La corriente del Golfo se debilita

Se acaba de publicar un nuevo estudio sobre la circulación en el Atlántico norte (Anomalously weak Labrador Sea convection and Atlantic overturning during the past 150 years) que evidencia que este punto clave en el sistema global de circulación oceánica se encuentra actualmente en su punto más débil en los últimos 1.600 años. Si este sistema sigue debilitándose, podría alterar los patrones climáticos desde los Estados Unidos y Europa hasta el Sahel africano, y provocar un aumento más rápido del nivel del mar en la costa este de los Estados Unidos.

La circulación del Océano Atlántico juega un papel clave en la regulación del clima global. El sistema de circulación en aguas profundas, conocido como la Correa Transportadora Oceánica Global, envía agua cálida y salada de la Corriente del Golfo al Atlántico Norte, donde libera calor a la atmósfera y calienta Europa occidental. El agua más fría se hunde a grandes profundidades y viaja hasta la Antártida y finalmente regresa a la corriente del Golfo.

El estudio citado se basa en un análisis exhaustivo de los registros de sedimentos oceánicos, y demuestra que este debilitamiento de la circulación del Atlántico comenzó hacia el final de la Pequeña Edad de Hielo, un período frío de siglos que duró hasta alrededor del año 1850. Parece que cuando el Atlántico Norte comenzó a calentarse al final de la Pequeña Edad de Hielo, el aumento de la aportación de agua dulce modificó el sistema de la Circulación Meridional de Derivación Atlántica (AMOC, por sus siglas en inglés, Atlantic Meridional Overturning Circulation). El hielo marino del Ártico y las placas de hielo y glaciares que rodean este océano comenzaron a derretirse, formando una enorme fuente natural de agua dulce que afluía en el Atlántico Norte. Esta gran afluencia de agua dulce diluyó la superficie del agua de mar, haciéndola más liviana y menos capaz de hundirse profundamente, ralentizando el sistema AMOC.

Para investigar la circulación del Atlántico en el pasado, los autores de este estudio han estudiado el tamaño de los granos de los sedimentos depositados por las corrientes de aguas profundas; cuanto más grandes son los granos, más fuerte es la corriente. Además, han usado una variedad de métodos para reconstruir las temperaturas oceánicas cercanas a la superficie en regiones donde la temperatura está influenciada por la fuerza del AMOC. Combinados, estos enfoques sugieren que el AMOC se ha debilitado en los últimos 150 años en aproximadamente 15 a 20 %.

Estos datos cuestionan los modelos climáticos globales actuales, ya  que la circulación en el Atlántico Norte es mucho más variable de lo que se pensaba. Podría ser porque los modelos no tienen placas de hielo activas, o tal vez hubo más derretimiento del Ártico y, por lo tanto, entró más agua dulce en el sistema de lo que se estima actualmente.

Otro estudio, también publicado hace pocos días, Observed fingerprint of a weakening Atlantic Ocean overturning circulation, analiza los datos del modelo climático y las temperaturas pasadas de la superficie del mar, y llega a la conclusión que AMOC se ha debilitado más rápidamente desde 1950 en respuesta a calentamiento global reciente.

Juntos, los dos nuevos estudios proporcionan una evidencia de que el actual AMOC es excepcionalmente débil.

Lo que es común a los dos períodos de debilitamiento de AMOC, el final de la Pequeña Edad de Hielo y las últimas décadas, es que ambos se calentaron y se derritieron. Se podría predecir que, como el calentamiento y el derretimiento continuarán en el futuro debido a las continuas emisiones de dióxido de carbono, AMOC continuará debilitándose. Sin embargo, al igual que los cambios pasados ​​en el AMOC han sorprendido, puede haber sorpresas futuras inesperadas. Por ejemplo, hasta hace poco se pensaba que el AMOC era más débil durante la Pequeña Edad de Hielo, pero estos nuevos resultados muestran lo contrario, lo que destaca la necesidad de mejorar la comprensión de este sistema.

La influencia del Ártico en la corriente del Golfo

La fuerza de la corriente del Golfo se vio significativamente influenciada por la situación del hielo marino en el estrecho de Fram en los últimos 30.000 años, según el estudio recién publicado cuyo título es High-resolution record of late glacial and deglacial sea ice changes in Fram Strait corroborates ice–ocean interactions during abrupt climate shifts. Sobre la base del estudio de biomarcadores en los depósitos del fondo marino, los autores lograron reconstruir por primera vez cuándo y cómo la región marina entre Groenlandia y Svalbard estaba cubierta de hielo en el pasado y de qué manera la corriente del Golfo reaccionó cuando esta cubierta de hielo marino se rompió de repente. Llegaron a la conclusión de que cuando grandes cantidades de hielo del Ártico derivaron a través del estrecho de Fram hacia el Atlántico Norte, el transporte de calor de la corriente del Golfo se redujo notablemente.

 En el lado oriental de este estrecho entre Groenlandia y Svalbard el agua cálida del Atlántico fluye hacia el norte hacia el Océano Ártico, mientras que en el lado oeste las masas de agua fría y el hielo marino del Ártico se abren paso para salir del Ártico hacia el Atlántico Norte. Una parte considerable de las aguas del Atlántico se enfría aquí en su camino hacia el norte y se hunde hacia capas más profundas. La circulación del agua causada de esta manera controla las corrientes oceánicas como una bomba gigante y tiene influencia, entre otras cosas, sobre la cantidad de calor que la Corriente del Golfo transporta hacia Europa.

Si cambia el funcionamiento de esta bomba da lugar a cambios directos en el clima, como sucedió, por ejemplo, al final del período glacial pasado y durante la transición a nuestro interglacial actual. En los últimos 30.000 años, la corriente del Golfo ha perdido una cantidad extraordinaria de su fuerza al menos dos veces: una vez hace 17.600 años y otra vez hace unos 12.800 años, y en ambas ocasiones el clima de Europa, en consecuencia, se ha enfriado significativamente. Y ahora también sabemos por qué.

Un testigo de nueve metros de largo perforado en los sedimentos sirvió a los geólogos como una ventana hacia el pasado. Fue perforado en una expedición al Estrecho Fram, y tiene sus capas tan bien definidas que los científicos pueden leerlo como un libro. Este testigo se perforó en el talud continental occidental de Svalbard, una región con una tasa inusualmente alta de sedimentación. Eso significa que hay un número muy grande de partículas sedimentadas, que proporcionan mucha información sobre el clima. En este testigo los datos climáticos de cinco a diez años están en una longitud de un centímetro, mientras que fácilmente, en regiones de menor sedimentación, un centímetro  de sedimento podría representar nada menos que 1.000. Y, por supuesto, 1000 años son un período demasiado largo para poder identificar claramente las fluctuaciones climáticas a corto plazo.

Hay dos tipos de fósiles, también designados como biomarcadores, que han servido como indicios de la existencia y la duración de una capa de hielo. Un tipo es el producido por las diatomeas que viven en el hielo marino, el otro por las algas que prefieren el mar abierto. Los marcadores nos proporcionan ideas sorprendentes en la historia del clima del estrecho de Fram. Por ejemplo, ahora sabemos que no se formó una capa de hielo gruesa hasta después del máximo del último período glacial, pero cuando se hubo formado se mantuvo durante unos 1.000 años, lo que influyó a largo plazo en las corrientes oceánicas del Atlántico Norte.

La razón de esto es que esta capa de hielo marino retrasó la desintegración de las grandes capas de hielo que cubrían gran parte de Europa y América del Norte en ese momento. El hielo marino estabilizó los frentes glaciares de estas capas de hielo como la pared de una presa, impidiendo que los icebergs se desprendieran, con lo que la exportación de agua dulce del Ártico hacia el Atlántico Norte, que de otro modo habría sido enorme, se retrasó durante un cierto tiempo.

Cuando la capa de hielo se rompió hace 17.600 años se vertieron enormes masas de hielo en el Atlántico Norte en un tiempo extremadamente corto, que al fundirse liberaron grandes cantidades de agua dulce, alterando la estructura de la densidad del agua y conduciendo a un debilitamiento significativo de la circulación de retorno del Atlántico, o por decirlo de otra manera, a un debilitamiento de la Corriente del Golfo.

Según el estudio, se produjo una reacción en cadena semejante otro momento durante el Dryas Reciente hace unos 12.800 años, cuando enormes cantidades de hielo marino del Ártico avanzaron de nuevo hacia el Atlántico Norte disminuyendo el transporte de calor a través de la corriente del Golfo.

 Estos mapas ofrecen una visión general de la reconstitución de los cambios en las condiciones del hielo marino en el estrecho de Fram y sus consecuencias para la distribución de la corriente de  Retorno del Atlántico Meridional.

- Hace 19,000 años se había formado una cobertura permanente de hielo marino, lo que impidió cualquier exportación importante de hielo marino del Océano Ártico (izquierda).

- 1,400 años más tarde esta cobertura de hielo se rompió durante un Evento Heinrich 1 (centro), lo que empezó una deriva masiva de hielo marino y de icebergs hacia ​​el Atlántico Norte.

- Otro aumento de la formación de hielo marino y su descarga hacia el Atlántico también pudo reconstruirse para el periodo del Younger Dryas, hace 12,800 años.

Las superficies verdes representan la extensión de las capas de hielo continentales; los puntos representan los sitios de perforación de sedimentos. El núcleo de sedimentos utilizado en este estudio fue perforado en la zona marcada en amarillo.

Los resultados del estudio muestran lo importante que es el hielo marino del Ártico para la circulación oceánica mundial y que los cambios repentinos en la cubierta de hielo marino del océano Ártico están conectados directamente con las fluctuaciones climáticas bruscas. Los resultados de este estudio permitirán mejorar los modelos y, por consiguiente, hacer mejores previsiones sobre el futuro de la corriente del Golfo.

La fuga de la corriente Agulhas y el calentamiento global

La corriente Agulhas, cálida, se forma al sur del paralelo 30º S, y circula en dirección sudoeste. Es una de las corrientes oceánicas más fuertes, con una velocidad media de 1,6 m/s, con un trasiego de 65 millones de metros cúbicos por segundo (65 Sverdrups o Sv). En verano (de enero a marzo) alcanza un volumen máximo, con una velocidad de hasta 2,5 m/s. Cuando llega al meridiano del cabo de Buena Esperanza, se divide en dos ramas: una que continúa hacia el sur y otra que se dirige hacia el este. Esta última alimenta la corriente austral. Se estima en unos 15 Sv el caudal medio que la corriente Agulhas traspasa del Índico al Atlántico del Sur, en lo que se conoce como la “fuga o escape” de la corriente Agulhas.

Como el agua del océano Índico es más cálida y más salada que la del océano Atlántico, esta “fuga” de agua es una fuente importante de sal y de calor para el giro del Atlántico sur. Se cree que este flujo de calor que contribuye a la alta tasa de evaporación en el Atlántico Sur, un mecanismo clave en la circulación termohalina.

En la revista Nature se acaba de publicar un artículo sobre este tema, On the role of the Agulhas system in ocean circulation and climate, en el que un equipo de científicos liderado por la Universidad de Miami Escuela Rosenstiel de Ciencias Marinas y Atmosféricas Oceanógrafo Lisa Beal, sugiere que la fuga de Agulhas puede ser un actor importante en la variabilidad del clima mundial.

La figura muestra el sistema de la corriente Agulhas y su fuga al Atlántico Sur. El desplazamiento de los vientos hacia el sur (figura de la derecha) a causa de un clima más cálido, provoca un desplazamiento hacia el sur del frente subtropical (flechas rojas), ensanhando la “autopista” que permite la fuga de Agulhas alrededor de la punta de África. El aumento de la fuga de Agulhas provoca a su vez un aumento en las corrientes de circunvalación del Atlántico.

Recientes investigaciones apuntan a un aumento de la fuga de Agulhas en las últimas décadas, causada principalmente por el cambio climático inducido por el hombre. Este descubrimiento es muy importante, dicen los oceanógrafos, que piensan que el aumento de fugas de Agulhas podría provocar un fortalecimiento en las corrientes del océano Atlántico, en un momento en que se han acelerado tanto el calentamiento de las corrientes del Atlántico Norte, como la entrada de agua de deshielo, que disminuye su salinidad. Se piensa que ambos factores contribuyen al debilitamiento de las corrientes atlánticas

"Esto podría significar que las actuales predicciones de los modelos del IPCC para el próximo siglo son erróneas, y que no habrá un enfriamiento en el Atlántico Norte para compensar parcialmente los efectos del cambio climático global en América del Norte y Europa", dijo Beal. "En cambio, el aumento de fugas de Agulhas puede estabilizar el transporte oceánico de calor transportado por la circulación del Atlántico."

También hay datos paleo oceanográficos que sugieren que hubo picos muy importantes en las fugas de Agulhas en los últimos 500.000 años, que pudieron haber desencadenado el final de los ciclos glaciales.

Lo dicho muchas veces: nos queda mucho por aprender, por lo que no hay que ser demasiado crédulo con los modelos que nos proponen para predecir los efectos del cambio climático.

La Circulación Meridional de Retorno del Atlántico Norte

La circulación termohalina global se manifiesta en el Atlántico Norte en una Circulación Meridional de Retorno (Meridional Overturning Circulation – MOC), que transporta hacia el norte una gran cantidad de calor, estimada en un 25 % del flujo global, y que alcanza su máximo a una latitud de 24,5ºN.

El calor transportado por la MOC se emite a la atmósfera y en gran parte se lleva hacia el este por los vientos del oeste. Esta es una importante contribución al clima suave del noroeste de Europa. Los modelos numéricos indican que la MOC es probable que se debilite en un 30% en el próximo siglo como consecuencia de las emisiones de gases de efecto invernadero. Además, los registros paleoclimáticos sugieren que durante la última Edad de Hielo la MOC fue objeto de reajustes bruscos que fueron responsables de un enfriamiento del clima europeo de entre 5-10 ° C. Es, pues, muy importante seguir el flujo de la MOC para comprobar como varía.

Para ello se ha lanzado un proyecto que mide este flujo, diariamente, desde abril de 2004, y que se supone durará hasta el año 2014. En el gráfico se presentan los resultados de la medida de este flujo, en Sv (1 Sv = 1 Sievert = 1.000.000 m3/seg), desde abril de 2004 hasta abril de 2009. El promedio es de 18,5 Sv, y la desviación tipo es de 4,7 Sv. Las variaciones son estacionales, con una periodicidad anual. Los mecanismos que rigen estas variaciones no se conocen.

La tendencia en estos 5 años de medidas es ligeramente a la baja, pero no es significativa.

Proyecto y datos
Artículo en Nature - Monitoring the Atlantic Meridional Overturning Circulation

Las corrientes del Mediterráneo

La climatología hace del Mediterráneo una cuenca de concentración. En efecto, la gran evaporación que vientos e insolación producen, junto con el insuficiente aporte de agua de los ríos y lluvias, origina un déficit hídrico crónico que se compensa con la entrada de agua atlántica a través del estrecho de Gibraltar y de agua del Mar Negro a través del Bósforo. Esta generación de agua genera, a su vez, unas corrientes que circulan por el Mediterráneo en sentido antihorario.

El agua que entra del Atlántico forma una corriente superficial cuyo caudal oscila entre 63 y 146 km3/día, según la época del año. Una vez atravesado el estrecho, la corriente transcurre pegada a la costa africana por efecto de la fuerza de Coriolis, llegando hasta la parte más oriental de la cuenca, en el Líbano, donde gira al norte siguiendo la costa de Turquía.

En los Dardanelos, se encuentra con la corriente Este-Oeste formada por la aportación de aguas procedentes del Mar Negro. Esta circula por el Egeo y la costa de Grecia hasta el Adriático donde sube para descender por la costa de Italia subir de nuevo por el Mar Tirreno, golfo de Génova y bajar por la península Ibérica.

Las mareas es otro de los aspectos de la hidrología del Mediterráneo que lo hacen un mar algo peculiar. El reducido tamaño de la cuenca y la angosta comunicación con el Atlántico hacen que las mareas sean muy reducidas (unos 40 cm de media), ocurriendo a menudo que las variaciones de nivel debidas a cambios en la presión atmosférica (secas) o a la constancia de determinados vientos resultan de mayor importancia. La amplitud de mareas crece con la proximidad al estrecho.

La Comisión Europea puso en marcha en 1993 el proyecto MTP (Mediterranean Targeted Project), proyecto de investigación pluridisciplinar sobre las regiones orientales y occidentales de ese mar y que además se sitúa en el marco de los importantes esfuerzos de la Unión Europea para comprender mejor el Mediterráneo e identificar las actividades humanas susceptibles de perjudicar sus frágiles ecosistemas.

El proyecto MTP ha encontrado que la temperatura de las aguas profundas de la cuenca mediterránea occidental ha subido 0,13ºC en los últimos cuarenta años. Este calentamiento, aparentemente anodino, es importante porque se trata de un espacio de tiempo muy breve.

Las conclusiones más recientes del proyecto MTP sugieren que el aumento de la salinidad observado durante ese mismo período no es menos importante y que la causa es también el hombre. La construcción de gigantescos embalses (sobre todo los de Asuán en el Nilo y del Ebro en España) ha reducido la cantidad de agua dulce en el Mediterráneo durante los 50 últimos años, lo que explica el aumento general de la salinidad. Dado que el agua salada es más densa que la dulce, este cambio ha afectado a la circulación de corrientes importantes en la cuenca del Mediterráneo, así como entre el Mediterráneo y el Atlántico.

Una de las consecuencias más importantes se refiere a la corriente de agua salada que sale del Mediterráneo por el estrecho de Gibraltar y contribuye a la formación de la Corriente del Golfo, factor clave del clima europeo. Las consecuencias del aumento de la salinidad de esta corriente, directamente relacionadas con la de las aguas del Mediterráneo, son difíciles de predecir a largo plazo. Podrían empujar la Corriente del Golfo hacia el oeste, lo que causaría un grave enfriamiento de la Europa del Norte o, al revés, empujar a dicha Corriente hacia el este, lo que calentaría ese clima norteño. Frente a estas dos posibilidades, los científicos intensifican sus esfuerzos para llegar a previsiones más exactas.

Las corrientes marinas (6) - Océano Austral

El océano Austral se localiza desde el Frente Sub-Antártico (aproximadamente entre las latitudes 50° y 60° S) hasta la costa del continente antártico. El océano Austral es el único cuyas aguas rodean todo el globo, lo que es un elemento crucial para el motor calórico mundial. Los fuertes vientos, las bajas temperaturas y la dinámica del hielo marino antárticos, provocan corrientes que influencian fuertemente el clima de la Tierra.

El principal sistema de circulación del océano Austral es la Corriente Circumpolar Antártica (CCA), conocida también como West Wind Drift (Deriva del Viento del Oeste), la cual fluye de oeste a este transportando un caudal de ~ 130 Sv 125 Sv (1 Sv = 1 Sverdrup = 1.000.000 m3/s) a lo largo de un camino de unos 23.000 km. Es la mayor corriente oceánica y mantiene las aguas cálidas lejos del continente antártico, lo que permite que éste mantenga su enorme cubierta de hielo. La CCA es la causa más importante de intercambio de agua entre los diferentes océanos, por lo que juega un papel esencial en la circulación termohalina, incluyendo la redistribución de calor y de salinidad.

Empezando en América del Sur, la CCA fluye a través del Paso de Drake entre América del Sur y la Península Antártica, y después gira hacia el este debido al relieve del Arco de Escocia, con una rama hacia el norte que se convierte en la Corriente Falkland o de las Malvinas. Pasando bajo el océano Índico, la corriente se divide hacia el norte a causa del relieve de la Meseta Kerguelen. También se observan diversos cambios de dirección al pasar por el Pacífico, debidos al relieve de la cordillera medio oceánica.

Aguas abajo del Pasaje Drake la rama norte de la CCA, asociada al Frente Subantártico describe un abrupto giro anticiclónico y penetra alrededor de 1500 km en la Cuenca Argentina, llegando a los 38ºS, donde se encuentra con la Corriente de Brasil. Esta rama de la CCA es denominada Corriente de Malvinas (CM).

La CCA crea dos vórtices, el de Ross, en el mar de Ross, y el de Weddel, en el mar de Weddell. Ambos vórtices giran en el sentido de las agujas del reloj.

La CCA se encuentra entre el Frente Subantártico, que se define como la latitud a la que aparece, bien un mínimo de salinidad, bien una gruesa capa de agua no estratificada, y el Frente Polar, que marca una transición hacia unas aguas superficiales muy frías, relativamente poco saladas. Los frentes son límites entre aguas con diferentes características oceanográficas. El Frente Subantártico es una zona de divergencia de masas de agua y el Frente Polar es una zona de convergencia, caracterizado además por un descenso brusco de la temperatura superficial de norte a sur.

Las corrientes marinas (5) - Océano Índico

Corrientes marinas en la superficie del océano Índico. Las corrientes marinas cálidas aparecen en color rojo y amarillo, el afloramiento de aguas profundas y frías en las costas occidentales de los continentes en color verde, y las corrientes frías en color morado o rosado.

El comportamiento de las aguas del océano Índico es más complejo que en otros océanos. Es el único que está limitado al norte por el continente asiático, a unos 20 º de latitud norte, por lo que sufre, dos veces por año, una inversión de los vientos: es el régimen de los monzones. Como este océano se sitúa en la región tropical, donde la fuerza de Coriolis es más débil, la circulación oceánica de superficie responde rápidamente al viento y se invierte también dos veces por año. En cambio, en las regiones situadas más al sur, esta influencia de los monzones es menor y se mantiene el vórtice (giro) clásico.

Por tanto, se puede dividir en dos partes: el sistema austral (al sur del paralelo 10º S) y el resto, llamado sistema monzónico.

El sistema austral (al sur de los 10º de latitud sur) se caracteriza por la distribución regularmente zonal de los vientos, de las temperaturas (del aire y del agua), de la salinidad y de las corrientes superficiales. Este sistema forma el vórtice o giro del Índico, con una circulación de rotación antihoraria. El sistema está compuesto por:

- la corriente Sur Ecuatorial del Índico, cálida, de dirección este – oeste, va desde Australia hasta Madagascar, donde rodea la isla, dando lugar a las corriente de Mozambique y de Madagascar Este, hacia el sur, y la corriente del Suroeste o de Somalia, hacia el norte.

- la corriente del Este de Madagascar fluye hacia el sur 20 º de latitud sur por el lado este de Madagascar hasta el límite sur de la isla y, posteriormente, alimenta la corriente de Agulhas. Su caudal medio es de 25 Sv.

- la corriente de Madagascar fluye hacia el norte a lo largo de la costa oeste de la isla de Madagascar. Es la única corriente que los marinos pueden aprovechar para el viaje desde África del Sur hacia la India.

- la corriente de Mozambique, cálida, de dirección sur, fluye a lo largo de la costa del África del Este por el canal de Mozambique, entre Mozambique y la isla de Madagascar. Está alimentada por la parte de la corriente Sur Ecuatorial que rodea Madagascar por el norte. Su caudal medio es de 5 Sv. Una vez se junta con la corriente del Este de Madagascar, forma la corriente Agulhas.

- la corriente Agulhas, cálida, se forma al sur del paralelo 30º S, y circula en dirección sudoeste. Es una de las corrientes oceánicas más fuertes, con una velocidad media de 1,6 m/s, con un trasiego de 65 millones de metros cúbicos por segundo (65 Sverdrups o Sv). En verano (de enero a marzo) alcanza un volumen máximo, con una velocidad de hasta 2,5 m/s. La contribución de la corriente de Mozambique es relativamente pequeña, ya que la mayor parte de la corriente Agulhas procede de la corriente sur ecuatorial que rodea Madagascar por el este. Cuando llega al meridiano del cabo de Buena Esperanza, se divide en dos ramas: una que continúa hacia el sur y otra que se dirige hacia el este. Esta última alimenta la corriente austral. Se estima en unos 15 Sv el caudal medio que la corriente Agulhas traspasa del Índico al Atlántico del Sur.

- la corriente Austral o corriente del Sur del Índico, fría, forma parte de la corriente Circumpolar Antártica o West Wind Drift, va de oeste a este y que llega hasta las costas australianas.

- la corriente de Australia Occidental es una corriente de superficie relativamente fría del sureste del Océano Índico, que forma parte del movimiento antihorario del vórtice sur de este océano. A medida que el sur la corriente del Sur del Índico se acerca a la costa oeste de Australia, gira hacia el norte hasta circular paralelamente a la costa donde toma el nombre de corriente de Australia Occidental. Esta corriente está muy afectada por los vientos, es débil durante el invierno y fuerte durante el verano, alcanzando velocidades de 20-35 cm/s. Esta corriente gira hacia el noroeste para formar la corriente Sur Ecuatorial del Índico y cerrar el bucle.


El sistema monzónico ocupa todo el resto del océano Índico. Su motor es la inversión estacional de los vientos del monzón. En verano (noviembre a febrero), el viento sopla del nordeste. En invierno (junio a agosto) el viento sopla del sudoeste.

La corriente Monzónica del Índico se refiere a la variación estacional del régimen de corrientes del océano en las regiones tropicales del norte del Océano Índico. Durante el invierno, el flujo de la capa superior del océano se dirige hacia el oeste desde cerca del archipiélago de Indonesia en el Mar Arábigo. Durante el verano, la dirección se invierte, con un flujo hacia el este que se extiende desde Somalia en el Golfo de Bengala. Estas variaciones se deben a cambios en la fuerza del viento asociadas a los monzones. Las corrientes de inversión de la temporada de alta mar que pasan al sur de la India se conocen como las Corrientes del Monzón de Invierno y las del Monzón de Verano (o bien como Corriente del Monzón del Noreste y Corriente del Monzón del Suroeste).

Estructura de la temporada de invierno

La corriente del Monzón de Invierno se extiende desde la Bahía de Bengala, cerca de la India y Sri Lanka, y por todo el Mar de Arabia en una latitud de aproximadamente 8 grados Norte. Las corrientes fluyen hacia el suroeste a lo largo de la costa de Somalia hasta el ecuador. La corriente del Monzón del Noreste sólo se dirige hacia el oeste durante los meses de enero a marzo. Su velocidad mayor es en febrero, cuando se llega a 50 cm/s. Las estimaciones del volumen de transporte de hacia el oeste están entre 7 y 14 Sv.

Estructura de la temporada de verano

La Corriente de Somalia, que fluye a lo largo del Cuerno de África desde el ecuador hasta una latitud de unos 9º N, también cambia de dirección con los vientos estacionales del monzón. Se separa de la costa, girando a la derecha al entrar en el Mar Arábigo. La corriente del Monzón de Verano, que se encuentra entre 10 y 15º de latitud norte en el Mar Arábigo, se dirige hacia la India y Sri Lanka, y entra en la Bahía de Bengala. El Remolino Grande es un giro situado a unos 10º N y 55º E, y sólo está presente durante la temporada de verano.

Durante el verano, cuando la corriente fluye hacia el noreste y se separa de la costa, adentrándose en el mar, transporta aguas más cálidas hacia el interior del mar Arábigo, lo que permite la surgencia de aguas más frías a lo largo de la costa. Este patrón de temperatura superficial del mar (aguas más frías al oeste de aguas más cálidas) refuerza la corriente hacia el norte. La corriente del Monzón del Suroeste fluye hacia el este de abril a noviembre, y alcanza una velocidad máxima de 30 cm/s durante los meses de verano. A mediados de setiembre, la corriente de Somalia transporta entre 32 y 42 Sv.


La contracorriente Ecuatorial del Índico (recordemos que hay también una contracorriente Ecuatorial en el Pacífico) fluye de oeste a este a unos 5 º de latitud norte. La contracorriente Ecuatorial del Índico es el resultado del balance entre los flujos de agua de las corrientes Sur Ecuatorial y las corrientes Monzónicas.

En este mapa de la revista National Geographic, publicado en agosto del 2002, se puede ver la temperatura del mar en las costas de África del Sur, el día 23 de mayo de 1997.

Al este observamos la corriente Agulhas, la equivalente africana de la corriente del Golfo, que desplaza las cálidas aguas del océano Índico desde las inmediaciones de Mozambique hacia el extremo sudoriental del continente, a velocidades de hasta ocho kilómetros por hora.

En la costa atlántica, desde la punta meridional del continente africano hasta la altura de Angola, el proceso oceánico predominante es el afloramiento (upwelling) de Benguela, que lleva agua fría y rica en nutrientes del fondo a la superficie.

Esta imagen de las temperaturas de la superficie marina muestra la corriente Agulhas como una lengua amarilla que lame el frente de la verde masa de frías aguas meridionales y proyecta remolinos calientes hacia el oeste, invadiendo el sistema de Benguela. Es esta interacción entre el calor y el frío, el este y el oeste, lo que hace única la costa sudafricana. Aunque en el mundo existen otros tres afloramientos importantes (frente a las costas de California, Perú y el Noroeste de África), tan sólo en Sudáfrica el frío y productivo afloramiento de la costa occidental recibe la influencia de una corriente cálida y rápida de la costa oriental.

Las corrientes marinas del Japón

Hemos visto en la entrada que hemos dedicado a las corrientes del océano Pacífico que en el Japón confluían las corrientes Kuroshio y Oyashio, la primera cálida y la segunda, fría.

En el National Geographic de noviembre, una figura muy interesante ilustra la diferencia de temperaturas de las aguas que bordean las islas del Japón. La diferencia de temperaturas es espectacular.

Las corrientes oceánicas (4) Las corrientes del Océano Pacífico

El vórtice del Pacífico Norte

El vórtice del Pacífico Norte es uno de los cinco vórtices principales, como ya hemos indicado en anteriores entradas. Es el mayor ecosistema del planeta, y está localizado entre el ecuador y los 50 º de latitud norte, ocupando un área de unos 20 millones de km2.

Este vórtice está formado por las siguientes corrientes principales:

- la corriente Norecuatorial, que de este a oeste, cerca del ecuador, entre 10 y 20º de latitud norte, que transporta el agua desde el continente americano hasta Asia, y que forma el brazo sur del vórtice.

- la corriente Kuroshio o corriente del Japón, que empieza en Taiwán y corre a lo largo del Japón, en dirección noreste. Se trata de una corriente análoga a la corriente del Golfo en el Atlántico, transportando agua cálida del ecuador hacia el polo norte. Tiene una rama hacia el mar del Japón, la corriente Tsushima.

- la corriente del Pacífico Norte, que es una corriente cálida que va de oeste a este entre los 40 y los 50º de latitud norte. Está formada por la unión de las corrientes Kuroshio y Oyashio. Esta última es una corriente subártica que proviene del estrecho de Bering. La corriente del Pacífico Norte se divide, al llegar cerca del continente americano, en dos: la corriente de Alaska, que va hacia el norte, y la de California, que va hacia el sur.

- la corriente de Alaska es una corriente cálida derivada de la corriente del Pacífico Norte, y discurre a lo largo de la Columbia Británica y de las costas sur de Alaska. En contraste con las corrientes subárticas, tiene una temperatura de unos 4 ºC y una salinidad de 32,6 partes por mil. Debido a la geografía costera, la corriente de Alaska inicia un pequeño vórtice en sentido antihorario, que se cierra con la corriente subártica, que se junta con la del Pacífico Norte antes de que ésta derive hacia la corriente de California.

- la corriente de California deriva de la corriente del Pacífico Norte y se dirige hacia el sur. Al venir del norte, sus aguas son relativamente frías si las comparamos con las de la costa este de los Estados Unidos. Además, se producen surgencias (upwelling) de aguas más profundas y frías, debidas a los vientos dominantes del nordeste y a las fuerzas de Coriolis, que traen a la superficie sedimentos ricos en nutrientes, lo que permite mantener grandes poblaciones de ballenas, peces y pájaros marinos. Las frecuentes nieblas características de la costa californiana se deben a estas agua frías. La corriente de California alimenta de nuevo la corriente Norecuatorial, cerrando así el vórtice del Pacífico Norte.


La contracorriente ecuatorial

Esta corriente fluye de oeste a este a unos 5º de latitud norte. Es el resultado del balance de las corrientes Norecuatorial y Surecuatorial, que transportan agua hacia el oeste. Esta contracorriente ecuatorial se intensifica durante los años del fenómeno El Niño.

 
El vórtice del Pacífico Sur

Es el mayor sistema de corrientes oceánicas. Está localizado entre el ecuador, Sudamérica y Australia. En su mayor parte contiene poca vida marina. Está formado por las siguientes corrientes:

- la corriente Surecuatorial, que fluye de este a oeste entre los 5º de latitud norte y los 20º de latitud sur. Al llegar a las costas australianas toma dirección sur, formando la corriente del Este de Australia.

- la corriente del Este de Australia es una corriente cálida que transporta las aguas ecuatoriales hacia el sur. Tiene una rama que bordea Nueva Zelanda y otra que llega hasta las costas de Australia.

- la corriente del Perú o corriente de Humboldt es una corriente de agua fría que recorre las costas de Chile y de Perú, en dirección noroeste, dirigiéndose hacia el ecuador. Es una de las mayores surgencias (upwellings) oceánicas, lo que, como en el caso de la corriente de California, aporta muchos nutrientes y permite mantener una abundancia extraordinaria de vida marina. Esta surgencia ocurre todo el año en las costas del Perú, pero solamente durante la primavera y el verano en las de Chile, debido al desplazamiento del centro de las altas presiones subtropicales durante el verano. Periódicamente, esta surgencia se ve interrumpida por el fenómeno de El Niño. La corriente de Humboldt tiene una considerable influencia en el clima de Perú y de Chile, enfriándolo. También es responsable de la aridez del norte de Chile y de las zonas costeras de Perú y del sur de Ecuador.

La gran mancha de basura

Situada en el centro de la zona de convergencia del vórtice del Pacífico Norte se encuentra una zona con una gran concentración de basura. El tamaño de esta mancha no es fácil de determinar, ya que no existe un standard específico para determinar cual es el nivel de concentración normal y alto de la basura, y debido a que estas manchas no son visibles desde el espacio, ya que los plásticos se hunden en las capas superficiales de agua. Sin embargo, se estima que su tamaño es del doble que la superficie de Texas, es decir, casi 1,5 millones de km2.

Algunos sugieren que podría haber dos manchas de basura en el Pacífico Norte, tal como se indica en la figura.

Las corrientes oceánicas (3) – Océano Atlántico

Las corrientes superficiales

Las corrientes superficiales del océano Atlántico se conocen desde hace siglos. Han sido, por tanto, muy bien estudiadas. En la figura se pueden ver las más importantes.

En el Atlántico Norte las corrientes superficiales principales forman circuitos de aguas cálidas y frías, cuyo principal giro, que bordea al anticiclón de las Bermudas/Azores, está básicamente compuesto por la corriente del Golfo (Gulf Stream), que se bifurca en dos: la corriente de las Azores y la del Atlántico Norte. La corriente de las Azores se enfría, cerrando el bucle de la corriente del Golfo con las corrientes de Portugal y de las Canarias (que se va calentando al ir hacia el sur) y la deriva Norecuatorial. La corriente de las Canarias tiene otra derivación, que forma el bucle de la corriente ecuatorial.

Mucho más al norte, alimentado parcialmente por la corriente del Atlántico Norte, existe otro ciclo, el ciclo subpolar, cuyas aguas son frías, y del que forma parte la corriente del Labrador.

A su vez, la corriente del Golfo tiene una alimentación cálida proveniente del Atlántico Sur, conocida como la corriente del Norte de Brasil que continúa en la corriente de Guayana y posteriormente en la del Caribe. Esta corriente es alimentada por una corriente que entra en el Atlántico proveniente del Indico (la corriente Agulhas) y forma la corriente Benguela, que bordea Namibia y Angola, que en su viaje hacia el ecuador se desdobla formando dos corrientes Subecuatoriales, que se vuelven a unir al llegar cerca de las costas americanas, para alimentar de corriente del Norte de Brasil.

La rama sur de la corriente Subecuatorial, a su vez, deriva para alimentar el giro Subecuatorial, que acaba en la corriente del Atlántico Sur, que se dirige hacia el Océano Indico.

En las corrientes de Portugal y las Canarias y la de Benguela se producen afloramientos de aguas más profundas y frías (upwelling), debidos a los vientos dominantes y a las fuerzas de Coriolis.

Finalmente, en el extremo sur del Atlántico encontramos la corriente Circumpolar, de la que hablaremos con más detalle.


El problema del caudal aportado al Atlántico Norte desde el Atlántico Sur

Las corrientes del Norte del Brasil, de Guyana y del Caribe aportan un considerable caudal neto al Atlántico Norte, de unos 13 Sv (1 Sverdrup = un millón de metros cúbicos por segundo). Estas medidas de caudal son aproximadas, pudiendo variar entre los 9 Sv en marzo y los 35 Sv en julio.

Este flujo llegado del hemisferio sur al hemisferio norte se junta con la corriente Norecuatorial, proveniente de la corriente de las Canarias, que aporta 7 Sv, lo que hace que la corriente del Golfo, en su origen, tiene un caudal de 20 Sv.

¿Qué ocurre con el agua excedentaria que ha llegado del sur al Atlántico Norte, ya que no hay ninguna corriente superficial que devuelva este excedente al sur? La corriente del Golfo transporta este caudal excedentario hacia el norte, donde, en el extremo septentrional del océano, su temperatura media disminuye hasta los 10ºC en el paralelo 50ºN, y hasta solamente unos 3ºC en el paralelo 65ºN. Por enfriamiento y contracción térmica, adquieren una densidad alta y acaban hundiéndose, con lo que dejan espacio para la llegada desde el sur de nuevas masas de agua. Desde allí, por niveles profundos e intermedios, vuelve hacia el hemisferio sur. Esta corriente recibe el nombre de NADW (North Atlantic Deep Water). Se forma así en el Atlántico una especie de cinta rodante (conveyor belt, en inglés), con un flujo neto positivo hacia el norte en superficie y con un flujo neto positivo hacia el sur en las profundidades. Esta circulación funciona de manera continua, y tiene un caudal medio de 13 Sv.

Existen dos zonas de hundimiento en el Atlántico Norte: una se encuentra en el Mar de Labrador, con un caudal medio de 6 Sv, y la otra en la zona oceánica situada en el triángulo formado por Groenlandia, Islandia y Noruega, con un caudal medio de 7 Sv. Cerca de la Antártida, en el mar de Wedell, existe otra zona de hundimiento, de la que daremos cuenta en otra entrada.

Las corrientes oceánicas (2)

La energía que origina a las corrientes en los mares procede principalmente del Sol. Cuando en la atmósfera se generan diferentes temperaturas por el calentamiento solar se producen los vientos, y éstos causan el movimiento del agua superficial del océano, que se suma a los desplazamientos de las masas de agua producidos por cambios de densidad, dando origen a las corrientes.

Sin embargo, éstas no son las únicas causas que producen la circulación oceánica: existen otros factores como el campo gravitacional, la rotación de la Tierra (efecto de Coriolis), la fricción, la fuerza de las mareas y la presión atmosférica.

El efecto de Coriolis hace que las corrientes en el hemisferio norte se muevan en el sentido de las agujas del reloj, mientras que en el, hemisferio sur lo hagan en sentido antihorario, lo que da lugar a la existencia de cinco vórtices (o giros) principales en las corrientes oceánicas: los del Atlántico Norte, del Atlántico Sur, del Pacífico norte, del Pacífico Sur y del Indico.

Las corrientes superficiales están relacionadas con el régimen de vientos y ayudan a regular la temperatura atmosférica, su circulación es independiente en los hemisferios Norte y Sur y tienen influencia hasta unos 2.000 metros de profundidad.

Durante el verano, el océano absorbe la fuerte radiación solar, la almacena en forma de calor que luego se redistribuye a través de las diversas corrientes superficiales del océano que mueven las masas de agua caliente hacia latitudes más altas y las masas de agua fría hacia las zonas tropicales y ecuatoriales donde se calientan.

Las corrientes superficiales también están influenciadas por la posición de las masas continentales. Mientras en el Pacífico las corrientes se corresponden aproximadamente con los patrones de los vientos de superficie, en los océanos Indico y Atlántico, el patrón de las corrientes es más complejo. En el Atlántico Norte, la Corriente del Golfo transporta las aguas cálidas hacia el norte, y una corriente de retorno de agua fría circula hacia el sur sobre el fondo oceánico.

Este intercambio norte-sur tiene una fuerte influencia en las temperaturas atmosféricas. Se estima que si no fuera por ellas, el flujo de calor desde las latitudes del sur a latitudes altas sería dos veces menor, de modo que el contraste entre el clima de ambas latitudes sería aún más marcado: sería más frío en los polos y más caliente en el ecuador.

Afloramientos o surgencias (upwelling). Existen zonas donde las aguas profundas afloran a la superficie. Estos afloramientos o surgencias (upwelling en inglés) tienen lugar en donde las aguas superficiales, por efecto de los vientos y de la rotación terrestre, tienden a alejarse mar adentro. Ocurre esto especialmente en las cuatro márgenes orientales de las cuencas oceánicas del Atlántico (norte y sur) y del Pacífico (norte y sur). A lo largo de estas costas los afloramientos dan lugar a la aparición de corrientes de aguas frías (las que van desde Galicia hasta Canarias, y la llamada de Benguela, que bordea Namibia y Angola en el Atlántico, la de California en el Pacífico Norte y la de Humboldt, en el Pacífico Sur).

Estas aguas frías traen a la superficie sedimentos ricos en nutrientes, lo que permite mantener una importante vida marina.

Las corrientes profundas no están directamente influenciadas por los patrones de viento, sino que son controladas por los cambios de temperatura y salinidad del agua.

Estas corrientes profundas tienen su origen en el Atlántico Norte, donde el agua fría (enfriada por los vientos fríos de Canadá), salada, densa y bien oxigenada se sumerge hacia las profundidades, fluyendo hacia el sur por el fondo del océano en todo el Atlántico, cruzando el océano Índico, y luego de regreso al norte a lo largo del Pacífico, para resurgir en el Pacífico Norte, fría y poco oxigenada. Estas aguas se calientan y se oxigenan lo largo de su recorrido por la superficie, del Pacífico al Atlántico, y se enfrían de nuevo en el Atlántico Norte, donde se hunden para repetir el ciclo. Se tarda unos 1000 años para un viaje de ida y vuelta. En las figuras se puede ver el esquema global de las principales corrientes oceánicas.

Las corrientes oceánicas (1)

En un planeta sin océanos ni atmósfera, los trópicos tenderían a calentarse y los polos a enfriarse cada vez más, hasta alcanzar un equilibrio entre la radiación recibida y la emitida: la diferencia de temperatura entre los trópicos y los polos sería enorme. En nuestro planeta, sin embargo, las diferencias de temperatura entre los trópicos y los polos no son tan importantes debido a las corrientes marinas, que transportan agua caliente de los trópicos a los polos, y agua fría de los polos a los trópicos, y a la circulación general atmosférica, que tiende a suavizar la temperatura de la zona tropical y a templar la de las zonas polares.

Las corrientes oceánicas son, por tanto, de gran importancia para el clima del planeta. Por ejemplo, al cerrarse el istmo de Panamá, hace unos 3,4 millones de años, se cortaron las corrientes cálidas ecuatoriales, lo que permitió que se produjeran las corrientes atlánticas. Este cambio en las corrientes oceánicas puede ser la causa del calentamiento de las temperaturas que se produjo entre 3,3 y 3,0 años antes de ahora, conocido como el “Optimo Climático del Plioceno Medio”, del que ya hemos hablado.

Las corrientes marinas forman un sistema de movimientos de agua en los océanos que se conoce como circulación termohalina. El adjetivo termohalino significa temperatura (del griego termo, que significa calor) y salinidad (del griego halo, que significa sal, y que es también la raíz de halógeno). El principio general de la circulación termohalina es que el agua fría tiene una densidad mayor que el agua más caliente, y que el agua más salada tiene una densidad mayor que el agua menos salada, como se puede ver el la tabla y en el gráfico.

La temperatura promedio de las aguas marinas es aproximadamente de 16,5 ºC, con una temperatura máxima de 36 ºC en el Mar Rojo y una mínima de - 2 ºC en el Mar de Weddell, en la Antártida. La distribución de temperatura de las aguas depende de la radiación solar y de la mezcla de las masas de agua en el océano.

La salinidad de las aguas superficiales depende principalmente de la diferencia entre la evaporación y la precipitación. Otros factores menos importantes son el congelamiento y el derretimiento del hielo marino. En zonas de alta evaporación, tales como el Mar Rojo, la salinidad puede ser tan alta como 40 ‰, mientras que en mares como el Báltico, la salinidad puede llegar a ser de sólo el 6 ‰. En la mayor parte de los mares, sin embargo, el rango de salinidad varía entre 33 y 37 ‰, con un valor promedio de 35 ‰. Los valores más altos de salinidad ocurren cerca de las áreas tropicales áridas; mientras que los valores más bajos se presentan cerca de las regiones polares.

El Atlántico Norte es bastante más cálido y salino que el Pacífico Norte: en la franja latitudinal 45º N – 60º N, el Atlántico Norte tiene una temperatura media superficial de 10 ºC y una salinidad de 34,9 en la franja latitudinal 45º N – 60º N, el Atlántico Norte tiene una temperatura media superficial de 10ºC y una salinidad de 34,9 ‰, mientras que el Pacífico Norte tiene una temperatura de 6,7 ºC y una salinidad de 32,8 ‰. Esta salinidad más elevada es debida a que el Atlántico Norte tiene más evaporación que aportación por las lluvias y escorrentías, tiene una salinidad mayor que el océano Pacífico: esta es la principal causa de que las corrientes termohalinas sean significativamente más importantes en el Atlántico que en el Pacífico.

El calentamiento de las aguas superficiales debido a la radiación solar, afecta la distribución de la temperatura, la salinidad y la densidad en la columna de agua. Los valores de estos tres parámetros en aguas superficiales permanecen prácticamente invariables hasta los 200 metros de profundidad (que es la zona de mezcla del océano); A partir de esa distancia tienen lugar cambios rápidos en la temperatura y la salinidad, que a su vez repercuten en otros cambios rápidos en la densidad del agua. A estas zonas de cambio abrupto se las denomina picnoclina (gradiente de densidad), haloclina (gradiente de salinidad) y termoclina (gradiente de temperatura). Estos cambios se asocian a un incremento en la salinidad y a una disminución en la temperatura según va aumentando la profundidad, como se puede ver en los ejemplos de las figuras.

Con estas bases, en próximas entradas entraremos en el detalle de la circulación termohalina.