevo hacia el océano Atlántico, pero más frías, junto a la costa de Groenlandia (Corriente de Groenlandia Oriental, como se ha dicho) y junto a la costa oriental asiática en el Estrecho de Behring (Corrientes de Kamchatka y de Oya Shivo).

Origen de las corrientes oceánicas frías[editar]

Ya se ha señalado que las corrientes oceánicas frías se debe a la surgencia de aguas profundas cuya temperatura en todo el mundo se encuentra en torno a los 4ºC (más exactamente, 3,8ºC). Y esta surgencia se produce en las costas occidentales de los continentes debido al movimiento de rotación terrestre que obliga a ascender a las aguas profundas al chocar con el talud continental de los continentes. En términos más precisos, se trata de una diferencia entre la velocidad angular del movimiento de rotación terrestre (15º de longitud por hora), que es la misma en todo el mundo y en cualquier parte de las aguas oceánicas y la correspondiente velocidad lineal de dichas aguas que varía según la profundidad a la que se encuentren ya que en el fondo del mar, debido a la enorme presión que soportan las aguas abisales, la velocidad lineal es la misma que tiene el suelo, es decir, el fondo submarino, pero en la superficie oceánica es mucho menor, ya que en los 15º por hora que recorren tanto en el fondo como en la superficie tienen que cubrir una longitud mayor al encontrarse a una mayor distancia del centro de la Tierra, por lo que la circunferencia superficial es mayor que la circunferencia en el fondo del mar. La diferencia entre la distancia de los 15º de longitud en el fondo del mar y esos mismos 15º de longitud en la superficie del océano es equivalente a la diferente distancia que establece el talud continental, considerado como la hipotenusa de un triángulo rectángulo formado por el cateto mayor en la base (distancia horizontal) y el cateto menor que corresponde a la profundidad a la que se encuentra el fondo del mar.

Así, la disminución de la velocidad lineal en la superficie oceánica, se traduce, por inercia, en un desplazamiento opuesto al del movimiento de rotación terrestre por lo que las aguas que han emergido en las costas occidentales de los continentes deberían seguir la dirección este-oeste. Sin embargo, ello no sucede así por la fuerza centrífuga del movimiento de rotación terrestre que es la que origina la corriente ecuatorial, de aguas cálidas por ser superficiales y no profundas. Por supuesto, una vez se encuentran en la superficie las aguas frías que han surgido junto a la costa tienen la tendencia a desplazarse hacia el ecuador terrestre, desplazamiento que puede acentuarse o minimizarse en ciertos casos por la configuración de las costas.

Características físicas y químicas del agua del océano[editar]

El agua puede presentar los tres estados físicos de la materia en diferentes condiciones de presión y temperatura y, en menor grado, según la proporción de sólidos disueltos que contenga. En condiciones normales de presión atmosférica y al nivel del mar, el agua se congela a los 0º C y hierve a los 100º C cuando se trata de agua pura, es decir, cuando no contiene sedimentos o minerales en suspensión.

Las aguas oceánicas se calientan en la superficie gracias a la radiación solar. De esta manera, sólo podrán evaporarse o congelarse en dicha superficie ya que es allí donde el agua puede estar en contacto con la radiación solar (hasta una profundidad de unos 100 metros o algo más) y donde la temperatura atmosférica, que puede llegar a ser muy baja, es la que permite congelar el agua superficial cuando alcanza los 0º C si es agua pura (de lluvia, por ejemplo) o de 1,8º bajo cero si contiene los valores promedio de sales de las aguas marinas. Estos procesos son muy fáciles de entender y se conocen desde muy antiguo: si nos metemos caminando en una playa tranquila veremos que a medida que aumenta la profundidad, las aguas del fondo se vuelven más y más frías como lo podemos notar por la sensación térmica en los pies.

Lo dicho anteriormente nos revela una especie de ley sobre las aguas oceánicas: éstas se disponen en capas, es decir, son aguas estratificadas en razón a su temperatura, la cual determina su densidad, teniendo las aguas a partir de cierta profundidad, una temperatura uniforme de unos 3,8º C, que es cuando el agua tiene su máxima densidad. Como resulta obvio, esta temperatura se alcanza a mayor profundidad en la zona intertropical y a menor profundidad en las zonas polares y ello no se debe solo al mayor calentamiento de las aguas oceánicas en la zona intertropical (donde inciden los rayos solares más directamente) sino a la menor densidad de dichas aguas en la zona intertropical por el abombamiento ecuatorial de la Tierra: en el ecuador terrestre, las aguas son menos densas porque se encuentran algo más de 21 km más alejadas del centro de la Tierra que en los polos y, por ende, la gravedad allí es menor. Así, la temperatura del agua oceánica y la densidad de la misma están estrechamente unidas, por lo que se considera la existencia de tres capas principales: la capa epipelágica, hasta una profundidad de unos 200 m (nivel adonde ya no llegan los rayos solares y la temperatura es de unos 13ºC), la termoclina, que es una capa donde disminuye la temperatura rápidamente entre los 13ºC (200 m de profundidad) y los 4ºC (1000 m de profundidad), a partir de la cual, tanto la temperatura en torno a los 4ºC como la densidad (que es la máxima a dicha temperatura) permanecen constantes.[1]

Y otra ley que se deriva de la anterior es que cuando hablamos de corrientes marinas siempre nos referimos a corrientes superficiales de las aguas: el movimiento de las aguas oceánicas se produce en la superficie hasta una profundidad relativamente somera. Por ejemplo, a un submarino sumergido a unos 50 - 100 m de profundidad le pasaría inadvertida una tempestad con olas de 10 m de altura. Más aún, cuando queremos alejarnos mar adentro para evitar el oleaje de la playa, solemos sumergirnos justo debajo de cada ola que rompe para vencerla más fácilmente: con apenas 1 m bajo la ola que rompe ya vencemos casi todo el empuje de la misma hacia la playa.

Intercambio de calor entre los océanos y la atmósfera[editar]

La extensa inundación producida por el río Zambezi en Mozambique en marzo del año 2000 formó un extenso lago que solamente una imagen satelital pudo captar de manera completa. En esta imagen tomada durante las horas de la mañana (la sombra de las nubes puede verse hacia la izquierda, es decir, hacia el oeste, ya que se trata de un país situado en el hemisferio sur y la imagen está dirigida hacia el norte) puede verse el extenso lago prácticamente sin nubes, que sólo son abundantes en el área no inundada. Ello se debe a que en horas de la mañana las aguas están más frías por lo que no se evaporan. Sólo durante la tarde, cuando ya las aguas han absorbido calor es cuando comienzan a evaporarse y formar nubes.

En el artículo sobre la diatermancia puede verse con cierto detalle la influencia mutua entre el flujo de energía en forma de calor, pero haciendo énfasis en el calentamiento de la atmósfera que ocurre en la zona de contacto entre el aire por una parte, y la superficie terrestre de los continentes e islas así como la superficie acuática (océanos y mares), por la otra. Aquí es necesario recordar esa influencia mutua estudiándola desde el punto de vista de las aguas marinas para lo cual es necesario establecer las siguientes ideas:

  • Lo mismo que sucede con el calentamiento de la litósfera y de la atmósfera, el calentamiento de la hidrósfera se debe a la radiación solar. Este calentamiento de origen solar está causado por los rayos solares de distinta longitud de onda lo cual, a su vez, le da distintas posibilidades de flujo de energía en el globo terrestre. La radiación solar varía según el tiempo (las distintas estaciones significan cambios importantes entre la cantidad de radiación solar recibida por la superficie terrestre) y según el espacio (en función de la latitud, altitud, vegetación, aguas continentales y otras razones). En líneas generales, mientras que el aire atmosférico no absorbe directamente calor por parte de la radiación solar, la superficie terrestre y marítima absorben directamente esa energía contenida en la radiación solar: el suelo la capta rápidamente y la reenvía seguidamente a la atmósfera y la superficie de los mares y océanos la va absorbiendo lentamente y la reenvía a la atmósfera bastante tiempo después.
  • La absorción del calor procedente de la radiación solar por parte de los objetos en la superficie terrestre depende, en primer lugar, del estado físico de dichos objetos de acuerdo con la masa de los mismos. Así, un cuerpo gaseoso como el aire atmosférico es prácticamente transparente al calor de los rayos solares: a esta propiedad se llama diatermancia como se puede ver en el artículo respectivo. En cambio, los cuerpos líquidos de la superficie terrestre (océanos, mares y aguas continentales) absorben gran cantidad de calor procedente de la radiación solar y pueden ceder dicho calor a la atmósfera cuando ésta se encuentra más fría. Esta característica convierte a las aguas en una especie de pila recargable, gracias a lo cual existe vida sobre la Tierra ya que proporciona el flujo de energía presente en el ciclo hidrológico y los ciclos biológicos de la naturaleza, en especial, el ciclo del carbono.
  • Cuando el agua marina se ha cargado de calor debido a la radiación solar, puede emitir parte del mismo mediante rayos infrarrojos (invisibles para el ojo humano) que pueden calentar a su vez a la atmósfera. Dicho calentamiento se puede realizar de dos formas: directamente, del modo descrito e indirectamente, cuando el calor absorbido por las aguas produce una evaporación de las mismas y es el calor que absorbe dicho vapor (calor de vaporización) el que llega a liberarse con la condensación, por lo cual se llama, precisamente, calor de condensación. Se trata de fenómenos termodinámicos conocidos desde muy antiguo. El balance de este calor entre el mar y la atmósfera se presenta a corto y mediano plazo muy estable y se compensa en el tiempo. Ello significa que la mayor parte de la energía absorbida por la litósfera y la hidrósfera pasan temporalmente a la atmósfera y después de tomar diversas formas (meteoros luminosos, acuosos, eléctricos, etc) regresa a la litósfera, atmósfera y, en mayor proporción, de nuevo a la hidrósfera, en razón a su mayor extensión.

El hielo en la superficie oceánica[editar]

Como el hielo tiene una densidad menor que el agua sólo se encuentra en la superficie de los océanos en las zonas polares, teniendo la zona polar ártica una mayor diversidad a lo largo del año en cuanto a la superficie cubierta por los hielos. El hielo oceánico puede ser de dos tipos:

  • Formado en los glaciares continentales. Son los glaciares de Groenlandia y la Antártida, principalmente, los que se van rompiendo al llegar a la costa formando grandes bloques que son llevados por las corrientes a latitudes bastante alejadas de la zona polar, especialmente en el hemisferio Norte. Estos bloques se denominan icebergs y constituyen un peligro para la navegación en el Atlántico Norte.
  • Formado en la capa superficial de mares y océanos por la temperatura muy baja de la atmósfera (banquisa).

En la zona polar antártica, la extensión de la banquisa o hielos oceánicos resulta más estable a lo largo del año debido a que gran parte de dicha zona antártica está ocupada por las tierras continentales de la Antártida. Y la Antártida está rodeada en gran parte de sus costas por una capa de hielo que no puede alejarse mucho de las tierras en razón a la existencia de la corriente circumpolar antártica que empuja a esos hielos hacia el sur, por lo que se limita su avance hacia el norte en los tres grandes océanos que convergen con las aguas antárticas por el sur. Es por ello que el límite de los hielos flotantes se encuentra replegado bastante al sur, a diferencia del límite de los hielos en la zona polar ártica, que pueden llegar bastante más hacia el ecuador, como lo atestiguó el naufragio del Titanic al chocar con un iceberg en una latitud similar a la del Noreste de los Estados Unidos y del norte de España y Portugal.

Véase también[editar]

Referencias[editar]

  1. NOAA. What is a thermocline? [1]