III. LA TEMPERATURA EN EL MAR

EL PRINCIPAL aporte calorífico que tiene el agua del mar está representado por las radiaciones energéticas que le llegan del Sol. Su calor específico tiene un valor elevado en comparación con el calor específico de las demás sustancias existentes en la superficie del planeta; esto confiere al mar una extraordinaria capacidad para almacenar calor y por esta propiedad puede actuar como un gigantesco moderador del clima.

Se entiende por calor específico, en general, la cantidad de calor necesario para aumentar en un grado centígrado la temperatura de un gramo de agua.

Esta gran capacidad de los océanos para conservar el calor permite que la temperatura sea más estable en el mar que en los continentes, siendo en aquél menos marcados sus cambios a través de las cuatro estaciones del año.

Otras fuentes de calor para el océano son: la energía solar reflejada por el cielo, el calor original del interior de la Tierra, el que se desprende de la desintegración radiactiva, y la energía derivada de los procesos químicos y biológicos que se realizan en el seno del océano.

Las radiaciones solares que llegan a la superficie del mar penetran en su masa, alcanzando generalmente una profundidad promedio de cien metros, pero que puede extenderse hasta los mil metros. La penetración de estas radiaciones depende principalmente de la turbiedad, es decir, de la cantidad de materia sólida que se encuentra en suspensión.

Conforme la profundidad aumenta van penetrando menos radiaciones, por lo que la temperatura disminuye. Por lo anterior, en la superficie del mar existe una capa de agua relativamente caliente, con una temperatura uniforme; esa capa puede extenderse de los 20 a los 200 metros de profundidad, dependiendo de las condiciones locales. Abajo de ella existe una zona limítrofe en donde se presenta un rápido descenso de la temperatura, llamada termoclina, que divide a estas aguas superficiales, menos densas y menos salinas, de las aguas de las profundidades, más frías, densas y salinas.

En los océanos, las termoclinas no son bruscas ni están tan bien diferenciadas como ocurre en el agua dulce. En las aguas tropicales, la termoclina puede ocupar una profundidad entre 100 y 200 metros y ser relativamente estable durante el año. En las aguas templadas de las latitudes medias se localizan a un poco más de profundidad, siendo un fenómeno estacional que ocurre solamente durante la primavera y verano, y tiende a desaparecer en los mares polares en los que la temperatura de toda la columna de agua es baja.

Figura 5. Distribución de la temperatura en aguas marinas superficiales.

En las latitudes ecuatoriales si la temperatura del agua es de 26ºC en la superficie, suele ser sólo de 15ºC en la termoclina que se encuentra a 150 metros de profundidad, desde allí disminuye la temperatura lenta pero constantemente, hasta llegar al frío del abismo.

En general, cuando en los océanos se alcanzan profundidades de 1500 metros o mayores, la temperatura del agua puede ser menor de 4ºC, en cualquier parte del mundo, independientemente de la temperatura superficial. En las profundidades de los abismos, a 11 kilómetros, hay una temperatura menor a 2ºC, escasamente arriba del punto de congelación del agua salada, que para una salinidad de 25% es de menos 1.33ºC.

A veces, la temperatura del fondo del océano baja más allá del punto de congelación, pero esa condición nunca dura el tiempo suficiente para que el agua del fondo del mar se convierta en hielo, a esto colaboran los efectos de la salinidad, presión y circulación del agua.

Tomando en cuenta la temperatura de todos los océanos y las diferentes profundidades, se ha fijado la temperatura media del agua marina en 4ºC con valores que van desde menos 2ºC hasta 32ºC.

En la superficie de las aguas marinas tropicales, la temperatura mínima es de 20ºC, la máxima de 30ºC y la media de 27ºC; en las subtropicales, 16ºC como mínima, 27ºC como máxima y 22ºC como media; en las aguas boreal y antiboreal, la mínima es de lºC, la máxima de 17ºC y la media de 11ºC; en el Ártico y Antártico, la mínima va de menos 3 a lºC, la máxima es de 9ºC y la media de menos 1 a 5ºC.

Se presentan variaciones anuales de temperatura en las capas superficiales del océano, que dependen de la absorción del calor recibido del exterior, registrándose un máximo al comienzo del otoño y un mínimo al inicio de la primavera. También se presentan cambios debido a la profundidad de las aguas, observándose que las modificaciones son mayores en la superficie y conforme aumenta la profundidad las variaciones se atenúan progresivamente hasta no registrar ninguna variación anual. Esto se empieza a observar a los 300 metros, aunque en ciertas regiones, puede ser a los 100 metros.

Las variaciones anuales en un mismo lugar son pequeñas, del orden de los 2ºC en el ecuador y en los polos; las mayores, de unos 18ºC, se han observado en el Atlántico norte y en el Pacífico norte.

También se ha presentado variaciones de la temperatura del agua del mar a través de largos periodos de tiempos en determinadas regiones del océano. Por ejemplo, en el Atlántico norte se ha podido registrar un ligero calentamiento de sus aguas que se inició a partir del año de 1900.

En las altas latitudes el enfriamiento de las aguas superficiales hace aumentar su peso y, por lo tanto, se hunden haciendo aflorar las aguas más templadas, ocasionando con ello movimientos llamados conectivos, lo que produce la homogeneidad de las temperaturas. La distribución de las masas de agua del océano se establece por densidad, condicionada fundamentalmente por la temperatura y la salinidad. La temperatura influye en el sentido de que, cuanto mayor es su calor, menos densa es el agua, por lo que las aguas más calientes se encuentran en la superficie. Estas variaciones en temperatura y densidad tienen una influencia trascendental en todos los procesos físicos, químicos y biológicos.

Otro tipo de cambios en la temperatura del agua del mar son las variaciones diurnas, que sólo se notan en las capas superficiales, ya que en la profundidad son prácticamente nulas. En pleno océano, oscilan de 2 a 4 décimas de grado centígrado, pero cerca de algunas costas pueden llegar a ser varios grados. Las variaciones diurnas dependen de las condiciones meteorológicas locales siendo mayores cuando el día presenta un cielo limpio y sin viento, disminuyendo cuando éste sopla y existe nubosidad; y de los cambios de temperatura de la atmósfera entre el día y la noche. Generalmente éstas son más evidentes en verano que en invierno.

La temperatura del agua del océano desciende conforme los mares están más cerca de los polos, en donde, en el mar abierto, se alcanzan temperaturas superficiales aproximadamente de 6 décimas de grado centígrado, encontrándose ya cerca del punto de congelación del agua salada. A medida que se congela el agua de estos mares se desprende de la sal que contiene; así, las partículas de hielo que se forman en el fondo de las aguas polares tienden a flotar, por ser más ligeras que el agua que las rodea, y llegan hasta la superficie.

En el Antártico el clima extremoso que se manifiesta en invierno enfría al mar, formándose una capa de hielo de agua dulce sobre la superficie y otra muy densa de agua salada y fría en el fondo. Por su peso esta agua profunda resbala lentamente sobre la plataforma submarina que rodea la Antártica y cae en el abismo del mar abierto, convirtiéndose en la Corriente del Fondo del Antártico.

En los mares polares la superficie se cubre de pequeños cristales por la acción del viento frío que sopla en el invierno. Estos cristales, en forma de escamas, de 2 a 4 centímetros de longitud, flotan, se aglomeran y se extienden en una superficie plana. Algunos se orientan verticalmente y se van engrosando en su parte inferior en donde fijan la sal, formando un hielo poroso y poco resistente; cuando esta capa de hielo tiene 10 centímetros de espesor no soporta el peso de un hombre; en cambio el hielo de agua dulce del mismo espesor resiste cargas más considerables.

Cuando se incrementa el frío, el hielo aumenta de espesor, los bloques sueltos se sueldan entre sí y se forma la denominada banca polar o pack-ice, que impulsada por el viento, inicia su migración alrededor del continente Antártico o su lenta deriva hacia el ecuador. En primavera, por la acción de los vientos que se han calentado por el Sol, la banca polar empieza a licuarse. El agua, cargada de sal, forma grandes burbujas que al fundirse producen ondulaciones en la superficie de la banca.

No todo el hielo llega a fundirse en el verano, y en el otoño se conservan porciones en forma de hielo abarrancado, ondulado, de color oscuro, llamado hielo viejo, muy diferente del hielo nuevo, que se forma cada año y que es claro y de superficie lisa.

Además de esta banca polar formada por agua marina helada, existe otra categoría de los hielos que se desplazan a la deriva, flotando sobre los mares polares, empujados por el viento y las corrientes: los icebergs, formados por agua dulce congelada, a diferencia de la banca polar, que se compone de agua marina helada.

En la enorme extensión del Continente Polar, a partir de los glaciares, se originan los grandes icebergs antárticos que presentan forma tubular, y algunos alcanzan gigantescas dimensiones, por ejemplo: 10 kilómetros de ancho, 100 kilómetros de largo, y 90 metros de altura desde el nivel del mar, tomando en cuenta que la parte sumergida es 9 veces mayor que la que emerge.

En cambio, los icebergs del Ártico tienen formas menos regulares; raramente poseen la tubular. Proceden del casquete glaciar de Groenlandia, y descienden hacia el sur, empujados por la corriente fría del Labrador, constituyendo un grave peligro para la navegación. Claro ejemplo de este peligro es el conocidísimo accidente que sufrió el barco Titanic.

Estas moles de agua dulce congelada marchan a la deriva en medio de la banca polar empujadas por el viento, aunque en algunas regiones no llevan su misma dirección, debido a que la parte sumergida del iceberg es muy profunda y éste es movido por corrientes submarinas de dirección distinta a la del viento, que es el que mueve la banca.

Figura 6. Iceberg a la deriva.

Una vez librados de la banca polar, los icebergs del Antártico suben al norte donde van encontrando aguas cada vez más calientes, que aceleran su fusión. Si la fusión es más rápida en el agua que en el aire, el iceberg se voltea y se disuelve con mayor rapidez. Cuando llega al estado final de su destrucción, no queda nada de la colosal imagen que tenía al desprenderse de su glaciar madre y las corrientes inician su desplazamiento hacia el ecuador.

Mientras los parajes del Polo Sur están constituidos por un vasto continente, rodeado por el Océano Antártico formados por los mares de Wedell, de Amundsen, de Ross, entre otros, y limitados por los tres océanos: Pacífico, Atlántico e Índico; los del Polo Norte se encuentran en un mar interior llamado Océano Glacial Ártico. La mayor parte de la superficie de este océano se halla recubierta por los hielos, que forman la banca polar, en la cual no existen corrientes violentas y sus desplazamientos sólo los caracteriza una lenta deriva que va del Pacífico al Atlántico.

A la banca polar que recubre la mayor parte de los mares árticos como los de Laptev, Siberia Oriental, Beaufort, Groenlandia, Barents y Kara, en conjunto se le ha llamado "Mediterráneo Ártico". En este océano se presenta una corriente de lento movimiento que hace derivar los hielos del estrecho de Behring hacia el Atlántico, donde se funden. Esta deriva fue comprobada entre 1893 y 1896 por el barco noruego Fram, el cual después de quedar bloqueado por los hielos a la altura de las costas de Siberia fue liberado cerca de Spitzberg al norte del mar de Barents.

Los hielos de la banca polar, por formarse a costa del agua salada, presentan un espesor menor que el de los icebergs, ya que esta agua requiere de una temperatura más baja para congelarse, y se forma durante el invierno; al llegar el verano se funde parcial o totalmente.

Por la retención y aporte de agua, la función de la banca polar y de los icebergs es importante en los fenómenos oceanográficos, ya que ambos contribuyen al enfriamiento y desalado de las aguas superficiales. Estos casquetes helados contienen el 3 por ciento del agua del planeta y su grosor en algunos sitios puede alcanzar los dos kilómetros; en caso de derretirse, el agua liberada elevaría 75 metros el nivel de todos los océanos.

Los icebergs deben evitarse siempre durante la navegación y, curiosamente, es posible hacerlo a través de la banca polar utilizando los llamados barcos rompehielos. Uno de los más famosos es el rompehielos soviético Lenin, propulsado por energía atómica: puede romper capas de hielo de hasta 6 metros de espesor, reblandeciéndolas por medio de agua caliente, abriéndose paso con su acerada proa impulsada por el peso del buque y la acción de grandes propelas.

Esta dinámica de la temperatura en el océano se complementa cuando éste pierde calor por la irradiación directa de la superficie del mar hacia la atmósfera. Por esta razón el océano es un gran termorregulador que tiene una marcada influencia en los climas del planeta. Este intercambio de calor entre el mar y la atmósfera se incrementa por las corrientes que son más activas en la superficie del mar, ya que la difusión del calor es más rápida cuanto mayor es el grado de turbulencia de las moléculas que forman el agua del mar; por ejemplo, la corriente de Kuro-Shivo en el Pacífico occidental, al llevar un gran volumen de agua en movimiento, transmite a la atmósfera mucho calor desde las aguas ecuatoriales hasta las latitudes altas.

Otro proceso que interviene en la dinámica de la temperatura oceánica es la evaporación, que desempeña el papel principal en los cambios térmicos entre la atmósfera y el mar. La evaporación aumenta de acuerdo con el calentamiento que ejerce el Sol sobre la superficie del agua del mar; representa el 55 por ciento del calor que pasa del océano a la atmósfera.

Desde el punto de vista meteorológico, la evaporación causa la formación de nubes, nieblas, precipitaciones atmosféricas y las variaciones térmicas del aire. El oceanógrafo alemán Wüst obtuvo, en 1936, el valor medio de la evaporación en la superficie del mar, al que asignó la cifra de 93 centímetros por año; para toda la masa oceánica este valor representa 334 000 kilómetros cúbicos de agua por año, de los cuales retornan al mar, directamente en forma de precipitaciones atmosféricas, 297 kilómetros cúbicos, mientras que los otros 37 caen sobre los continentes, para volver, por las corrientes fluviales, al mar, de donde la evaporación los vuelve a transformar en nubes.

En las regiones templadas y polares, tanto la evaporación como la transferencia de calor son mayores en invierno que en verano, ya que en esa época el mar es más caliente que la atmósfera.

Estos cambios de temperatura de las aguas oceánicas no sólo influyen en la dinámica del mar y de la atmósfera, sino que constituyen uno de los factores principales que intervienen en la distribución de los organismos marinos, la forma de los seres vivos y la velocidad con que se llevan a cabo sus reacciones metabólicas. Por todo esto es importante contar con los mapas que describan las características de la temperatura de las aguas del océano.

Para construir estos mapas, los oceanógrafos físicos, utilizando básicamente los termómetros de mercurio, los termómetros eléctricos y los batitermógrafos, han establecido las relaciones de la temperatura en diferentes áreas del océano, uniendo los puntos que presentan la misma temperatura con líneas continuas llamadas isotermas.

ÍndiceAnteriorPrevioSiguiente