Las Mareas

La marea es el cambio periódico del nivel del mar producido principalmente por las fuerzas de atracción gravitatoria que ejercen el Sol y la Luna sobre la Tierra. Aunque dicha atracción se ejerce sobre todo el planeta, tanto en su parte sólida como líquida y gaseosa, nos referiremos en este artículo a la atracción de la Luna y el Sol, juntos o por separado, sobre las aguas de los mares y océanos.

Sin embargo, hay que indicar que las mareas de la litosfera son prácticamente insignificantes, con respecto a las que ocurren en el mar u océano (que pueden modificar su nivel en varios metros) y, sobre todo, en la atmósfera, donde puede variar en varios km de altura, aunque en este caso, es mucho mayor el aumento del espesor de la atmósfera producido por la fuerza centrífuga del movimiento de rotación en la zona ecuatorial (donde el espesor de la atmósfera es mucho mayor) que la modificación introducida por las mareas en dicha zona ecuatorial.

Otros fenómenos ocasionales, como los vientos, las lluvias, el desborde de ríos y los tsunamis provocan variaciones del nivel del mar, también ocasionales, pero no pueden ser calificados de mareas, porque no están causados por la fuerza gravitatoria ni tienen periodicidad.

El ciclo de la marea

Es fácil de entender que la fuerza de la gravedad que la luna ejerce sobre la tierra hace elevar el nivel de las aguas del mar en la parte de la tierra que mira alineada hacia la luna, haciendo subir lo que llamamos la marea.

Ahora bien, la tierra tarda 24 horas en dar una vuelta completa así misma, es decir, que desde el punto de vista de un observador, solo una vez cada 24 horas la tierra está alineada con la luna, y por lo tanto, sería de lógica pensar que debería haber una única marea alta a lo largo del día. Como sabemos, esto no ocurre así, a lo largo del día (24 horas) se producen dos mareas altas en un ciclo aproximado de 12 horas, con dos mareas bajas entre medias

Para entender el ciclo de la marea correctamente, debemos pensar que a la vez que la tierra gira sobre su propio eje en movimiento de rotación, la luna gira alrededor de la tierra en traslación, avanzando aproximadamente 12° diarios y tardando 29 días, 12 horas, 44 minutos y 3 segundos en completar su órbita. Este movimiento de traslación de la luna, hace que desde un punto de la tierra tardemos algo más de 24 horas en volver a estar alineados frente a la luna, más exactamente tardaremos 24 horas, 50 minutos y 28 segundos. Esto es lo que llamamos un día lunar y es el tiempo por el que se rige el ciclo de la marea.

Por lo tanto, y teóricamente hablando, el ciclo de la marea es de 12 horas, 25 minutos y 14 segundos entre pleamar y pleamar, y de 6 horas, 12 minutos y 37 segundos entre pleamar y bajamar. Estamos diciendo teóricamente, ya que la realidad no es tan puramente matemática. La tierra no está formada solo de agua, es una superficie irregular con continentes de tierra por el medio que hacen efecto de interferencias en la marea, la geometría de las costas también afecta, el perfil de profundidad de cada costa, las tormentas, las corrientes oceánicas, el viento, la latitud a la que esté situado un punto determinado e incluso la presión atmosférica.

Mareas vivas, mareas muertas

Cuando la luna y el sol se encuentran alineados con la tierra (luna nueva o luna llena), es cuando se produce la mayor fuerza de atracción y por tanto las mareas son más altas y las pleamares son las de mayor valor “mareas vivas” esto ocurre en mayor medida con la luna nueva. Por el contrario, cuando la luna, la tierra y el sol forman un ángulo recto (luna en cuarto creciente o cuarto menguante) la fuerza de atracción de la gravedad resulta mínima, siendo las mareas menores, también llamadas “mareas muertas”.

Vistas a pleamar (marea alta) y bajamar (marea baja) en el puerto de La Flotte en la isla de Ré (Francia) en el golfo de Vizcaya.

Así definimos:

• Marea alta o pleamar:  Cuando el agua del mar alcanza el máximo nivel dentro del ciclo de la marea.
• Marea baja o bajamar : Cuando el nivel del agua del ciclo de la marea alcanza su mínimo nivel.
• Hora de la pleamar : Instante en que ocurre la pleamar o momento de mayor amplitud del nivel del mar en un punto determinado.
• Hora de la bajamar:  Instante en que ocurre la bajamar o menor amplitud del nivel del mar en un punto determinado.
• Vaciante : Es el periodo entre la pleamar y la bajamar.
• Creciente : Periodo entre la bajamar y la pleamar.

Una  corriente oceánica  o  corriente marina  es un movimiento de las  aguas  en 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), así como el movimiento de  traslación de la Tierra , la configuración de las costas y la ubicación relativa de los  continentes . En cambio, los  vientos  constantes o planetarios constituyen prácticamente una causa inexistente, ya que algunas coincidencias entre las corrientes y los vientos planetarios se deben a que comparten una causa común, es decir, los movimientos astronómicos de la Tierra.

Así pues, 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 serían 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 °C, que es cuando el agua alcanza su máxima densidad. Como resulta lógico, no existirá ningún desplazamiento relativo entre el fondo del océano y las aguas que lo cubren porque en dicho fondo, tanto la parte terrestre como oceánica, se desplazan a la misma velocidad. Sin embargo, se presenta una excepción en las corrientes frías de la zona intertropical, lo que se debe a la  surgencia  o ascenso de aguas frías del fondo submarino cuando llegan al  talud continental  cerca de la costa.

El movimiento de compensación de las corrientes marinas no solo se produce entre la superficie y el fondo submarino, sino también en la propia superficie ya que, por ejemplo, las corrientes que se originan en las costas occidentales de los continentes en la zona intertropical, que son de aguas frías porque proceden del fondo submarino, después de un viaje de miles de km cruzando los principales océanos llegan a convertirse en corrientes cálidas al llegar a las costas orientales de los continentes (Asia, África, América) contribuyendo así a una compensación de la energía almacenada y después disipada de las aguas oceánicas. Estas influyen en el clima, ya que, de acuerdo a su temperatura, pueden llevar calor y humedad a algunas regiones o inhibir la evaporación y las lluvias en otras (consultar el fenómeno de  subsidencia atmosférica ).

Origen

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 elevar 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 (con relación a la temperatura atmosférica) ya que emergen de gran profundidad: recordemos que las aguas profundas del océano se encuentran a una temperatura aproximada de 4 °C, ya que a esta temperatura es cuando alcanzan su  densidad  máxima.

Otra razón de las corrientes marinas se encuentra en la estructura interna de la Tierra que genera una fuerza en gran parte contraria a la fuerza centrífuga del movimiento de rotación terrestre. Se trata de la fuerza centrípeta de atracción terrestre hacia el centro de la Tierra como planeta. Esta fuerza centrípeta varía, como es lógico, de acuerdo con la distancia al centro de la Tierra, que es, en líneas generales, máxima en el ecuador (donde la fuerza centrípeta es menor) y mínima en los polos, donde la atracción de la Tierra es mayor.

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.

La rotación terrestre y las corrientes oceánicas

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, principalmente 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, o el Chimborazo en Ecuador, 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.

En conclusión, la fuerza centrípeta de la rotación terrestre se debe a la distinta longitud entre el radio terrestre en el ecuador (6.378 km) y el radio polar (6.357 km) que da un resultado de algo más de 21 km. 

Efecto Coriolis

El efecto Coriolis, descrito en 1835 por el científico francés Gaspard-Gustave Coriolis es una consecuencia del movimiento de rotación de la Tierra que afecta a todos los cuerpos en movimiento sobre la superficie terrestre, en este caso las aguas marinas, las cuales reaccionan inercialmente a dicho movimiento, tal como sucede con los vientos planetarios, que también se deben a la inercia del movimiento de rotación terrestre. Ello significa que el efecto Coriolis no es una verdadera fuerza sino una consecuencia de la rotación terrestre, es decir, no se trata de que el agua de los mares y océanos se mueva por sí misma, sino que es la litósfera la que gira alrededor del eje terrestre y ello origina las corrientes marinas, que, como hemos dicho, constituyen uno de los efectos más importantes de dicha rotación. La mejor demostración del efecto de Coriolis se comprueba experimentalmente con el péndulo de Foucault: este péndulo está suspendido de un punto para que una vez puesto en movimiento siga siempre la misma dirección. En cada oscilación va marcando un desplazamiento visible en la base del péndulo y dicho desplazamiento está producido, no por la desviación del propio péndulo sino por la rotación terrestre, lo que podríamos decir en síntesis, por el giro terrestre. Así, no es que se desvíe la dirección del movimiento inicial del péndulo sino que el lugar donde está ubicado también gira al igual que todo el planeta. Y la ventaja del empleo del péndulo de Foucault es que, no solo demuestra el movimiento de rotación terrestre sino también el sentido de dicho movimiento, que es de derecha a izquierda (de oeste a este) en el hemisferio norte y de izquierda a derecha en el hemisferio sur (de este a oeste).

El análisis del movimiento del péndulo de Foucault sirve para entender claramente el concepto de las corrientes marinas y de los vientos planetarios como un efecto inercial del movimiento de rotación terrestre. Ello se debe a que tanto el péndulo de Foucault como el agua oceánica y el aire atmosférico se mueven en un espacio tridimensional, que es imposible simplificar cuando hablamos de un plano y un radio de giro en un plano bidimensional. Tratemos de entender la complejidad de un movimiento en un espacio tridimensional: la idea de Foucault fue sostener un péndulo de grandes dimensiones de un punto a gran altura (casi 60 m) con el fin de "aislar" la dirección inicial del péndulo del movimiento de la superficie terrestre. 

Como consecuencia de ello, dicha dirección inicial se mantiene mientras el péndulo siga oscilando: el hecho de que el péndulo derribe los pines o esferas siempre hacia la izquierda (mirando desde el propio centro de gravedad del péndulo) nos demuestra que no es que el péndulo vaya desviándose hacia la izquierda, sino que es el círculo donde se ubican los pines o esferitas que progresivamente serán derribadas por el propio péndulo, el que se mueve girando de derecha a izquierda, es decir, en sentido antihorario (nos referimos al hemisferio norte, ya que en el hemisferio sur el sentido de giro es inverso, es decir, en sentido horario, de izquierda a derecha). La diferencia entre el efecto antihorario en el hemisferio norte y el efecto horario en el hemisferio sur se debe, evidentemente, a que mientras que la dirección norte-sur se encuentra en el mismo sentido en los dos hemisferios, el desplazamiento del péndulo siempre es de oeste a este en ambos hemisferios, lo que significa la diferencia en cuanto al avance horario en el sentido de giro opuesto en los dos hemisferios. Todo esto ha sido suficientemente estudiado y descrito en multitud de trabajos, por lo que no tiene mucho sentido explicarlo aquí.

Solo queda añadir que el círculo donde se mueve el péndulo da dos vueltas cada día (una alrededor de la Tierra sobre el paralelo de latitud donde se encuentra el círculo y otra alrededor del centro del mismo círculo). Y en cada oscilación del péndulo, el centro de gravedad del mismo se irá desplazando poco a poco de oeste a este, es decir, en sentido antihorario en el hemisferio norte y en sentido horario en el hemisferio sur.

La insolación y las corrientes marinas

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 solo 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 solo puede tener 4°. Si el agua superficial alcanza menos de 4°, flotará (el caso extremo es la temperatura de 0°, en la que no solo 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). Este hecho se conoce desde muy antiguo y se solía utilizar en las fiestas campestres para tener helados recién hechos durante el verano con el empleo de una centrifugadora metálica donde se coloca la leche, azúcar y sabores que se hace girar a gran velocidad sobre pedazos de hielo con abundante sal: el hielo no se funde a 0 °C sino a casi 2 °C bajo cero y esa diferencia enfría a los ingredientes de la mezcla hasta congelarlos.

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 con temperatura uniforme (4 °C aproximadamente). 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 (o calentando, según su temperatura inicial) hasta alcanzar los 4 °C (más exactamente, 3,8 °C).

Clases de corrientes marinas

a. Corrientes marinas superficiales

Este tipo de corrientes marinas son las conocidas como superficiales ocupan entre el 8% y el 10% del agua del océano. Además son ricas en nutrientes, lo que provoca que estén pobladas por una variedad inmensa de vida marina.Los vientos superficiales provocan este tipo de corrientes, que transfieren su energía al agua por rozamiento. La aceleración de Coriolis (efecto que se observa en un sistema en rotación cuando un cuerpo se encuentra en movimiento respecto de dicho sistema de referencia) ocasiona que las masas de agua en movimiento desvíen su trayectoria a unos 45º a la derecha en el hemisferio norte, donde las corrientes se mueven en dirección a las agujas del reloj. En cambio, en el hemisferio sur rotan de manera contraria.

b. Corrientes marinas profundas

Las corrientes profundas también son llamadas ríos submarinos. Esto se debe a su profundidad de más de 100 metros y el impulso que supone su diferencia de densidad en relación con la salinidad y la temperatura. En este tipo de corriente marina el agua densa y helada de los mares polares desciende hacia las capas más profundas del océano. Esto hace que las corrientes se extiendan hacia el ecuador y empujando, las aguas más cálidas se desplacen hacia la superficie. Al ser estas corrientes marinas muy profundas, están altamente condicionadas por la topografía del fondo oceánico. De esta topografía marina podemos destacar el talud continental y las dorsales.

Existen diversos tipos de relieve submarino:

En esta zona pueden encontrarse profundos valles y  cañones submarinos . En los taludes continentales se producen grandes deslizamientos ya que el origen de los mismos está en la acumulación sucesiva de sedimentos procedentes, a veces desde distancias considerables, desde los continentes más cercanos. ​

Las condiciones de vida oceánica se hacen muy difíciles por lo que el volumen de la  biomasa  disminuye. A esta región también se le llama  zona batial .

Esta unidad morfológica se extiende a partir del borde de la plataforma continental hasta una profundidad de 1000 a 4500 m ; y su pendiente media es de 5° a 7°, aunque a veces alcanza 25º y en ocasiones rebasa los 50°. En amplitud varía de 8 a 10 km hasta 250-270 km.

La morfología del talud continental consiste generalmente en una planicie inclinada, desmembrada en escalones en los que el piso de cada uno limita con un escarpe que se interpreta con frecuencia como falla normal.

Finalmente es necesario constatar que el talud continental es un conjunto de dimensiones del relieve terrestre, y a diferencia de la plataforma continental, que es esencialmente acumulativa, el talud es tectónico.

Cañones submarinos

En la mayoría de los casos los pisos no están cubiertos de sedimentos, siendo frecuente la existencia de depresiones del tipo de los cañones submarinos.

Estas formas (los cañones submarinos) son características del talud continental, y a partir de su límite con la plataforma continental inciden verticalmente, alcanzando en algunos casos 2000 m de corte vertical y cientos de kilómetros de longitud.

El conocimiento progresivo de estas peculiares formas del relieve submarino ha permitido ordenar y clasificar sus características más significativas y aspectos más relevantes:

• Un cañón presenta la forma de V, un curso recto, ocasionalmente sinuoso, y paredes abruptas.
• La mayoría de los cañones pueden estar encajados desde la base del margen continental.
• Se encuentran repartidos en casi todo el mundo, con algunas excepciones donde la inclinación de la plataforma continental es menor a 1°.
• Las rocas de las paredes del cañón van desde rocas blandas hasta el granito.
• La mayoría de los cañones continúan en el piso oceánico a partir de cursos de ríos, aunque ello no sea siempre el caso.
• Los sedimentos en el piso del cañón son generalmente limos, arenas y guijarros, aunque es posible constatar la presencia de sedimentos más gruesos.
• Los  ripple marks  son comunes en casi todas las profundidades del piso del cañón, presentándose la cara más inclinada de los  ripples  en el rumbo "hacia abajo" del cañón, señalando la dirección de las corrientes de turbidez y avalanchas de sedimentos que se encauzan por el cañón.
• Las cabezas de los cañones activos reciben una gran cantidad de sedimentos, los cuales son en dicho lugar muy inestables y normalmente transportados hacia la parte más profunda del cañón por avalanchas de barro (corrientes turbias), desprendimientos y/o por corrientes oceánicas inusuales, especialmente en un margen de convergencia donde la actividad sísmica juega un rol importante.
• Los cañones pueden encontrarse tanto en costas estables como inestables, pero mayoritariamente aparecen en costas sumergidas ( mar de Behring ,  Bahamas , costa oeste de  Europa ).
• En la llanura abisal, donde desembocan los cañones, se forman  abanicos submarinos .

Sistema mundial

Las dorsales oceánicas medias del mundo están conectadas y forman la Dorsal Oceánica, un único sistema mundial de dorsales oceánicas medias que forma parte de todos los  océanos , lo que la convierte en la  cordillera  más larga del mundo. La cordillera continua tiene una longitud de 65 000 km (40 400 mi) (varias veces mayor que los  Andes , la cordillera continental más larga), y la longitud total del sistema de dorsales oceánicas es de 80 000 km (49 700 mi).

Morfología

En el centro de esparcimiento de una dorsal oceánica media, la profundidad del suelo marino es de aproximadamente 2600 m. En los flancos de las dorsales, la profundidad del fondo marino (o la altura de un lugar en una dorsal oceánica media por encima de un nivel de base) está correlacionada con su edad (edad de la  litosfera  donde se mide la profundidad). La relación profundidad-edad puede modelarse mediante el enfriamiento de una placa litosférica o  semiespacio del manto. Una buena aproximación es que la profundidad del fondo marino en un lugar de una dorsal oceánica media en expansión es proporcional a la raíz cuadrada de la edad del fondo marino. La forma general de las dorsales es el resultado de la  isostasia  de Pratt: cerca del eje de la dorsal hay un manto caliente de baja densidad que sostiene la corteza oceánica. A medida que la placa oceánica se enfría, alejándose del eje de la dorsal, la  litosfera  del manto oceánico (la parte más fría y densa del manto que, junto con la corteza, forma las placas oceánicas) se espesa y la densidad aumenta. Así, los fondos marinos más antiguos están subyacentes por material más denso y son más profundos. ​

La  velocidad de propagación  es la velocidad a la que se ensancha una cuenca oceánica debido a la propagación del fondo marino. Las tasas pueden calcularse cartografiando las anomalías magnéticas marinas que se extienden a lo largo de las dorsales oceánicas. Cuando el basalto cristalizado extruido en el eje de una dorsal se enfría por debajo del  punto de Curie  de los óxidos de hierro y titanio correspondientes, las direcciones del campo magnético paralelas al campo magnético terrestre quedan grabadas en dichos óxidos. Las orientaciones del campo conservadas en la corteza oceánica constituyen un registro de las direcciones del  campo magnético terrestre  con el tiempo. Dado que el campo ha invertido sus direcciones a intervalos conocidos a lo largo de su historia, el patrón de  inversiones geomagnéticas  en la corteza oceánica puede utilizarse como indicador de la edad; dada la edad de la corteza y la distancia desde el eje de la dorsal, pueden calcularse las tasas de extensión

Las velocidades de propagación oscilan aproximadamente entre 10-200 mm/año. ​  Las dorsales de propagación lenta, como la Dorsal del Atlántico Medio, se han extendido mucho menos. Atlantic Ridge se han extendido mucho menos (mostrando un perfil más pronunciado) que dorsales más rápidas como la Dorsal del Pacífico Oriental (perfil suave) durante la misma cantidad de tiempo y enfriamiento y la consiguiente profundización batimétrica. ​  Las dorsales de propagación lenta (menos de 40 mm/año) suelen tener valles de grietas grandes, a veces de hasta 10-20 km (6. 2-12,4 mi), y un terreno muy accidentado en la cresta de la cresta que puede tener relief de hasta 1000 m (1093,6 yd).   Por el contrario, las dorsales que se extienden con rapidez (más de 90 mm/año), como la Dorsal del Pacífico Oriental, carecen de valles de rift. La velocidad de propagación del Océano Atlántico Norte es de ~ 25 mm/año, mientras que en la región del Pacífico es de 80-145 mm/año. ​  La tasa más alta conocida es de más de 200 mm/año en el  Mioceno  en la Subida del Pacífico Oriental. ​ Las dorsales que se extienden a velocidades <20 mm/año se denominan dorsales de extensión ultralenta ​  (por ejemplo, la Dorsal de Gakkel en el Océano Ártico y la Dorsal india suroccidental).

El centro o eje de propagación suele estar conectado a una falla transformante orientada en ángulo recto respecto al eje. En muchos lugares, los flancos de las dorsales oceánicas medias están marcados por cicatrices inactivas de fallas transformantes denominadas zonas de fractura. A velocidades de propagación más rápidas, los ejes suelen mostrar  centros  de propagación superpuestos  que carecen de fallas de transformación que los conecten. ​  La profundidad del eje cambia de forma sistemática con profundidades menores entre desplazamientos como fallas de transformación y centros de propagación superpuestos que dividen el eje en segmentos. Una hipótesis para las diferentes profundidades a lo largo del eje son las variaciones en el suministro de magma al centro de propagación. ​  Las dorsales de propagación ultralenta forman segmentos de dorsal tanto magmáticos como amagmáticos (actualmente carecen de actividad volcánica) sin fallas de transformación.

Teorías alternativas del mecanismo

Existen dos procesos a los que se cree responsable de la separación que se observa en las dorsales del centro de los océanos, y no está claro cual de ellos es el principal. La subducción y el empuje de las dorsales son los dos procesos más populares con los que se trata de explicar el proceso. En el caso del empuje de las dorsales, se sostiene que el peso de la cordillera empuja al resto de la placa, alejándola del centro y acercándola a una zona de subducción. En la zona de subducción, el peso de la placa que está siendo "tirada" hacia abajo, atrae al resto de la placa hacia el lugar.

La otra teoría que intenta explicar la formación de nueva corteza oceánica en el centro de las dorsales submarinas es el cinto transportador en el  manto  (diagramado en la segunda imagen). Sin embargo, los que se oponen a esta teoría indican que la parte superior del manto, la  astenosfera , es demasiado flexible para que la fricción generada pueda empujar a una placa tectónica.

Zonas de fractura

Se denominan  zonas de fractura de las dorsales  a las grietas que atraviesan sus crestas, marcando la dirección del  deslizamiento según el rumbo  de las llamadas fallas transformantes, resultado de la compensación de las tensiones a que se somete la dorsal y todo el  fondo marino  por las diferentes velocidades a que se produce la expansión del suelo marino a lo largo de las dorsales. Un ejemplo de estas zonas de fractura es la famosa  falla de San Andrés  (que emerge al exterior en California, Estados Unidos), aunque la mayoría son submarinas.

Estructura

La cadena presenta un relieve muy accidentado, con laderas amplias y crestas marcadas a menudo por una profunda hendidura longitudinal, llamada valle de hundimiento o rift, a lo largo de la cual se producen numerosos sismos superficiales y erupciones volcánicas que vierten lavas de basalto. A los lados de la dorsal va aumentando poco a poco el grosor de la corteza volcánica y el espesor de los sedimentos; la actividad sísmica se atenúa más rápidamente. Fuera de las crestas no hay sino volcanes dispersos que forman montañas aisladas. Las crestas de la dorsal pueden estar desplazadas lateralmente a lo largo de tramos extensos que corresponden a zonas de fractura. ​

En los límites entre dos placas la lava ardiente fundida asciende hasta la superficie, se enfría y se solidifica al tiempo que la corteza más antigua se va separando a ambos lados de la dorsal. En algunos puntos del Atlántico medio la dorsal se desplaza unos 2 cm al año, mientras que en el Pacífico oriental se mueve más deprisa, a razón de unos 14 cm anuales. El cambio gradual del volumen sumergido de las dorsales oceánicas provoca modificaciones muy ligeras del nivel del mar a una escala geológica de tiempos.

En las crestas de las dorsales hay también fumarolas o grietas hidrotermales de las que brota vapor rico en minerales a una temperatura de hasta 350 °C a través de las grietas del fondo marino. Estas fuentes de agua depositan estructuras columnares de sulfuros metálicos que mantienen colonias de animales poco comunes. Los compuestos que emiten estos manantiales de agua caliente desempeñan una importante función en el mantenimiento de la composición del agua marina.

Historia

Dado que las dorsales mediooceánicas generalmente están sumergidas en las profundidades del océano, hasta la década de 1950 no se pudieron conocer al examinar detalladamente el fondo oceánico, que en ese momento se conoció en toda su extensión.

El  Vema , un barco del  Observatorio de la Tierra Lamont-Doherty  de la  Universidad de Columbia , atravesó el océano Atlántico y registró datos sobre el fondo del océano desde la superficie del océano. Un equipo liderado por  Marie Tharp  y  Bruce Heezen  analizó los datos y concluyó que había una enorme cadena montañosa en el medio. Los científicos la llamaron  dorsal mesoatlántica .

Al principio, se creía que la dorsal era un fenómeno específico del océano Atlántico. Sin embargo, a medida que continuaban los estudios del fondo oceánico en todo el mundo, se descubrió que cada océano tenía partes del sistema de dorsales mediooceánicas. Aunque el sistema de dorsales se extiende aproximadamente en la mitad del océano Atlántico, otras dorsales está ubicadas lejos del centro en otros océanos.

Alfred Wegener propuso la teoría de la deriva continental en 1912. Afirmó:

Sin embargo, Wegener no siguió esta observación en sus trabajos posteriores y su teoría fue descartada por los geólogos porque no había ningún mecanismo que explicase cómo los continentes podían atravesar la corteza oceánica, y la teoría fue en gran parte olvidada.

Tras el descubrimiento de la extensión mundial de las dorsales mediooceánicas en la década de 1950, los geólogos se enfrentaron a una nueva tarea: explicar cómo se podría haber formado una estructura geológica tan enorme. En la década de 1960, los geólogos descubrieron y comenzaron a proponer mecanismos para la expansión del fondo oceánico. El descubrimiento de las dorsales mediooceánicas y el proceso de propagación del lecho marino permitieron que la teoría de Wegener se expandiera de manera que incluyera el movimiento de la corteza oceánica y de los continentes . La  tectónica de placas  era una explicación adecuada para la propagación del lecho marino y su aceptación de la tectónica de placas por la mayoría de los geólogos resultó en un importante cambio de paradigma en el pensamiento geológico.

Se estima que se producen 20 erupciones volcánicas cada año a lo largo de las dorsales mediooceánicas y que cada año se forman 2,5 km² de nuevo lecho marino mediante este proceso. Con un grosor de la corteza de 1−2 km, esto equivale a aproximadamente a 4 km³ de nueva corteza oceánica formada cada año.

Procesos geológicos asociados a las fosas marinas

Las fosas marinas se forman en las zonas de subducción, lugares de la corteza terrestre donde dos placas litosféricas convergen, colisionan, y una de ellas (la de mayor densidad) se introduce (subduce) bajo la otra. Como resultado produce una gran depresión en el suelo submarino; un buen ejemplo de ello es el de la fosa de Perú-Chile que es el resultado del choque entre una placa continental sudamericana y la placa oceánica de Nazca.

Dichas zonas de subducción están asociadas a una intensa actividad sísmica provocada por las tensiones, compresiones y rozamiento entre las dos placas. Los grandes terremotos y tsunamis de  Japón  o Indonesia están causados por este fenómeno.

Cuando la placa que subduce alcanza la  astenosfera  se  funde , y los materiales fundidos, más ligeros, ascienden originando  volcanes . Según la naturaleza de las placas que convergen se pueden distinguir dos casos:

• Si las dos placas que colisionan están compuestas por litosfera oceánica, la intensa actividad volcánica origina arcos de islas, como las Aleutianas, Japón, Filipinas, Islas de la Sonda o las Antillas. Junto a estas islas existen profundas fosas submarinas (fosa de las Marianas,  fosa de Japón , fosa de Puerto Rico, etc.).

• Si una placa oceánica subduce bajo una continental, junto a la intensa actividad volcánica se produce un orógeno, es decir, se origina una cordillera; tal es el caso de la placa de Nazca que al subducir bajo la placa Sudamericana originó los Andes. Como en el caso anterior, hay asociada también una fosa oceánica (fosa de Perú-Chile).

Morfología

Las fosas oceánicas tienen una anchura de 50 a 100 kilómetros (31,1 a 62,1 mi) y una forma de V asimétrica, con la pendiente más pronunciada (de 8 a 20 grados) en el lado interior (de superposición) de la fosa y la pendiente más suave (alrededor de 5 grados) en el lado exterior (de subducción) de la fosa.   ​    El fondo de la fosa marca el límite entre las placas subductora y cabalgante, conocido como cizalla basal  o  décollement  de subducción.  La profundidad de la fosa depende de la profundidad inicial de la litosfera oceánica cuando comienza su inmersión en la fosa, del ángulo con el que se sumerge la losa y de la cantidad de sedimentación en la fosa. Tanto la profundidad inicial como el ángulo de subducción son mayores para la litosfera oceánica más antigua, lo que se refleja en las profundas fosas del Pacífico occidental. Aquí, los fondos de las fosas de las Marianas y de Tonga-Kermadec se encuentran hasta 10-11 kilómetros (6,2-6,8 mi) por debajo del nivel del mar. En el Pacífico oriental, donde la litosfera oceánica en subducción es mucho más joven, la profundidad de la fosa Perú-Chile es de unos 7 a 8 kilómetros (4,3 a 5 mi).

Aunque estrechas, las fosas oceánicas son extraordinariamente largas y continuas, y forman las mayores depresiones lineales de la Tierra. Una fosa puede tener miles de kilómetros de longitud. La mayoría de las zanjas son convexas hacia la losa de subducción, lo que se atribuye a la geometría esférica de la Tierra. ​

La asimetría de la fosa refleja los diferentes mecanismos físicos que determinan el ángulo de inclinación interior y exterior. El ángulo de talud exterior de la fosa viene determinado por el radio de curvatura de la losa en subducción, determinado por su espesor elástico. Dado que la litosfera oceánica se engrosa con la edad, el ángulo de inclinación exterior viene determinado en última instancia por la edad de la losa subductora.  El ángulo del talud interior viene determinado por el ángulo de reposo del borde de la placa que lo sobrepasa.3 Esto refleja los frecuentes terremotos que se producen a lo largo de la fosa y que evitan el sobredesnivel del talud interior.​

A medida que la placa en subducción se aproxima a la fosa, se curva ligeramente hacia arriba antes de iniciar su caída hacia las profundidades. Como resultado, el talud exterior de la fosa está delimitado por un  alto exterior de la fosa . Éste es sutil, a menudo de sólo decenas de metros de altura, y suele estar situado a unas decenas de kilómetros del eje de la fosa. En el talud exterior, donde la placa comienza a curvarse hacia la fosa, la parte superior de la losa en subducción está fracturada por fallas de flexión que dan al talud exterior de la fosa una topografía de  horst  y  graben . La formación de estas fallas de flexión se suprime cuando las dorsales oceánicas o los grandes montes submarinos subducen hacia la fosa, pero las fallas de flexión atraviesan los montes submarinos más pequeños. Cuando la losa en subducción sólo está ligeramente recubierta de sedimentos, el talud exterior mostrará a menudo crestas de  expansión del fondo oceánico  oblicuas a las crestas de horst y graben.

Sedimentación

La morfología de la fosa está fuertemente modificada por la cantidad de sedimentación en la fosa. Esta varía desde prácticamente ninguna sedimentación, como en la fosa de Tonga-Kermadec, hasta casi completamente llena de sedimentos, como en la fosa sur de las Antillas Menores o la fosa oriental de Alaska. La sedimentación depende en gran medida de la proximidad de la fosa a una fuente de sedimentos continentales.  El rango de sedimentación queda bien ilustrado por la fosa chilena. La porción norte de Chile de la fosa, que se encuentra a lo largo del  Desierto de Atacama  con su muy lenta tasa de meteorización, es carente de sedimentos, con 20 a unos pocos cientos de metros de sedimentos en el fondo de la fosa. La morfología tectónica de este segmento de la fosa está totalmente expuesta en el fondo del océano. El segmento central de Chile de la fosa está moderadamente sedimentado, con sedimentos superpuestos sobre sedimentos pelágicos o el basamento oceánico de la losa en subducción, pero la morfología de la fosa sigue siendo claramente discernible. El segmento sur de Chile de la fosa está totalmente sedimentado, hasta el punto de que la elevación y el talud exteriores ya no son perceptibles. Otras fosas totalmente sedimentadas son la Fosa de Makran, donde los sedimentos son de hasta 7,5 kilómetros (4,7 mi) de espesor; la zona de subducción de Cascadia, que está completamente enterrada por 3 a 4 kilómetros (1,9 a 2,5 mi) de sedimentos; y la zona de subducción más septentrional de Sumatra, que está enterrada bajo 6 kilómetros (3,7 mi) de sedimentos. ​

En ocasiones, los sedimentos son transportados a lo largo del eje de una fosa oceánica. La fosa central de Chile experimenta el transporte de sedimentos desde los abanicos de origen a lo largo de un canal axial. 8 Se ha documentado un transporte similar de sedimentos en la fosa de las Aleutianas. ​

Además de la sedimentación procedente de los ríos que desembocan en una fosa, también se produce sedimentación por deslizamientos de tierra en la pendiente tectónica interior, a menudo provocados por  terremotos de megaconstrucción . El deslizamiento de Reloca, en la fosa central de Chile, es un ejemplo de este proceso.

Márgenes erosivos frente a márgenes de acreción

Los márgenes convergentes se clasifican en erosivos o acrecionales, y esto influye mucho en la morfología del talud interior de la fosa. Los márgenes erosivos, como las fosas del norte de Perú-Chile, Tonga-Kermadec y Mariana, corresponden a fosas con escasez de sedimentos. La losa en subducción erosiona el material de la parte inferior de la losa en cabalgamiento, reduciendo su volumen. El borde de la losa experimenta subsidencia y empinamiento, con fallamiento normal. La pendiente está sustentada por rocas ígneas y metamórficas relativamente fuertes, que mantienen un elevado ángulo de reposo. Más de la mitad de los márgenes convergentes son márgenes erosivos. ​

Los márgenes de acreción, como los del sur de Perú-Chile, Cascadia y Aleutianas, están asociados a fosas de moderada a fuertemente sedimentadas. A medida que la placa subduce, los sedimentos son "arrastrados" hacia el borde de la placa que la cabalga, produciendo una  cuña de acreción  o un  prisma de acreción . De este modo, la placa dominante se expande hacia el exterior. Debido a la falta de resistencia de los sedimentos, su ángulo de reposo es menor que el de la roca que forma el talud interior de las fosas de los márgenes erosivos. El talud interior está subyacente por  imbricada   láminas de empuje  de sedimentos. La topografía de la vertiente interior es accidentada por  erosión en masa  localizada. Cascadia prácticamente no tiene expresión batimétrica de la elevación exterior y la fosa, debido a la completa colmatación de sedimentos, pero la pendiente interior de la fosa es compleja, con muchas crestas de empuje. Éstas compiten con la formación de cañones por los ríos que drenan hacia la fosa. Los taludes interiores de los márgenes erosivos rara vez muestran crestas de empuje. ​

Los prismas de acreción crecen de dos formas. La primera es por acreción frontal, en la que los sedimentos son raspados de la placa descendente y emplazados en la parte frontal del prisma de acreción. A medida que crece la cuña de acreción, los sedimentos más antiguos alejados de la fosa se van  litificando , y las fallas y otros rasgos estructurales se inclinan por rotación hacia la fosa. 12 El otro mecanismo de crecimiento de los prismas de acreción es la socavación{sfn|Stern|2005}}. (también conocido como acreción basal ) de sedimentos subducidos, junto con algo de  corteza oceánica , a lo largo de las partes poco profundas del  décollement  de subducción. El  Complejo franciscano  de  California  se interpreta como un antiguo prisma de acreción en el que la subducción se registra como mezclas tectónicas y estructuras dúplex.

Distribución geográfica

Si bien la plataforma continental es analizada como una provincia fisiográfica del océano, no forma parte de la propia cuenca oceánica profunda, sino de los márgenes inundados del continente. Los márgenes pasivos continentales tales como la mayoría de las costas del Atlántico tienen plataformas anchas y poco profundas, a base de gruesas capas de depósitos sedimentarios producto de importantes procesos erosivos del continente adyacente. Los márgenes continentales activos tienen plataformas angostas relativamente pronunciadas, a causa de terremotos frecuentes que desplazan el sedimento hacia las profundidades marinas.

Relevancia económica

Debido a que es relativamente más accesible, la plataforma continental es la parte del suelo oceánico mejor conocida. La mayor parte de la exploración oceánica comercial, como la extracción de minerales metálicos, minerales no metálicos y de hidrocarburos, tiene lugar en la plataforma continental.

La definición legal de plataforma continental difiere significativamente de la definición geológica. La  Convención de las Naciones Unidas sobre el Derecho del Mar  (UNCLOS) establece que la plataforma se extiende hasta el límite del margen continental, pero no menos de 370 km ni más de 650 km desde la línea de base. Así, las islas volcánicas habitadas como las  Islas Canarias , que no tienen plataforma continental propiamente dicha, tienen plataforma continental legal, mientras que las islas inhabitables no tienen plataforma continental.

En 1930, muchas naciones empezaron a darse cuenta del valor de sus plataformas continentales y solicitaron nuevas leyes que sustituyeran a las anteriores, que limitaban su territorio a sólo tres millas de la costa. En 1945, Estados Unidos fue el primero en obtener el control de la plataforma continental. Las leyes internacionales evolucionaron, y en 1982 se promulgó la Convención de la ONU sobre el Derecho del Mar para regular los recursos marinos y la contaminación en todo el mundo. Las leyes internacionales siguen siendo muy debatidas y sufren cambios para permitir un acceso justo al tiempo que se protegen los recursos que pertenecen a las distintas naciones.

Pesca

Las plataformas continentales son un oasis en el océano para las plantas y los animales debido a la abundancia de luz solar, las aguas poco profundas y los sedimentos con cargas de nutrientes a través de la escorrentía de los ríos, la acción de las olas y, en algunas zonas, el afloramiento. Aunque muchas zonas de la plataforma reciben una cantidad importante de nutrientes procedentes del afloramiento de aguas oceánicas más profundas.

Además de la gran cantidad de vida bentónica, la plataforma continental alberga una gran variedad de especies como el atún, la sardina, la caballa y el  bacalao . La gente ha dependido de la plataforma continental durante miles de años para obtener el 90% de la producción pesquera del mundo y, más recientemente, para el petróleo. Según la teoría abiogénica, los combustibles fósiles se formaron cuando antiguas plantas y animales cayeron a la roca sedimentaria del fondo oceánico.

Los arrastreros de fondo que recorren las plataformas continentales desembarcan anualmente unos 19 millones de toneladas de peces e invertebrados, casi una cuarta parte de los desembarcos marinos salvajes. La extensión de la huella de la pesca de arrastre de fondo (el área del lecho marino que se arrastra al menos una vez en una región y un período de tiempo determinados) ha sido cuantificada utilizando datos del sistema de seguimiento de buques por satélite (VMS) de alta resolución y los cuadernos de bitácora en 24 plataformas continentales y taludes hasta 1.000 m de profundidad durante al menos 2 años. La huella de la pesca de arrastre varió notablemente entre regiones: desde <10% de la superficie del lecho marino en aguas australianas y neozelandesas, las Islas Aleutianas, el Mar de Bering oriental, el sur de Chile y el Golfo de Alaska hasta >50% en algunos mares europeos. En general, el 14% de los 7,8 millones de km2 de las zonas estudiadas fueron arrastrados y el 86% no fueron arrastrados. La actividad de arrastre fue agregada; las zonas de mayor intensidad de arrastre, que representaban el 90% de la actividad, comprendían el 77% de la huella en promedio. 

El caso especial de los mares cerrados

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

El mar Mediterráneo, así como todos lo s 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. 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 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.

Las corrientes marinas en el mar Báltico

Las corrientes marinas del mar Báltico s iguen 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. O, dicho en sentido inverso, la entrada de los puertos para la navegación siempre debe estar ubicada en el punto opuesto a la dirección de las corrientes litorales. Si no fuera así, los puertos quedarían inutilizados en poco tiempo.

Estas corrientes frías solo 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.

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.

Circulación termohalina

En oceanografía física se denomina  circulación termohalina  ( CTH ) o, metafóricamente,  cinta transportadora oceánica , a una parte de la circulación oceánica a gran escala que es determinada por los gradientes de densidad globales producto del calor en la superficie y los  flujos  de agua dulce. Es muy importante por su significativa participación en el flujo neto de calor desde las regiones tropicales hacia las polares, y su influencia sobre el clima terrestre.

El adjetivo termohalino deriva de las palabras griegas θερμος [thermos] "caliente" que hace referencia a la temperatura y άλος [halos] "de la sal" que hace referencia al contenido de sal, factores que juntos determinan la densidad del agua de mar. Las corrientes superficiales de las aguas marinas (tales como la corriente del Golfo) se dirigen desde el océano Atlántico ecuatorial, hacia las latitudes templadas y, eventualmente, a las latitudes árticas, enfriándose en su recorrido y hundiéndose a latitudes cercanas al polo (formando la Masa de agua profunda del Atlántico Norte). Esta agua densa luego fluye hacia las cuencas oceánicas. Mientras que gran parte de la misma surge en el Océano del Sur, las aguas más antiguas (con un tiempo de tránsito de unos 1600 años) surgen en el Océano Pacífico Norte (Primeau, 2005). Por lo que se produce un considerable grado de mezclado entre las cuencas oceánicas, reduciendo las diferencias entre ellas y convirtiendo a los océanos de la Tierra en un sistema global. En su recorrido, las masas de agua transportan tanto energía (en forma de calor) como materia (sólidos, sustancias disueltas y gases) alrededor del globo. Por lo tanto, el estado de la circulación ejerce un gran impacto en el  clima  sobre la Tierra.

                                                                                                                                                                                            Animación de la circulación termohalina

                                                                                                                                                                                            Animación de la circulación termohalina

Movimiento de masas de aguas profundas

La formación y el movimiento de las masas de aguas profundas en el Océano Atlántico Norte crean masas de agua que se hunden y que llenan la cuenca y fluyen muy lentamente hacia las profundas llanuras abisales del Atlántico. Este enfriamiento en latitudes altas y el calentamiento en latitudes bajas impulsan el movimiento de las aguas profundas en un flujo polar hacia el sur. El agua profunda fluye a través de la cuenca del  Océano Antártico  alrededor de  Sudáfrica , donde se divide en dos rutas: una hacia el  Océano Índico  y otra que pasa por Australia hacia el Pacífico.

En el Océano Índico, parte del agua fría y salada del Atlántico, atraída por el flujo de agua más cálida y menos salada de la parte superior del océano desde el Pacífico tropical, provoca un intercambio vertical de agua densa que se hunde con agua más ligera de arriba. Se conoce como vuelco. En el Océano Pacífico, el resto del agua fría y salada del Atlántico sufre un forzamiento halino, y se vuelve más cálida y menos salada más rápidamente.

El flujo submarino de agua fría y salada hace que el nivel del mar del Atlántico sea ligeramente más bajo que el del Pacífico y la salinidad o halinidad del agua en el Atlántico más alta que la del Pacífico. Esto genera un flujo grande pero lento de agua oceánica superior más cálida y menos salada desde el Pacífico tropical hasta el Océano Índico a través del archipiélago de Indonesia para reemplazar el agua fría y salada del fondo antártico. Esto también se conoce como "forzamiento halino" (ganancia neta de agua dulce en latitudes altas y evaporación en latitudes bajas). Esta agua más cálida y menos salada del Pacífico fluye a través del Atlántico Sur hasta Groenlandia, donde se enfría y sufre un enfriamiento por evaporación .y se hunde en el fondo del océano, proporcionando una circulación termohalina continua. 6 ​

Por lo tanto, un nombre reciente y popular para la circulación termohalina, que enfatiza la naturaleza vertical y el carácter de polo a polo de este tipo de circulación oceánica, es la circulación de vuelco meridional.

Origen del fenómeno

El papel que tienen los vientos dominantes o planetarios en la surgencia de aguas frías es insignificante, como se descubrió ya a comienzos del siglo xvi en la costa oriental de la Florida, cuando barcos con viento del Noreste (viento en popa porque estos barcos iban hacia el suroeste en un rumbo casi paralelo a dicha costa) retrocedían en contra del viento porque la  corriente del Golfo , muy fuerte en esta zona, los empujaba en dicho sentido, tal como lo explicó  Pedro Mártir de Anglería  en uno de los libros más importantes de la época para estudiar la ciencia que explicaba las nuevas tierras recién descubiertas. Lo que sucede en este caso es que tanto las corrientes marinas como los vientos planetarios suelen tener un mismo patrón en su recorrido (el ejemplo citado por Anglería era una excepción eventual, ya que también allí el viento sopla a menudo hacia el noroeste) y la surgencia de las aguas frías de la corriente de las islas Canarias no se debe a los  vientos alisios  sino al ascenso de aguas frías en el  talud continental  africano ya que si se debiera a los vientos, las aguas no podrían ser tan frías. En otras palabras: si la corriente fría de las Canarias se debiera a los vientos que soplan en la superficie, las aguas no serían tan frías.

Un fenómeno relacionado se encuentra en el  ecuador . Los vientos orientales (que se dirigen al oeste) soplando a lo largo del ecuador en la  cuenca del Atlántico  llevan agua hacia la derecha (hacia el norte) y esos mismos vientos en la parte sur del ecuador llevan el agua hacia el sur ( efecto Coriolis , en cada hemisferio inducen a la masa en movimiento a desplazarse hacia la derecha al norte y hacia la izquierda en el sur), la divergencia generada en el ecuador resulta en una surgencia con agua rica en nutrientes, y resulta en el notable hecho que en la región ecuatorial se puede ver desde el espacio una ancha línea de altas concentraciones de fitoplancton.

Surgencias de gran escala se pueden también encontrar en el  Océano Antártico . Aquí, los vientos occidentales (que se dirigen al este) soplan alrededor de la  Antártica , llevando un flujo de agua significante en dirección al norte. Desde ahí no hay continentes en una amplitud de latitud entre  Sudamérica  y la punta de la  Península Antártica , algo de estas aguas es arrastrada desde grandes profundidades. En muchos modelos numéricos y síntesis observacionales, las surgencias del Océano Antártico representan la principal manera por la cual la profunda y densa agua es traída a la superficie. Surgencias más superficiales producidas por el viento se encuentran también en el Atlántico Norte y el Pacífico Norte, asociadas con las circulaciones del giro subtropical en el sentido de las agujas del reloj.

Algunos modelos de la circulación oceánica sugieren que surgencias de gran escala ocurren en los  trópicos , como flujos por presión converge agua hacia las bajas latitudes donde es difusamente calentada desde arriba. Los coeficientes de difusión requeridos, sin embargo, parecen ser mayores que los observados en el océano real. No obstante, algunas surgencias difusas probablemente ocurran.

Las surgencias localizadas pueden ser debidas a la desviación de corrientes profundas por un  monte submarino  abasteciendo de una isla rica de nutrientes en áreas del océano donde de la productividad de otra manera sería baja. Estos proporcionan las islas de la vida en tales áreas y son importantes para las  migraciones  de especies y la pesca humana. Las surgencias también pueden ocurrir cuando los  ciclones tropicales  permanecen sobre un área, moviéndose a velocidades de menos de 5 mph (8 km/h).

Reglas de seguridad a seguir:

Nadar en una piscina no es lo mismo que nadar en el mar. Las corrientes de resaca pueden extenuar al más fuerte de los nadadores.

Evita ir a las playas que estén bajo Advertencia de Resaca Fuerte.

1. Al planificar tu día de playa, ve a la página de Internet del Servicio Nacional de Meteorología  y verifica si hay Advertencia de Resaca Fuerte vigente o si se advierte la posibilidad de resacas en los boletines o pronósticos marítimos.
2. Revisa el nivel de riesgo para la playa que tienes interés visitar. Encontrarás esta información en la página de Internet de CariCOOS consultando el producto que aparece en  páginas web.
3. Nada en áreas seguras, preferiblemente donde haya presencia de salvavidas.
4. Evita nadar grandes distancias sin supervisión.
5. No nades después de comer o bajo la influencia del alcohol.
6. Mantente pendiente de los cambios físicos que usualmente experimenta el mar.
7. Sal del mar cuando sientas que una corriente está ligeramente halándote.