Las corrientes marinas y su importancia global

Principales corrientes del océano junto a sus respectivas trayectorias. Imagen obtenida de wikipedia

Las corrientes marinas son desplazamientos de masas de agua en el océano, producidos por una serie de procesos físicos que actúan de manera diversa y variable en el tiempo y espacio. Estas corrientes desempeñan una labor muy importante tanto para el océano como para las condiciones climáticas del planeta, como veremos más adelante. 

A continuación conoceremos qué procesos son los que generan las corrientes marinas, y aprenderemos por qué son tan importantes.

¿Qué las produce?

Los principales procesos físicos implicados son los movimientos de rotación y traslación terrestres. El movimiento de rotación terrestre provoca lo que se conoce como la fuerza centrifuga, una fuerza que actúa sobre los objetos o masas que se encuentran en un sistema en rotación (en este caso la Tierra). Esta fuerza genera un achatamiento de la masa de agua, que trata de «escapar» del planeta, por decirlo coloquialmente. Este efecto se aprecia sobre todo en la zona del ecuador, donde la fuerza centrífuga es mayor. Esta fuerza es la más relevante respecto a la generación de corrientes marinas.

La fuerza centrípeta es la contraria, se encarga de atraer un objeto que se encuentra en movimiento sobre una trayectoria curvilínea, la fuerza se dirige hacia el centro de curvatura de la trayectoria. Tanto esta fuerza como la anterior, al ser contrarias, producen movimientos en las masas de agua del planeta.

 

Imagen obtenida de ecured

La rotación de la Tierra hacia el este provoca que las masas de agua del océano generen corrientes marinas en el sentido oeste, conocidas como corrientes ecuatoriales. Esta rotación planetaria también produce el conocido efecto Coriolis, que provoca que un cuerpo en movimiento se desvíe de su trayectoria original debido a que su sistema de referencia está rotando (la Tierra). La fuerza de Coriolis siempre actúa de forma perpendicular al plano de referencia, y produce una desviación sobre la trayectoria de ese cuerpo. Esto también es lo que provoca que las corrientes marinas y otros fenómenos como los anticiclones y borrascas giren hacia un lado u hacia el otro dependiendo del hemisferio en el que se encuentren, ya que cada hemisferio actúa como un espejo del contrario (rotación en sentido horario en el h.norte y antihorario en el h.sur).

 

Imagen obtenida de areaciencias

En cuanto al movimiento de traslación, influye en las corrientes debido a que provoca las variaciones estacionales, esto hace que según la época del año existan unas condiciones climáticas diferentes en la misma latitud y las masas de agua absorban mayores o menores cantidades de radiación solar debido a su inclinación respecto al sol. Este movimiento es esencial para la vida en nuestro planeta.

La configuración del fondo marino tiene relevancia tanto en la generación de corrientes como en el movimiento de las mismas. Las masas de agua más frías se encuentran en las profundidades oceánicas o zonas abisales, donde tienen la mayor densidad y donde su temperatura es de unos 4ºC. Estas masas de agua se desplazan hacia el este, en el mismo sentido que la rotación terrestre. Esto es debido a que en estas profundidades la presión es tan alta, que la masa de agua actúa practicamente como una parte más de la litosfera, y no pueden seguir la misma dinámica que las aguas más superficiales. Pues bien, estas masas de agua tan frías y densas no ascienden a la superficie por norma general, pero hay un proceso en las costas occidentales que sí lo provoca. El talud continental, que es la pendiente del océano que enlaza la llanuras abisales (donde se encuentran estas masas de agua) con la plataforma continental, actúa como un ascensor de esas aguas frías, provocando que se eleven hacia la superficie. Este proceso se denomina surgencia de aguas frías, y produce una corriente superficial, que se desplaza a lo largo de esas costas occidentales hacia el ecuador del planeta, y al llegar a dicha zona ecuatorial se desvían por la ya mencionada 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. Esta surgencia de aguas frías tiene una gran importancia, ya que se encarga de reintroducir una gran cantidad de nutrientes y sustancias orgánicas que se depositaron en las profundidades abisales y ya no podían ser aprovechados por los seres vivos de la superficie.

 

Imagen obtenida de descubriendogalapagos

Pese a lo que se pensaba en la antigüedad, los vientos no tienen una gran influencia en las corrientes marinas. Esto se pensaba en gran medida porque en ciertas zonas oceánicas, sobre todo en grandes océanos como el Atlántico, las corrientes marinas y los vientos coincidían en sus trayectorias. Esta coincidencia a día de hoy se puede explicar perfectamente, y se debe a que los dos son fluídos (aunque tengan distintas densidades) y por lo tanto se comportan de forma similar respecto a fuerzas que actúen sobre ellos, en este caso las fuerzas ya mencionadas (centrifuga, centripeta, etc..). Esas coincidencias en océanos como el Atlántico se explican por las grandes extensiones que permiten que las trayectorias se asemejen, cosa que no sucede en mares más pequeños. Un claro ejemplo de que los vientos no son los principales causantes de las corrientes lo encontramos en mares como el Mediterráneo, en este mar los vientos suelen proceder del suroeste durante todo el año, mientras que el Mediterráneo presenta una corriente circular en sentido horario, generada por la rotación terrestre. Esto sucede en otros mares cerrados como el Báltico, mar de las Antillas, etc.

 

Captura desde satélite de los meandros producidos por la surgencia de aguas frías en Cabo Verde. Imagen de wikipedia

Las mareas también pueden influir en las corrientes, ya que se produce un cambio de nivel de las aguas cálidas superficiales, que puede generar nuevos movimientos en las masas de agua.

Tipos de corrientes

Podemos clasificar las corrientes marinas en dos grupos, según su temperatura o su origen según el movimiento que las produce.

Temperatura

En este caso se clasifican en corrientes frías y corrientes cálidas.

Las corrientes frías, como se ha comentado en el apartado anterior, se encuentran en un principio en los fondos oceánicos. Pero estas corrientes ascienden por el talud continental de las costas occidentales, afloran a la superficie y se desplazan en el sentido contrario al original, es decir, de este a oeste.

Son muy conocidas ciertas corrientes frías en océanos como el Pacífico (la corriente de Oyashio, la corriente de Humboldt) o el Alántico (la corriente de Canarias, la corriente de Benguela, la corriente de Groenlandia…).

Las corrientes cálidas se generan en las zonas superficiales del océano y en las costas orientales de los continentes. Casi todas se encuentran en el hemisferio norte, ya que el sur tiene una conformación de las costas y continentes que dificulta su creación. Las más conocidas son la corriente del Golfo en el Atlántico, la corriente de las Agujas en el Índico, la corriente de Kuroshio en el mar de Japón…

Sobre estas corrientes hablaremos más detenidamente en apartados posteriores.

 

Representación global de las corrientes marinas, en rojo, las corrientes cálidas (más superficiales), y en azul las frías. Imagen obtenida de wikipedia

Origen según el movimiento

– Corrientes oceánicas: son las producidas por la rotación terrestre. Los vientos terrestres se desplazan por el mismo motivo que estas corrientes oceánicas.

– Corrientes de marea: son las producidas por las mareas oceánicas. Están implicasas las corrientes cálidas, ya que son las que se encuentran en la superficie. 

– Corrientes de oleaje: son las producidas por los movimientos de grandes masas de aire como huracanes.

– Corrientes de deriva litoral: son las producidas por la orientación de las propias costas. Cuando las corrientes se acercan son las propias costas las que desvían las corrientes con su orientación específica.

– Corrientes de densidad: las producidas cuando entran en contacto dos masas de agua con distinta densidad. Este concepto suele ir asociado con el de temperatura, ya que a menor temperatura del agua más densidad (hasta 4ºC, la temperatura a la que tiene mayor densidad el agua oceánica). Y se pueden producir por procesos como el del ascenso de aguas más densas y frías por el talud continental, por el intercambio de aguas entre dos océanos (como por el estrecho de Gibraltar, el Atlántico con aguas más frías y densas que el Mediterráneo…), o en el ecuador, donde convergen corrientes procedentes de los dos hemisferios.

Implicaciones de las corrientes

A continuación se mostrarán una serie de estudios en los que se señala la importancia de las corrientes marinas en procesos como los ciclones atmosféricos, directamente relacionados con las precipitaciones y demás fenómenos meteorológiccos asociados, la producción de fitoplancton y de comunidades piscícolas, o el transporte de organismos a través de las corrientes.

Dado que la cobertura continua del nivel del mar a nivel mundial a partir de los altímetros por satélite no comenzó hasta las últimas décadas (desde mediados de los años 90) y que los registros de mareógrafos de un siglo de duración son escasos, es un reto estudiar las variaciones a largo plazo del nivel del mar y la dinámica de los océanos (de décadas a varias décadas y más) con los datos existentes. Para superar la falta de datos del pasado y la escasez de datos de los mareógrafos, se han utilizado diversas técnicas de optimización estadística para reconstruir el nivel del mar global en el pasado (Ezer et al., 2020).

Para garantizar unos buenos resultados en el estudio oceánico, se necesitan tres ingredientes principales: modelos robustos que incluyan toda la física relevante implicada en este proceso, datos de entrada de alta resolución, como la batimetría, el viento y las corrientes, y simulaciones de alta resolución.

Últimamente, las plataformas de observación tradicionales se han complementado con nuevos flujos de datos y de instrumentos, capaces de tomar muestras con mayor resolución espacial y/o temporal en regiones dinámicas importantes en tiempo casi real (Siripatana et al., 2020).

Las corrientes fronterizas occidentales representan la extremidad occidental de los giros subtropicales del océano y son un componente importante del sistema climático de la Tierra, ya que redistribuyen el exceso de calor ecuatorial hacia latitudes medias y altas (Colling, 2001; Imawaki et al., 2013). Las principales corrientes oceánicas mundiales incluyen la Corriente del Golfo y la Corriente de Brasil en el Océano Atlántico, la Corriente de Agujas en el Océano Índico, la Corriente de Kuroshio y la Corriente de Australia Oriental en el Océano Pacífico (Civel-Mazens et al., 2021).

En primer lugar se mostrarán los estudios realizados en la corriente del Golfo, una de las más estudiadas del planeta debido a su relevancia en la zona de Norteamérica y su influencia en el clima europeo.

La Corriente del Golfo

La Corriente del Golfo (GS) es una extraordinaria corriente limítrofe a lo largo de la costa oriental de Estados Unidos que transporta grandes cantidades de calor hacia el polo del Atlántico Norte, lo que garantiza un clima cálido en Europa. La corriente del Golfo es el prototipo de la clásica corriente límite occidental. La trayectoria media de la corriente a lo largo de la costa este está impulsada por una combinación de las costas, la topografía del fondo, el arrastre de fluido desde el giro interior y el ajuste de la corriente debido al aumento de la vorticidad planetaria a medida que el fluido se desplaza hacia el Norte (Ponce de León et al., 2021). 

El comportamiento serpenteante de la Corriente del Golfo, así como la creación de remolinos fronterizos y los penachos cálidos que los acompañan, están ampliamente documentados y observados a día de hoy.

La Corriente del Golfo fluctúa como un río a través del Estrecho de Florida, bordea la costa de Estados Unidos hasta que se desvía hacia el norte de la vertiente en el Cabo Hatteras. Se observan grandes meandros y remolinos frontales en la parte costera de la Corriente del Golfo, con remolinos ciclónicos que circulan a lo largo de la plataforma. Los remolinos de la Corriente del Golfo se producen allí donde ésta interactúa con el talud y la plataforma (Ponce de León et al., 2021).

Además, el agudo frente de temperatura de la superficie del mar de la GS mantiene la baroclinicidad troposférica, que inicia una intensa ciclogénesis atmosférica sobre la corriente (Hoskins y Valdés, 1990; Nakamura et al., 2004). Esto le permite influir fuertemente en la trayectoria de las tormentas del Atlántico Norte (Frankignoul et al., 2001; Joyce et al., 2009; Kelly et al., 2010; Kwon et al., 2010), (Jacobs et al., 2020).

Los mayores incrementos en el transporte primaveral se asocian con: elevadas pérdidas de calor invernal en todo el giro subtropical occidental, y con capas mixtas más profundas a principios de la primavera al sur del núcleo principal del GS y al este de 60°W, y por último con gradientes de temperatura meridionales más fuertes al norte del GS a 70°W (Jacobs et al., 2020). 

Además de la Corriente del Atlántico Norte, el GS también se divide en el Giro de Recirculación del Sur (SRG en inglés), el Giro de Recirculación del Norte y la Corriente de las Azores (Schmitz, 1996) desde los 50 hasta los 46°O (Qiu, 1994). La corriente de las Azores, que fluye hacia el este, es una continuación del giro subtropical impulsado por el viento en ∼35°N (Krauss et al., 1990; Pingree, 1997) (Jacobs et al., 2020).

Se ha comprobado que la cantidad de agua transportada por la Corriente del Golfo (GS) varía de un año a otro hasta un 38%. Los inviernos severos en el noreste de América del Norte pueden hacer que este aire frío sople sobre la región de la GS, lo que provoca grandes pérdidas de calor del océano a la atmósfera suprayacente. Este estudio de Jacobs et al. utiliza un modelo oceánico de última generación para demostrar que estas grandes pérdidas de calor pueden hacer que la GS se acelere al final del invierno a través de dos mecanismos: el intenso enfriamiento al norte de la GS conduce a grandes gradientes de temperatura a través de la corriente, y un mayor flujo hacia el oeste de la recirculación meridional al sur de la GS (Jacobs et al., 2020). 

Representación de la Corriente del Golfo. En azul, las corrientes frías que circulan más sumergidas, en rojo las corrientes superficiales más cálidas. Imagen de DW

- Los anillos cálidos y fríos de la corriente del Golfo

Cuando la Corriente del Golfo se separa de la costa desprende anillos de núcleo cálido y frío entre 75º y 55º W. Este comportamiento de formación de anillos ha sido asimétrico en escalas de tiempo interanuales y estacionales (Silver et al., 2021).

La corriente del Golfo produce anillos de calor en el Atlántico occidental debido a su naturaleza serpenteante. Estos anillos cálidos tienen un impacto físico, químico y biológico en las regiones marinas de la plataforma y el talud del Atlántico Norte occidental. Esta región es una de las zonas pesqueras más productivas del mundo, y es necesario comprender la influencia del anillo central cálido en los diferentes sistemas de la red alimentaria.

La Corriente del Golfo transporta más de la mitad del calor oceánico total anual hacia las regiones subpolares del hemisferio norte. Una parte de este calor es arrastrado por los anillos de núcleo cálido y frío que se forman a partir de los meandros de la Corriente del Golfo en los mares del Talud y de los Sargazos, respectivamente. Dos estudios recientes de Gangopadhyay et al. han demostrado que se ha producido un cambio de régimen significativo en lo que respecta a los anillos de núcleo cálido formados en la corriente del Golfo entre 75º y 55º W. La media ha aumentado en 15 anillos de núcleo cálido al año, pasando de 18 al año durante el periodo 1980-1999 a una media de 33 al año en la década de 2000, afectando en gran medida a las aguas de la plataforma continental y del talud del noreste de Estados Unidos y Canadá. Se ha demostrado que los cambios de régimen ambiental tienen efectos duraderos en los ecosistemas. De hecho, en los últimos años se han observado cambios en el ecosistema de la plataforma del Atlántico Norte, con un aumento de los fenómenos de calentamiento y cambios en el número de peces. Pershing et al. también afirmaron que el Golfo de Maine en la última década (2005-2015) se ha calentado más rápido que el 99% de los océanos del mundo (Silver et al., 2021)..

Estacionalmente, se producen más anillos de núcleo frío en invierno y primavera y más anillos de núcleo cálido en verano y otoño, lo que conduce a una mayor transferencia de calor en verano hacia el norte de la corriente. El ciclo estacional de los números relativos de formación de anillos está fuertemente correlacionado (r = 0,82) con el de la diferencia de temperaturas de la capa superior entre los mares de los Sargazos y del Talud (Silver et al., 2021).

La Corriente del Golfo parece haber sufrido un curioso cambio en el comportamiento de la formación de anillos: de generar sistemáticamente más Anillos de Núcleo Frío antes de 2000 (excepto en 1994) a generar sistemáticamente más Anillos de Núcleo Cálido después de 2000 (excepto en 2004 y en 2014). Los Anillos de Núcleo Frío han recibido relativamente menos atención después de su amplio estudio a principios de los años ochenta, excepto por unos pocos estudios recientes (Silver et al., 2021).

El aumento del número de anillos centrales cálidos no sólo incrementa el calor transportado hacia el norte, sino que también podría afectar a los flujos de calor aire-mar. Un estudio reciente de Villas Bôas et al. descubrió que las características de los remolinos de mesoescala en el Atlántico Sur son responsables de hasta un 20% de la variación observada en el flujo de calor turbulento de superficie. Zhai y Greatbatch también descubrieron que la presencia de remolinos aumentaba el flujo de calor en superficie en el Atlántico noroccidentalDel mismo modo, la producción de anillos puede verse afectada por el calentamiento/enfriamiento local (Silver et al., 2021).

El Atlántico noroccidental es una región con fuertes gradientes de temperatura y, por tanto, es un lugar favorable para la intensificación de los ciclones en invierno junto con la trayectoria de la tormenta. El gradiente de temperatura está asociado tanto al frente de temperatura de la superficie del mar a lo largo de la corriente del Golfo como al contraste tierra-mar (Tsopouridis et al., 2020).

La región es un lugar preferente para la ciclogénesis (Hoskins y Hodges, 2002), la intensificación de los ciclones (por ejemplo, Wang y Rogers, 2001; Lim y Simmonds, 2002; Jacobs et al., 2008) y la formación de bombas ciclónicas (Sanders y Gyakum, 1980). Roebber (1989) indicó que las tasas de profundización de los ciclones extratropicales «surgen como una suma de procesos», como la liberación de calor latente (por ejemplo, Rogers y Bosart, 1991; Kuo et al., 1991; Whitaker y Davis, 1994) y la inestabilidad baroclínica (por ejemplo, Sanders, 1986; Manobianco, 1988; 1989; Catto, 2016). Se ha argumentado que el origen de la baroclinicidad se debe al gradiente de TSM (temperatura superficial del mar) de la corriente del Golfo (Sanders, 1986) y al contraste tierra-mar (Wang y Rogers, 2001).

En este estudio rastrearon ciclones individuales y los clasificaron dependiendo de su propagación en relación con el frente de TSM. Se concentraron en los ciclones que permanecen en el lado frío (C1) y los que se ubican en el lado cálido (C2) del frente de la temperatura superficial del mar (TSM), y  también en los ciclones que cruzan el frente de la TSM desde el lado cálido al frío (C3).

 

Representación de los diferentes tipos de ciclones mencionados. Imagen a) ciclones tipo C1, imagen b) ciclones tipo C2,  imagen c) ciclones tipo C3. Obtenidas de Tsopouridis et al., 2020

Además del frente de TSM, el contraste de temperatura invernal entre el continente frío al oeste y el océano más cálido al este también puede influir en la baroclinicidad y en la trayectoria de la tormenta (Cione et al., 1993); Inatsu et al., 2000; 2003; Brayshaw et al., 2009; Booth et al., 2012). En particular, Wang y Rogers (2001) y Brayshaw et al. (2009) demostraron que los ciclones del Atlántico Noroeste están asociados a una mayor cantidad de baroclinicidad debido a su proximidad al límite tierra-mar que los ciclones del Atlántico Nordeste. Además, la forma triangular del continente norteamericano junto con las Montañas Rocosas favorecen el crecimiento de la reserva de aire frío en el noreste del continente, contribuyendo al contraste de temperatura en superficie a lo largo del margen continental del este de Norteamérica, lo que aumenta la baroclinicidad a bajo nivel y, por tanto, la intensificación de los ciclones (Brayshaw et al., 2009).

Al cruzar el frente de la TSM en la región de la corriente del Golfo, la gran mayoría de los ciclones cruzan el frente de la TSM hacia su lado frío (C3). Una característica común a las tres categorías de ciclones es su propagación desde el suroeste hacia el noreste, tanto si cruzan el frente de TSM como si no (Tsopouridis et al., 2020).

Los ciclones de todas las categorías alcanzan sus máximos flujos de calor en superficie 12 horas después de su máxima intensificación. Así pues, la intensificación de los ciclones no está directamente asociada a los flujos térmicos de superficie. En cambio, la fuerza de los flujos superficiales está estrechamente ligada a las diferentes trayectorias de los ciclones y, en particular, a la proximidad del frente de TSM y del continente frío.

 

Otra representación sobre los anillos cálidos y fríos de la GS. Imagen obtenida de Silver et al., 2021

En invierno, grandes cantidades de calor y humedad se desprenden del frente de la TSM, modulando la baroclinicidad y la humedad de la atmósfera, lo que es importante para los ciclones extratropicales y los ríos atmosféricos (Wu et al., 2020).

Un examen detallado de la región occidental del Atlántico Norte en el nivel del mar reconstruido muestra una aceleración desigual en diferentes períodos durante el registro de 116 años, con una mayor aceleración en las últimas 2 décadas que la de los períodos anteriores, como se indica globalmente en Dangendorf et al. (2019) y otros.

Por ejemplo, el estudio muestra que, si bien la circulación oceánica y la GS están sujetas a variaciones naturales multidecadales, el reciente debilitamiento de la GS no tiene precedentes en cuanto a su duración durante los 116 años de la reconstrucción. También confirma la existencia de otro periodo de debilitamiento significativo de la GS durante las décadas de 1960 y 1970, que anteriormente sólo se sugería por observaciones limitadas. Se necesitan futuras observaciones para determinar si el reciente debilitamiento durará debido a las fuerzas antropogénicas o se recuperará como la anterior desaceleración (Ezer et al., 2020).

La Extensión de Kuroshio

Las aguas al este de Japón están influenciadas y controladas principalmente por dos grandes sistemas de corrientes, a saber, las corrientes de Kuroshio y de Oyashio (Hurlburt et al. 1996; Qiu 2002). El Kuroshio fluye hacia el noreste a lo largo de las islas del sur de Japón antes de girar hacia el este cerca de los 35°N y extenderse hasta los 160°E, punto en el que se conoce como la Extensión del Kuroshio (KE). La corriente de Oyashio, procedente de una latitud superior, fluye hacia el sur a lo largo de las islas del norte de Japón, dividiéndose en dos ramas a los 42°N. Su rama principal gira hacia el noreste y luego cruza el océano Pacífico, mientras que la otra fluye a lo largo de la costa sur de Japón, fusionándose con las aguas del Kuroshio que fluyen hacia el norte cerca de los 35°N antes de fluir juntas hacia el este en la KE. El Oyashio subártico, caracterizado por su baja temperatura y salinidad y sus altos nutrientes, y el Kuroshio subtropical, con alta temperatura y salinidad y bajos nutrientes, convergen en las aguas del norte de Japón para formar la región de transición Kuroshio-Oyashio (Yasuda et al. 1992; Harada et al. 2004; Chu y Kuo 2010). 

Imagen obtenida de Nishikawa et al., 2020

Del mismo modo, el KE y sus regiones adyacentes son importantes zonas de cría de pequeños peces pelágicos durante el invierno y la primavera (Watanabe 2007). Además, en la región de Oyashio también se encuentran con frecuencia anillos de núcleo cálido de Kuroshio modificados, que se desprenden de la KE. En esta región de transición se producen intensos anillos de núcleo cálido y anillos de núcleo frío. También se observan con frecuencia interacciones entre los remolinos y el Kuroshio, así como la fusión de remolinos (Hurlburt et al. 1996; Qiu 2003; Taguchi et al. 2005; Hu et al. 2015). Estos movimientos correspondientes al transporte de impulso y a la mezcla de masas de agua influyen inevitablemente en la disponibilidad de nutrientes de toda la columna de agua superior, que a su vez controlan la producción primaria (Taniguchi y Kawamura 1972; Taniguchi 1999; Shiomoto 2000; Liu et al. 2004).

La corriente del Kuroshio, al igual que la del Golfo, son las corrientes fronterizas occidentales del Pacífico Norte y del Atlántico Norte, respectivamente, y están asociadas a los máximos en el intercambio de calor aire-mar de latitudes medias a lo largo del frente de temperatura superficial del mar (TSM) (Ogawa y Spengler, 2019). Ambas regiones de corrientes límite son zonas de ciclogénesis frecuentes (Hoskins y Hodges, 2002; Nakamura et al., 2004), donde una suma de procesos favorece el desarrollo de tormentas (Roebber, 1989) (Tsopouridis et al., 2020).

Aunque la extensión del Kuroshio y la región de la corriente del Golfo tienen varias características en común, existen algunas diferencias importantes. Por ejemplo, el Kuroshio se encuentra más alejado del continente asiático que la Corriente del Golfo del continente norteamericano. Además, las características del chorro de nivel superior invernal difieren considerablemente, siendo el chorro del Pacífico más fuerte y más confinado meridionalmente en latitudes comparativamente más bajas que el chorro del Atlántico (Spensberger y Spengler, 2020) (Tsopouridis et al., 2020).

Estudios recientes han destacado el papel del frente de la TSM en la determinación de la baroclinicidad de bajo nivel en invierno a lo largo de las corrientes fronterizas occidentales (por ejemplo, Hotta y Nakamura, 2011; Papritz y Spengler, 2015). Aquí, el gradiente de la TSM ancla la trayectoria de la tormenta (Nakamura et al., 2008) y desencadena la convección y la precipitación (Tsopouridis et al., 2020) (Minobe et al., 2008; Parfitt et al., 2016; Vannière et al., 2017).

La rápida intensificación de los ciclones suele producirse en la región de salida de la izquierda de las corrientes en chorro (Uccellini, 1990), lo que se asocia a una mayor divergencia en el nivel superior que produce un estiramiento del vórtice (por ejemplo, Ritchie y Elsberry, 2003; Oruba et al., 2013).

Dado que la región de la Extensión del Kuroshio presenta los mayores flujos de calor en superficie de toda la región del Pacífico Norte (p. ej., Josey et al., 1998; Ogawa y Spengler, 2019), no es de extrañar que los fuertes flujos de calor y humedad en superficie influyeran significativamente en la profundización de un ciclón del Pacífico (Reed y Albright, 1986). Utilizando simulaciones numéricas, Kuwano-Yoshida y Asuma (2008) encontraron efectivamente que la liberación de calor latente es importante para la rápida intensificación de los ciclones sobre el Océano Pacífico noroccidental. Además, Hirata et al. (2018) demostraron que los flujos superficiales pueden afectar a la intensidad de un ciclón explosivo y a su frente de retroceso.

La mayoría de los ciclones explosivos en la región de Kuroshio se originan al suroeste de Japón (Tsopouridis et al., 2020).

Los ciclones en C1 (ciclones fríos) y C3 (ciclones que cruzan del lado cálido al frío) en la región de Kuroshio están más alejados del continente y, por tanto, tienen un carácter más marítimo y una baroclinicidad de bajo nivel más débil. Sin embargo, una mayor fracción de ciclones C2 (cálidos) en el Pacífico está asociada a la ciclogénesis explosiva en comparación con los que se propagan en la región de la Corriente del Golfo, a pesar de la distribución similar de los flujos de calor en superficie y la propagación sobre TSM más bajas en el Pacífico. Sugerimos que la razón de la mayor fracción explosiva de los ciclones C2 en el Pacífico es la proximidad de los ciclones a un chorro de nivel superior más fuerte (Figura 1a) en comparación con la región de la Corriente del Golfo (Tsopouridis et al., 2020).

Tanto el contenido de humedad como el transporte son sistemáticamente menores en la región del Kuroshio en comparación con la región de la Corriente del Golfo. Relacionamos estas diferencias con las TSM generalmente más elevadas en el lado cálido de la Corriente del Golfo en comparación con la región de Kuroshio. Debido a esta diferencia, los ciclones atlánticos de todas las categorías tienen por término medio una mayor reserva de humedad que los ciclones del Pacífico.

Además, los ciclones del C2 se intensifican mucho más rápido en el Kuroshio que en la región de la Corriente del Golfo, a pesar de que la baroclinicidad es similar y la humedad disponible es mayor en la región de la Corriente del Golfo. Por lo tanto, debemos considerar también el forzamiento de niveles superiores y el chorro como un posible tercer factor que explique las diferencias entre nuestras categorías de ciclones.

Aunque el contraste de TSM a través del Kuroshio es más débil que a través de la Corriente del Golfo, atribuimos la baroclinicidad más débil principalmente a la mayor distancia de la región del Kuroshio al continente asiático. Con su reducida importancia, la baroclinicidad de bajo nivel y la disponibilidad de humedad no pueden explicar por sí solas las diferencias observadas en la intensificación de los ciclones. Por lo tanto, también consideramos el forzamiento de niveles superiores.

Aunque sus resultados no mostraron un impacto directo del frente de la TSM en la intensificación de los ciclones, sugirieron que la mayor baroclinicidad observada para los ciclones en C3 es parcialmente atribuible al frente de la TSM, proporcionando un entorno propicio para el crecimiento de los ciclones. 

Su investigación no encontró una señal clara del contraste tierra-mar en la baroclinicidad de bajo nivel en la región de Kuroshio y, por lo tanto, concluyeron que el contraste tierra-mar es menos eficaz para proporcionar baroclinicidad de bajo nivel en la región de Kuroshio en comparación con la región de la Corriente del Golfo. Es por esto que cada corriente es diferente, pese a las similitudes que puedan tener por encontrarse en latitudes similares del mismo hemisferio, y situarse en las costas occidentales como estas 2, hay diferencias notables en procesos como la formación de ciclones.

En el trabajo de Che et al., 2020, examinaron el impacto del frente de TSM invernal alrededor de la Extensión de Kuroshio en el bloqueo invernal del Pacífico y su contribución a las olas de frío de América del Norte mediante datos observacionales y de reanálisis. El análisis compuesto demostró que la variación del bloqueo del Pacífico Norte puede estar influida por el frente de TSM sobre el Kuroshio y la extensión de Oyashio. Cuando el KOEF (Kuroshio-Oyashio extention front) es fuerte, los bloqueos del Pacífico Norte son menos frecuentes, débiles y no estacionarios. Cuando el KOEF es débil, el aire frío puede afectar a una región más amplia durante los bloqueos.

Se han utilizado una serie de modelos para estimar la evolución de desplazamiento de las corrientes Oyashio-Kuroshio a lo largo de este siglo debido al cambio climático. La comparación de las posiciones de ambos frentes con las distribuciones de velocidad en superficie sugiere que la definición basada en la temperatura y salinidad (TS) capta mejor las transiciones de los frentes que la definición basada solo en la temperatura (Nishikawa et al., 2020).

En las condiciones climáticas actuales, el frente de Oyashio sigue aproximadamente una isoterma de 5 °C a 100 m de profundidad y el frente de Kuroshio sigue aproximadamente una isoterma de 14-15 °C a 200 m de profundidad (Kawai, 1972).

Los perfiles de TS de Kuroshio muestran muy pocos cambios en todas las simulaciones a lo largo del siglo XXI. Llegamos a la conclusión de que las características de temperatura y salinidad del Kuroshio son robustas al cambio climático previsto, pero las propiedades del agua del Oyashio son muy sensibles a los escenarios de emisión. Aunque el cambio de los perfiles de TS de Oyashio varía según los modelos, todos ellos predicen que la temperatura de Oyashio será superior a 10 °C a finales del siglo XXI. Mientras que el perfil de TS del agua del Kuroshio es relativamente estable en todos los casos, el perfil de TS del agua del Oyashio experimenta un gran cambio hacia la alta temperatura y la salinidad rápidamente en todos los casos.

- El fitoplancton

La abundancia de fitoplancton, la riqueza de especies y la biomasa de Chl-a (clorofila a) fueron generalmente mayores en la región de transición Kuroshio-Oyashio que en el eje KE y en la KE sur. Los taxones dominantes, tanto en abundancia como en presencia, fueron las diatomeas, los dinoflagelados y las cianobacterias (Wang et al., 2021).

La limitación de nutrientes, más que la luz, condujo a un bajo nivel de Chl-a y de abundancia durante el final de la primavera. La correspondencia de redundancia y la correlación de Spearman sugieren además que el nitrógeno inorgánico disuelto fue el principal factor que reguló la distribución del fitoplancton al norte del KE, mientras que la limitación de fosfato fue más prominente en el eje del KE y en el sur del KE. La interacción de Oyashio y Kuroshio provocó una variabilidad evidente en el entorno hidrodinámico, y cambios en los perfiles químicos como los nutrientes, el pH y el oxígeno disuelto (Wang et al., 2021).

Esta interacción también puede estimular la formación de remolinos, que provocan turbulencias y el transporte de nutrientes desde aguas más profundas, alimentando más floraciones de fitoplancton (Shiomoto 2000; Isada et al. 2009; Shiozaki et al. 2014).

La mayoría de las cuencas del océano Pacífico al este de Japón pertenecen a zonas de baja biomasa y baja productividad. Esto se debe a que la picnoclina (capa de agua en la que se produce un cambio brusco de su densidad vinculado con la profundidad) es demasiado profunda, lo que provoca un transporte muy bajo de nutrientes desde las aguas más profundas hasta la zona fótica (zona del océano donde llega la luz solar). A su vez, esto da lugar a un estado oligotrófico a largo plazo de las aguas fóticas, especialmente en ausencia de aportes externos de otras fuentes (Furuya 1983; Longhurst 2007). Sin embargo, las floraciones en la costa del este de Japón son un acontecimiento anual en primavera (Liu et al. 2004; Isada et al. 2009; Shiozaki et al. 2014). La elevada productividad de los niveles tróficos superiores, incluida la producción pesquera en la región de transición Kuroshio-Oyashio, suele estar relacionada con esta floración primaveral de fitoplancton (Taniguchi 1999; Liu et al. 2004; Isada et al. 2009; Shiozaki et al. 2014).

Las corrientes transportan grandes cantidades de calor y materiales que varían tanto espacial como temporalmente, que a su vez controlan el suministro de nutrientes y la disponibilidad de luz en la zona (por ejemplo, Longhurst 2007; Hu et al. 2015; Schlundt et al. 2017).

Dado que la luz no fue un factor limitante importante para la comunidad de fitoplancton a finales de la primavera, los nutrientes pueden haber desempeñado el papel más importante en la regulación de la comunidad de fitoplancton, específicamente la hipótesis de la relación de recursos. Fisher et al. (1992) y Justić et al. (1995) propusieron que la limitación absoluta y relativa de los nutrientes, respectivamente, podría estar impulsando la variación de los patrones del fitoplancton.

Los resultados demostraron que el nitrógeno inorgánico disuelto y el fosfato fueron los principales factores que afectaron a la comunidad fitoplanctónica a lo largo del KE (Wang et al., 2021).

Según la visión clásica, los remolinos ciclónicos recién formados estimulan la productividad en entornos oligotróficos al aumentar el suministro de nutrientes a las aguas superficiales (Falkowski et al., 1991; McGillicuddy et al., 1998). También se ha observado que los remolinos ciclónicos afectan a la composición de las especies (Coria-Monter et al., 2014), a la fisiología (Bibby et al., 2008) y al ciclo del nitrógeno (Stramma et al., 2013).

Hubo varios remolinos de mesoescala (remolques anticiclónicos, remolques ciclónicos y recirculaciones), que caracterizaron principalmente la hidrodinámica de la zona. Estos remolinos de mesoescala desempeñan un papel importante en los ciclos y flujos biogeoquímicos en esta zona de transición entre las aguas subárticas y subtropicales (Wang et al., 2021).

Los resultados de este estudio mostraron que la interacción de las corrientes de Oyashio y Kuroshio no sólo causó cambios en los procesos físicos clave, como en los cambios en la profundidad de la capa mixta (MLD) y la Zeu (La profundidad eufótica es la profundidad a la que la intensidad de la luz es el 0,6% de la irradiación de la superficie (Chen et al. 2007)), sino que también afectó y controló los perfiles químicos en las aguas superiores. En concreto, la corriente de Oyashio enriqueció los nutrientes y el DO, y el MLD se hizo más superficial en la región, mientras que la de Kuroshio se asoció con la disminución de nutrientes y el MLD se hizo más profundo, lo que dio lugar a una mayor abundancia de fitoplancton y Chl a en el norte del KE en comparación con el sur del KE.

- La fauna y las corrientes

La Zona de Transición de Kuroshio-Oyashio (KOTZ), es conocida por ser un caladero muy productivo. Las aguas de Oyashio, ricas en nutrientes, sustentan grandes poblaciones de pequeños peces pelágicos (por ejemplo, el saurio del Pacífico y la sardina japonesa), mientras que las cálidas aguas del Kuroshio les proporcionan zonas de desove en invierno. Los pequeños peces pelágicos migran estacionalmente entre las aguas de Kuroshio para desovar y las aguas de Oyashio para crecer en KOTZ. En otoño, los barcos de pesca de la región de Tohoku pueden capturar peces gordos que migran de las aguas de Oyashio a las de Kuroshio en su océano vecino. La KOTZ también es importante para la propia población de peces. El reclutamiento del saurio del Pacífico varía con la productividad de primavera en esta región a través de la tasa de supervivencia de las larvas (Ichii et al. 2018) (Nishikawa et al., 2020).

El impacto de las fluctuaciones decenales de la AMO sobre la ZPNT (North Pacific transition zone) y el ecosistema marino está bien documentado. Se ha comprobado que la migración estacional de las tortugas juveniles está influenciada por los cambios decenales en la ubicación media de la NPTZ en relación con la posición del KOE y las fases de la Oscilación Decenal del Pacífico (PDO) (Mantua et al. 2002; Ascani et al. 2016). Cuando la PDO está en fase positiva, es decir, un valor positivo del índice asociado, la KOE se debilita permitiendo a los neonatos desplazarse hacia el norte donde encuentran aguas más productivas. Por el contrario, durante una fase negativa del PDO, el KOE se fortalece y los neonatos se desplazan hacia el sur en las aguas menos productivas del giro subtropical (Giacomo Navarra et al., 2021).

Alertamos de que el calentamiento global puede tener graves repercusiones en la distribución y las poblaciones de peces en la región de Oyashio y Kuroshio. En la actualidad, muchos peces realizan la migración estacional entre la región de Kuroshio y Oyashio. Si su ecología migratoria depende de la temperatura, el calentamiento de Oyashio influirá en ella (Nishikawa et al., 2020).

La riqueza de nutrientes en el agua del Oyashio es suministrada por la mezcla vertical en la región del Oyashio aguas arriba. El calentamiento drástico del agua de Oyashio posiblemente cambiará el ciclo de los nutrientes (Nishikawa et al., 2020).

Estudios anteriores ya han observado que las corrientes fronterizas occidentales, como la KOE, probablemente se están desplazando hacia el polo y se están intensificando como resultado del calentamiento del clima (Yang et al. 2016; Lorenz 2014), sin embargo, sigue sin estar claro si estos cambios en la media también van seguidos de un cambio en la variabilidad, lo que puede tener impactos aún más importantes en las poblaciones marinas (Sydeman et al. 2013). Anteriormente se ha examinado un cambio en la circulación atmosférica del Pacífico Norte. Vallis et al. (2015) encontraron una correlación entre la expansión de la célula de Hadley y el desplazamiento hacia el polo de los vientos del oeste y la correspondiente huella de circulación oceánica. Una explicación que ofrecen Chen et al. (2008), sostiene que, como consecuencia del calentamiento global, aumenta la velocidad de fase de los remolinos atmosféricos de latitudes medias. Esto conduce a un desplazamiento hacia el polo del flujo de los remolinos y, en consecuencia, de los vientos del oeste (Giacomo Navarra et al., 2021).

La Corriente de las Agujas

La gran corriente de Agujas constituye el sistema límite occidental de la circulación en el océano Índico meridional. A diferencia del flujo de giros subtropicales comparables en otras cuencas oceánicas, las fuentes de la corriente de Agujas están interrumpidas por una barrera sustancial: la isla de Madagascar. Esto conduce a la formación de dos flujos menores en el límite occidental, la corriente de Madagascar oriental y la deriva de Mozambique. Una vez constituida por completo frente a la costa del sureste de África, se puede considerar que la corriente de las Agujas propiamente dicha consta de dos partes distintas: la corriente del norte y la del sur (Lutjeharms et al., 2018).

La parte norte fluye a lo largo de una plataforma continental escarpada y su trayectoria es extremadamente estable. Al norte, la circulación giratoria está cerrada por la Corriente Ecuatorial del Sur que se encuentra entre los 10 y 25S y transporta el agua de este a oeste. La parte meridional fluye a lo largo de la amplia plataforma del Banco de las Agujas y, por el contrario, serpentea ampliamente. Al sur del continente africano, la corriente de Agulhas retrocede en un bucle cerrado, y la mayor parte de sus aguas fluyen posteriormente hacia el este en forma de corriente de retorno de las Agujas. El flujo de la corriente de Agulhas está fuertemente influenciado y dirigido por la topografía del fondo (Lutjeharms y van Ballegooyen, 1984; Siedler et al., 2001). Este retorno de las Agujas fluye de vuelta al Océano Índico Sur a lo largo de la Convergencia Subtropical. 

La gran estabilidad de la Corriente de Agulhas del norte y su característico Pulso de Natal crea un entorno dinámico en el que las perturbaciones de mesoescala pueden tener profundos efectos circulatorios aguas abajo.

El límite sur de la circulación es la Convergencia Subtropical. Este fuerte frente termohalino situado aproximadamente a 41ºS separa los flujos y masas de agua característicos del giro subtropical y los de la Corriente Circumpolar Antártica que se encuentra al sur (Lutjeharms et al., 2018).

La configuración del bucle es inestable y, a intervalos irregulares, se pellizca para formar un anillo de Agujas separado. Estos anillos, que transportan agua cálida y salada del océano Índico, derivan hacia el océano Atlántico Sur. Algunos cruzan el ancho total de este océano en los siguientes 2 o 3 años, mientras que muchos se disipan a los 5 meses de haberse desprendido. Todo esto genera una considerable turbulencia de mesoescala en forma de meandros y una variedad de remolinos (Lutjeharms et al., 2018).

 

Representación de la corriente de Agujas. En ella, entre otros aspectos, se pueden observar los anillos que se escapan de la corriente en sentido oeste hacia el Atlántico. Imagen obtenida de saeon

Históricamente, la corriente de Agujas fue una de las primeras corrientes oceánicas que recibió una gran atención científica. Ya desde 1766, el comandante James Rennell, uno de los principales geógrafos británicos de la época realizó ciertos estudios, o los marinos holandeses de la década de 1850. Este interés desde hace tanto tiempo estaba motivado exclusivamente por cuestiones náuticas. La corriente de Agujas constituía un formidable obstáculo para los barcos que navegaban hacia la India y el Este. Actualmente esta corriente vuelve a generar un gran interés en la comunidad científica, pero por motivos diferentes a los de la antigüedad.

Se ha demostrado que el sistema de la Gran Corriente de las Agujas tiene una marcada influencia en la variabilidad del clima sobre el subcontinente africano meridional. También se ha demostrado que esta corriente es un eslabón clave en los intercambios de agua entre las cuencas oceánicas y, por tanto, probablemente tenga un papel especial en la influencia de los océanos en el clima global (Lutjeharms et al., 2018).

El movimiento medio del aire sobre el Océano Índico Meridional está dominado por una circulación anticiclónica a gran escala en torno a un sistema de alta presión centrado al sureste de la isla de Madagascar. Este flujo es generalmente más fuerte en el verano austral que en el invierno. Una banda de vientos mínimos se extiende a través de este océano a 35S.

Según el transporte analizado, el 30% del flujo de volumen de la corriente de Agujas procede del este de Madagascar, sólo 13% viene a través del Canal de Mozambique, y el 67% se recircula en un subgiro del Océano Índico Sudoccidental. Sin embargo, hay que tener en cuenta que la afluencia desde el este de Madagascar no procede necesariamente de la Corriente de Madagascar Oriental (Lutjeharms et al., 2018).

Algunas de las plumas superficiales generadas por los meandros en el extremo sur de la corriente de Agujas son arrastradas más allá del borde occidental del Banco de Agujas. Están presentes alrededor del 60% del tiempo y transportan importantes cantidades de calor que se pierden rápidamente en la atmósfera, mucho más fría. También transportan grandes cantidades de sal al año hacia el Atlántico Sur, una cantidad de sal superior a la de las aguas ya presentes allí. Tienen una media de 50 km de ancho y 50 m de profundidad.

La energía cinética de los remolinos medida es mayor aquí que en cualquier corriente límite occidental comparable, como la del Kuroshio o la corriente del Golfo. Esto se debe a una serie de rasgos dinámicos de la retroflexión de la corriente. En primer lugar, la continua penetración hacia el oeste de la corriente de retroflexión de las Agujas en el Océano Atlántico Sur provoca niveles sustanciales de variabilidad.

Una de las principales consecuencias del cambio climático antropogénico es el calentamiento atmosférico y de las aguas oceánicas, que provoca el aumento de la formación de anillos y de los vientos del oeste, lo que aumenta la fuga de Agujas.

Un 40% de los anillos parece no salir nunca de la cuenca del Cabo, una región muy turbulenta de la costa sureste de África, sino que se desintegran aquí.

La rápida disipación de estos rasgos significa que una parte considerable de todo el exceso de sal, calor, energía y vorticidad transportado por los anillos, se deposita exclusivamente en este rincón del Atlántico Sur. Los anillos restantes parecen tener una vida de entre 2 y 3 años. Se desplazan hacia el oeste a lo largo de toda la anchura del océano Atlántico Sur, ligeramente a la izquierda del flujo general de fondo. Algunos de ellos interactúan con el frente de afloramiento de la costa sureste de África. Estos anillos de Agujas desempeñan un papel crucial en el intercambio de aguas entre los océanos Índico y Atlántico Sur (Lutjeharms et al., 2018).

Las principales vías de propagación de los anillos en el Océano Atlántico son la Corriente de Benguela, la Corriente Ecuatorial del Sur y el Norte de la Corriente de Brasil (Lutjeharms et al., 2018).

La Corriente de Australia Oriental

La Corriente de Australia Oriental (EAC en inglés), es la corriente límite occidental del Pacífico Sur. Con origen en el ecuador, es una capa límite occidental muy dinámica del Giro del Pacífico Sur, y se caracteriza por una temperatura superficial del mar (TSM) más cálida frente a la costa oriental de Australia. Entre las corrientes limítrofes occidentales, la EAC es única, ya que presenta una variabilidad espacio-temporal muy elevada.

Transporta agua cálida y pobre en nutrientes hacia el sur a lo largo del borde de la plataforma continental del este de Australia (Mata et al., 2000; Ridgway y Dunn, 2003). En la región de la EAC, la biomasa de fitoplancton es baja en relación con los niveles encontrados en latitudes similares en el hemisferio norte (Chen et al., 2021).

Los remolinos son características omnipresentes de la EAC meridional y afectan a la biogeoquímica de la región. Frente a la costa oriental de Australia, los remolinos se forman con mayor frecuencia entre los 32 y 39°S, donde la corriente se separa de la costa (Morrow et al., 1992; Everett et al., 2012). Los grandes remolinos se desprenden de la EAC cerca de los 32°S cada 100 días aproximadamente, como resultado de la propagación hacia el sur de las anomalías de presión a nivel del mar que hacen que la EAC se fortalezca transitoriamente (Mata et al., 2006). Los abundantes remolinos de mesoescala en esta región, que tienen escalas espaciales de 100 a 200 km de diámetro, tienen una rotación más rápida y mayores anomalías de la biomasa de Chl-a superficial, la temperatura y el nivel del mar que los remolinos promedio globales (Everett et al., 2012; Roughan et al., 2017). También aparecen pequeños remolinos ciclónicos de corta duración, conocidos como remolinos frontales, en el sur de la EAC, especialmente en el lado de tierra del chorro con una topografía de fondo menos profunda. Aunque son pequeños, los remolinos frontales pueden ser importantes desde el punto de vista biológico como incubadoras planctónicas, reteniendo los nutrientes costeros arrastrados y las especies larvarias, y sosteniendo la productividad primaria a través del afloramiento de nutrientes (Roughan et al., 2017).

 

Representación de las corrientes predominantes en Australia. Imagen obtenida de redmap

Un muestreo in situ limitado ha encontrado que la comunidad de fitoplancton dentro de un remolino ciclónico muestreado en primavera es más diversa, y está compuesta por células más grandes, en comparación con la EAC circundante (Doblin et al., 2016). En un anticiclón muestreado en verano se observó una concentración máxima de Chl-a ligeramente superior y un mayor predominio de diatomeas en su centro en comparación con su borde (Jeffrey y Hallegraeff, 1980).

Una explicación para las elevadas concentraciones de Chl-a consiste en la advección de Chl-a desde las aguas costeras. Hubo un rasgo de alta Chl-a aguas arriba de la estación del borde del joven anticiclón que se extendió a la región entre los dos remolinos del norte. Las fuertes velocidades horizontales podrían haber hecho avanzar esta característica de Chl-a desde la costa hasta la región de estudio. Se han observado procesos advectivos similares asociados a un dipolo de remolino (es decir, el acoplamiento de un ciclón y un anticiclón) en la corriente de Brasil (Arruda y da Silveira, 2019). La baja salinidad superficial y el bajo ácido silícico superficial observados entre los remolinos apoyan aún más la teoría de que esta característica podría haber sido de origen costero, por ejemplo, influenciado por la entrada de los ríos (Chen et al., 2021). La mezcla convectiva profunda podría ser otra de las causas de esa aparición de aguas ricas en nutrientes en los remolinos. De hecho, las mayores concentraciones de amoníaco, una especie de nutriente reciclado, en toda la capa mixta del antiguo anticiclón apoyan la hipótesis de la mezcla convectiva. Es de esperar que la mezcla profunda lleve nutrientes reciclados desde aguas más profundas hacia la superficie.

La conclusión es que el segundo «reverdecimiento» y el aumento de las concentraciones de amoníaco en el antiguo anticiclón se explican mejor por la segunda hipótesis, que propone que la mezcla convectiva en respuesta al enfriamiento condujo a la profundización de la capa mixta, sobre todo en el remolino estudiado más al sur, debido a su desplazamiento hacia el polo. Esta hipótesis, que es coherente con el mecanismo propuesto para explicar la elevada productividad en los remolinos anticiclónicos del océano Índico (Dufois et al., 2016; He et al., 2017), puede explicar todas las propiedades físicas y biogeoquímicas observadas en el antiguo anticiclón. Sin embargo, el arrastre de aguas mareales mezcladas hacia el remolino, así como el reciclaje activo de nutrientes en la capa mixta (hipótesis iii y iv), pueden haber desempeñado papeles adicionales. Por ejemplo, es posible que un evento de arrastre inicial a mediados de marzo fuera seguido o incluso condujera a una mezcla convectiva (Chen et al., 2021).

Las corrientes también se ven afectadas por las estaciones, y pueden producir cambios en sus amplitudes, profundidades, trayectorias, etc. La Corriente de Australia Oriental sufre estas influencias, presenta ciclos estacionales, acercándose más a la costa en el verano austral que en invierno. La distancia máxima entre el EAC y la costa suele producirse durante el invierno y oscila entre 30 y 40 km. Por el contrario, la distancia mínima suele producirse durante el verano, oscilando entre 15 y 25 km. Otros análisis espaciales indican que la EAC sufre un desplazamiento estacional aguas arriba de los 29°40′S y un ensanchamiento estacional aguas abajo (Xie et al., 2021).

A lo largo de su trayectoria principal frente al margen sureste de Australia, la EAC invade con frecuencia la plataforma continental. Esta intrusión hacia la costa cambia significativamente la dinámica biofísica de la plataforma continental en la región. Por lo general, la intrusión de EAC impulsa el levantamiento de la capa inferior costera o el afloramiento a través del bombeo de Ekman (la fuerza que produce el viento sobre la superficie del mar genera movimientos de ascenso y descenso en la columna de agua), que a su vez cambia la temperatura de la plataforma y la dinámica de los nutrientes. Además, la intrusión de la EAC intensifica el flujo superficial a lo largo de la costa, genera una corriente vertical (superficie-fondo) y acaba induciendo circulaciones en la plataforma continental adyacente. Las ramificaciones ecológicas de la intrusión costera de la EAC son, por tanto, amplias y de gran alcance.

Los resultados del estudio de Xie et al., (2021) indicaron que, en verano, la EAC presenta un ensanchamiento considerable de ~10 km, una magnitud que coincide con estudios recientes. Como los resultados se derivaron de la cartografía cuantitativa utilizando un conjunto de datos de 26 años de duración con una gran cobertura espacial, los investigadores están seguros de que, aguas abajo de ~29°40′S, la intrusión estacional hacia la costa de la EAC se debe a su ensanchamiento estacional. Este ensanchamiento de la EAC se debe probablemente a la actividad estacional de los remolinos, a la luz de las crecientes evidencias de un aumento de la energía cinética de los remolinos en esta zona durante el verano.

Sin embargo, aguas arriba de ~29°40′S, los resultados revelan un mecanismo diferente, indicando que el cambio estacional de la trayectoria de la EAC es el principal impulsor de la intrusión estacional hacia la costa de la EAC. Observamos una diferencia insignificante (~1 km) de la anchura de la EAC entre el verano y el invierno. Por el contrario, observamos un desplazamiento considerable de la trayectoria de la EAC (línea central) que se encuentra en promedio ~8 km más cerca de la costa en verano que en invierno (Xie et al., 2021).

El gradiente de temperatura a través de la plataforma es mayor en verano (hasta 5°C) acentuado por el afloramiento que hace descender las temperaturas costeras, y la penetración hacia el polo de la EAC que aumenta las temperaturas en alta mar. Se ha observado un gradiente de temperatura similar más al norte, a 30°S, donde se ha medido un gradiente de temperatura de hasta 7°C desde la costa hasta el núcleo de la EAC. En otoño, las temperaturas eran más bajas y las velocidades más débiles en magnitud entre 32°S y 33,5°S. Durante la primavera, el patrón se invirtió, y la lengua de temperaturas cálidas comenzó a extenderse más al sur después de estar restringida al dominio norte durante el invierno (Ribbat et al., 2020).

Como curiosidad, esta corriente es la que utilizaron los protagonistas de la película «Buscando a Nemo» (2003), de Disney, cuando se unen en su viaje con las tortugas marinas.

Conclusión

Como se ha podido ver a lo largo del post, cada corriente es única y posee unas características propias, que influyen tanto en las condiciones oceánicas, climáticas, fisico-químicas… de la zona.

En este artículo hemos visto algunas de las corrientes más importantes del planeta y sus principales características, pero estas son solo una parte de todas las que existen a lo largo de los mares y océanos. También hemos conocido la importancia que tienen tanto para las condiciones oceánicas, la fauna y su reproducción, la cantidad de fitoplancton presente, etc como con los procesos meteorológicos, que influyen directamente en los continentes. Por todo ello, es muy importante conocer la relevancia de las corrientes y sus dinámicas globales, no solo para comprender mejor el océano, sino el planeta en conjunto.

Espero que este post haya cumplido esa función, y salgáis de él con algún nuevo conocimiento o dato interesante.

Y recuerda…

«Mantén tus creencias a flote»

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