Corrientes marinas. Causas y clasificación

Algunas corrientes afectan un área pequeña, son fenómenos pasajeros y corresponden a la respuesta del mar a las condiciones locales, con frecuencias estacionales.
Otras son permanentes y afectan a grandes áreas del océano. Por su magnitud influyen en el clima de las regiones que bañan debido a su aporte calorífico.
En fin como consideración general, son consecuencias de la respuesta del océano y de la atmósfera al flujo de energía desde los trópicos subtrópicos hacia regiones polares y subpolares.

Clasificación de las corrientes por su origen

• • Corrientes de deriva o corrientes de arrastre
  El origen de los sistemas de corrientes superficiales se encuentran en el viento y, en menor grado, en la diferencia de densidades. De una forma general se puede asegurar que cualquier corriente oceánica es la resultante de las dos causas anteriores, aunque en ocasiones una de ellas puede predominar tanto que la otra sea inapreciable.
  La fuerza del viento que sopla sobre la superficie de la mar produce un movimiento en el agua que se transmite a las capas inferiores, pero la dirección del viento y de la corriente no coinciden.
  La dirección de la corriente es desviada hasta 45º por la acción combinada de dos fuerzas:
  • de rozamiento. Disminuye su velocidad con la profundidad.
  • de Coriolis que detallamos más adelante.
  Sin duda, al tratarse de aguas superficiales, el viento juega un papel fundamental en muchas zonas y que en todos los casos hace notar su efecto. La mejor comprobación de esta influencia se tiene en la comparación o superposición de un mapa de los vientos con una carta de corrientes.

Teoría elemental del proceso que motiva la circulación oceánica superficial

1. Los sistemas de vientos estables generan corrientes de arrastre.

2. Grandes masas de agua fría y densa se hunden en latitudes altas, moviéndose en profundidades hacia latitudes más bajas, en donde provocan el desplazamiento de las aguas superficiales.

3. Las aguas superficiales de las latitudes bajas y tropicales están sometidas a una fuerte radiación térmica que da lugar a la disminución de su densidad. Esta circunstancia supone la aparición de corrientes hacia latitudes más altas que, en parte, refuerzan a las originadas por el transporte de agua fría.

4. Las trayectorias de las corrientes superficiales provocadas por diferencia de densidad se ven modificadas por los vientos de carácter permanente, a los que acaban ajustándose.

5. Los sistemas de circulación se cierren sobre si mismos en forma circular o elíptica que se adapta a la costa en su paso por ella.

El esquema general tras la Teoría elemental se puede relatar:

a) Franja Ecuatorial: entre los 10ºS y los 20ºN de latitud.

- Dos corrientes hacia el Este entre las dos corrientes anteriores. Muy clara en el Pacífico, débil o nula en el Atlántico y sometido a los efectos estacionales en el Indico.

b) Latitudes bajas y medias: predominio de las corrientes de sentido ciclónico en cada uno de los hemisferios.

c) Latitudes altas hemisferio Norte: predominio de las corrientes de sentido ciclónico. En el Artico la circulación se complica por la especial configuración del fondo, y por la gran influencia de los continentes.

d) Latitudes altas de hemisferio Sur: corrientes hacia el Este, que se hacen notar a partir de los 40º de latitud.

Efecto de Coriolis

La velocidad de rotación hacia el Este de un punto en la tierra, depende del grado de latitud. Sobre el Ecuador la velocidad mide cerca de 1670 km/h, en 40º de latitud Norte o Sur, el valor se queda en 1279 km/h aproximadamente y en los polos a 0 km/h. Esta componente inercial es de cero en el Ecuador y máximo en el Polo y afecta a las cosas que se mueven sobre la superficie de la tierra, dependiendo de su velocidad y desviando lateralmente sus trayectorias previstas y en el caso de los océanos más efectiva sobre aguas profundas. Es el conocido como “efecto Coriolis”. Así, cualquier objeto en movimiento, sobre la superficie terrestre, sufrirá un levísimo desvío de su trayectoria, en sentido horario (a la derecha) en el Hemisferio Norte y antihorario (a la izquierda) en el Sur.

La intensidad de la desviación depende de la velocidad de la partícula y de la latitud. Una partícula en reposo no es afectada y tampoco lo es una partícula que se mueva exactamente en dirección Este – Oeste en el Ecuador.

Si los mares se encontrasen en estado de reposo permanente sobraba todo lo dicho, pero como por distintas causas hay desplazamientos de considerables masas de agua, estas se ven sometidas al efecto Coriolis, desviándose y recurvándose en los sentidos correspondientes a cada hemisferio.

Espiral de Ekman

Un viento que sople con continuidad sobre la superficie oceánica pone al agua en movimiento por un efecto de arrastre sobre las capas superficiales. Estas a su vez y debido a la viscosidad (o fricción interna) arrastra a las adyacentes; capas más profundas que se mueven con mayor lentitud porque se pierde impulso en cada transmisión entre dos. Este tipo de movimiento recibe el nombre de flujo laminar. Las corrientes resultantes suelen afectar a las aguas situadas debajo de la superficie hasta una profundidad de unos 100 m.

Una vez puestas en movimiento, las partículas de agua son desviadas por el efecto de Coriolis en mayor o menor medida a la velocidad de cada capa.

De aquí que debamos tener en cuenta dicho efecto junto con la viscosidad y los efectos del viento para comprender el comportamiento de las corrientes superficiales producidas por el viento.

En estudios teóricos sobre el efecto de un viento constante que sople sobre un océano homogéneo infinito, en el hemisferio Norte la capa superficial se mueve formando un ángulo de 45º a la derecha del viento (45º a la izquierda en el hemisferio Sur). El conjunto de los distintos rumbos e intensidades horarias se refleja gráficamente en lo que se llama ESPIRAL DE EKMAN que no es otra cosa que el resultado de proyectar sobre un plano horizontal y con el mismo origen, los vectores que representan en orientación y tamaño a las corrientes que se tienen en cada una de las capas.

Combinando los movimientos del agua de todas las capas de la espiral de Ekman ideal, se observará que el movimiento neto del agua es perpendicular a la dirección del viento. El movimiento neto del agua esta a 90º a la derecha de la dirección del viento en el hemisferio Norte y 90º a la izquierda en el hemisferio Sur.

Podemos decir que aproximadamente la diferencia entre la dirección del viento y la dirección de la corriente superficial varía entre los 15º en aguas poco profundas hasta los 45º en aguas profundas.. (ver gráfico).

• • Corrientes de densidad, Termohalinas
  
  
  Son producidas cuando las aguas de los océanos muy frías y densas de latitudes altas, son impulsadas hacia latitudes más meridionales por los vientos reinantes. Al llegar a áreas con aguas más cálidas, menos densas, se hunden, dando lugar a desplazamientos verticales, que al mismo tiempo originan corrientes horizontales. La evaporación en las zonas tropicales, de grandes magnitudes, da lugar también a movimientos horizontales en las masas de agua, generando al mismo tiempo corrientes verticales de compensación por dicha evaporación.
  La corriente más grande de éste tipo está en el norte del Atlántico. La corriente del Golfo mueve 500 veces más agua que el Amazonas. Es calentada por el sol caribeño, fluye hacia el norte hasta las aguas polares donde los vientos árticos entre Groenlandia y Noruega, enfrían sus masas de agua, de alta salinidad, el agua se vuelve tan pesada que se hunde en la profundidad; en invierno se hunden aproximadamente 17 millones de m3/s, la corriente lleva 20 veces más agua que los ríos en la Tierra.Las aguas frías comienzan su recorrido por el globo al cabo de dos hasta tres km de profundidad: hacia el sur a través de la cuenca occidental del Atlántico, hasta la corriente del círculo polar antártico, y desde allí hasta los océanos Indico y Pacífico. En las áreas de flotación, aproximadamente por delante de la costa peruana o californiana sale nuevamente el agua de mar sumergida después de cientos de años.
  Como dato, la corriente del Golfo alcanza hasta 9 km/h, en cambio las aguas profundas, se mueven sólo como máximo hasta 0,36 km/h. Sólo un ciclo de agua de mar de esta corriente global tarda también aproximadamente 1000 años. Es evidente que el movimiento de las aguas profundas del océano no es comparable desde muchos puntos de vista con el movimiento de las capas superficiales.

• Corrientes de marea.
  Provocadas por el fenómeno de las mareas, causadas por la atracción del Sol y la Luna sobre las masas de agua. La variación vertical del nivel de las aguas genera corrientes horizontales importantes, sobre todo en lugares estrechos y de poco fondo, donde suelen adquirir grandes velocidades al coincidir con estrechamientos en los cauces debido a la orografía submarina. En un canal, la velocidad del agua es máxima en el centro y mínima en las orillas, donde en muchos casos, se crea una contracorriente. También es mayor en las partes cóncavas que en las convexas.
  A las corrientes de marea se las suele llamar de flujo y reflujo, según sea entrante la marea o vaciantes. Sus efectos se notan especialmente en áreas como el Canal de la Mancha y Mar del Norte. Generalmente no guardan un sincronismo respecto a la pleamar y bajamar, pudiendo su máxima o mínima intensidad no coincidir con ellas.El movimiento es periódico y al mismo tiempo giratorio. Se alternan cada 6 horas y 12 minutos. y en general no guardan sincronismo con la bajamar y la pleamar.

• 
  —Por su localización las corrientes podemos clasificarlas en:
• • Oceánicas
• • Costeras
• • Locales
• —Por su profundidad las corrientes podemos clasificarlas en:
• • Superficiales
• • Intermedias
• • Profundas
• —Por su temperatura las corrientes podemos clasificarlas en:
• • Calientes
• • Frías
• —Por su duración las corrientes podemos clasificarlas en:
• • Permanentes
• • Estacionales
• • Accidentales

Movimientos del Agua en un Sentido Vertical inducidos por el Viento

Además de los movimientos horizontales del agua, o corrientes, los vientos causan movimientos verticales de las aguas superficiales que pueden ser ascendentes también conocidos como de surgencias; o de descendentes (sumersión) denominados también hundimiento.
La ascensión o la sumersión del agua en las costas es frecuente en las zonas donde los vientos dominantes soplan paralelamente a ella. El viento pone en movimiento las aguas superficiales. La presencia del continente y el fondo poco profundos reducen el movimiento del agua. Cuando el movimiento neto inducido por el viento en el agua se dirige hacia el mar, fluye agua sub-superficial a la superficie de la costa. Esta lenta corriente, procedente de 100 – 200 m de profundidad, reemplaza a las aguas superficiales que el viento ha empujado hacia el mar.

Up-Welling = Afloramientos

En determinadas zonas cercanas a la costa, y debido fundamentalmente a corrientes marinas profundas, cada cierto tiempo, los materiales sedimentados en el fondo (nitratos, nitritos, fosfatos) se ponen en circulación hacia las capas más superficiales de agua. En Galicia se dan dos afloramientos anuales.

La costa Atlántica gallega está afectada por los afloramientos (salida de las aguas costeras hacia el océano y ascenso por la acción de la corriente del N y los vientos de las profundas) del agua central noratlántica que en el verano alcanza las latitudes de cabo Ortegal. Este afloramiento penetra en las rías provocando los descensos de temperatura que se observan en las capas inferiores del agua a partir del mes de marzo.
En las Rías Baixas se produce una circulación estuárica positiva debido al aporte de agua dulce correspondiente a los ríos que desembocan en el fondo de los estuarios.
El agua dulce aportada fluye superficialmente (por su menor densidad) mezclándose progresivamente con el agua salada a medida que se acerca a la boca de las rías. Este transporte de masa de agua superficial es compensado con la entrada de agua oceánica que discurre por capas más profundas.
El viento juega un papel importante en todo este proceso, por ejemplo, en las Rías Baixas, los SW retienen el agua dulce en el fondo del saco de los estuarios, mientras que los NE favorecen el transporte en su circulación rumbo a las entradas.
Como consecuencia de la fuerza de Coriolis, el agua de la superficie sale preferentemente por el NW y como contrapartida, el aporte de agua salada es por el S.
En las rías, con sus bocas parcialmente cerradas por las islas, y por su batimetría, la boca N es para todas ellas de salida de aguas superficiales y las bocas S de entrada de aguas profundas. Si esta circulación estuárica positiva actúa como concentradora de nutrientes, la gran riqueza de estas aguas tiene su origen en los afloramientos costeros del agua central noratlántica. Ellos son los responsables de la gran riqueza biológica de las rías, por su alto contenido en nitratos que permiten la producción primaria de fitoplancton.

Contracorrientes. Asociadas a las corrientes principales, se generan unas contracorrientes secundarias que circulan contiguas a estas con dirección opuesta. Si son casi circulares, reciben el nombre de Corrientes Eddy. Se forman continuamente, en las márgenes de la Corriente del Golfo, una vez rebasada la península de Florida y pueden ser de agua caliente o fría.