III. LA TEMPERATURA EN EL MAR
EL PRINCIPAL aporte calor�fico que tiene el agua del mar est� representado por las radiaciones energ�ticas que le llegan del Sol. Su calor espec�fico tiene un valor elevado en comparaci�n con el calor espec�fico de las dem�s 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 espec�fico, en general, la cantidad de calor necesario para aumentar en un grado cent�grado la temperatura de un gramo de agua.
Esta gran capacidad de los oc�anos para conservar el calor permite que la temperatura sea m�s estable en el mar que en los continentes, siendo en aqu�l menos marcados sus cambios a trav�s de las cuatro estaciones del a�o.
Otras fuentes de calor para el oc�ano son: la energ�a solar reflejada por el cielo, el calor original del interior de la Tierra, el que se desprende de la desintegraci�n radiactiva, y la energ�a derivada de los procesos qu�micos y biol�gicos que se realizan en el seno del oc�ano.
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 penetraci�n de estas radiaciones depende principalmente de la turbiedad, es decir, de la cantidad de materia s�lida que se encuentra en suspensi�n.
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 lim�trofe en donde se presenta un r�pido descenso de la temperatura, llamada termoclina, que divide a estas aguas superficiales, menos densas y menos salinas, de las aguas de las profundidades, m�s fr�as, densas y salinas.
En los oc�anos, las termoclinas no son bruscas ni est�n 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
a�o. En las aguas templadas de las latitudes medias se localizan a un poco m�s
de profundidad, siendo un fen�meno 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. Distribuci�n de la temperatura en aguas marinas superficiales.
En las latitudes ecuatoriales si la temperatura del agua es de 26�C en la superficie, suele ser s�lo de 15�C en la termoclina que se encuentra a 150 metros de profundidad, desde all� disminuye la temperatura lenta pero constantemente, hasta llegar al fr�o del abismo.
En general, cuando en los oc�anos se alcanzan profundidades de 1500 metros o mayores, la temperatura del agua puede ser menor de 4�C, en cualquier parte del mundo, independientemente de la temperatura superficial. En las profundidades de los abismos, a 11 kil�metros, hay una temperatura menor a 2�C, escasamente arriba del punto de congelaci�n del agua salada, que para una salinidad de 25% es de menos 1.33�C.
A veces, la temperatura del fondo del oc�ano baja m�s all� del punto de congelaci�n, pero esa condici�n 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, presi�n y circulaci�n del agua.
Tomando en cuenta la temperatura de todos los oc�anos y las diferentes profundidades, se ha fijado la temperatura media del agua marina en 4�C con valores que van desde menos 2�C hasta 32�C.
En la superficie de las aguas marinas tropicales, la temperatura m�nima es de 20�C, la m�xima de 30�C y la media de 27�C; en las subtropicales, 16�C como m�nima, 27�C como m�xima y 22�C como media; en las aguas boreal y antiboreal, la m�nima es de l�C, la m�xima de 17�C y la media de 11�C; en el �rtico y Ant�rtico, la m�nima va de menos 3 a l�C, la m�xima es de 9�C y la media de menos 1 a 5�C.
Se presentan variaciones anuales de temperatura en las capas superficiales del oc�ano, que dependen de la absorci�n del calor recibido del exterior, registr�ndose un m�ximo al comienzo del oto�o y un m�nimo al inicio de la primavera. Tambi�n se presentan cambios debido a la profundidad de las aguas, observ�ndose que las modificaciones son mayores en la superficie y conforme aumenta la profundidad las variaciones se aten�an progresivamente hasta no registrar ninguna variaci�n 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 peque�as, del orden de los 2�C en el ecuador y en los polos; las mayores, de unos 18�C, se han observado en el Atl�ntico norte y en el Pac�fico norte.
Tambi�n se ha presentado variaciones de la temperatura del agua del mar a trav�s de largos periodos de tiempos en determinadas regiones del oc�ano. Por ejemplo, en el Atl�ntico norte se ha podido registrar un ligero calentamiento de sus aguas que se inici� a partir del a�o 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 m�s templadas, ocasionando con ello movimientos llamados conectivos, lo que produce la homogeneidad de las temperaturas. La distribuci�n de las masas de agua del oc�ano 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 m�s calientes se encuentran en la superficie. Estas variaciones en temperatura y densidad tienen una influencia trascendental en todos los procesos f�sicos, qu�micos y biol�gicos.
Otro tipo de cambios en la temperatura del agua del mar son las variaciones diurnas, que s�lo se notan en las capas superficiales, ya que en la profundidad son pr�cticamente nulas. En pleno oc�ano, oscilan de 2 a 4 d�cimas de grado cent�grado, pero cerca de algunas costas pueden llegar a ser varios grados. Las variaciones diurnas dependen de las condiciones meteorol�gicas locales siendo mayores cuando el d�a presenta un cielo limpio y sin viento, disminuyendo cuando �ste sopla y existe nubosidad; y de los cambios de temperatura de la atm�sfera entre el d�a y la noche. Generalmente �stas son m�s evidentes en verano que en invierno.
La temperatura del agua del oc�ano desciende conforme los mares est�n m�s cerca de los polos, en donde, en el mar abierto, se alcanzan temperaturas superficiales aproximadamente de 6 d�cimas de grado cent�grado, encontr�ndose ya cerca del punto de congelaci�n del agua salada. A medida que se congela el agua de estos mares se desprende de la sal que contiene; as�, las part�culas de hielo que se forman en el fondo de las aguas polares tienden a flotar, por ser m�s ligeras que el agua que las rodea, y llegan hasta la superficie.
En el Ant�rtico el clima extremoso que se manifiesta en invierno enfr�a al mar, form�ndose una capa de hielo de agua dulce sobre la superficie y otra muy densa de agua salada y fr�a en el fondo. Por su peso esta agua profunda resbala lentamente sobre la plataforma submarina que rodea la Ant�rtica y cae en el abismo del mar abierto, convirti�ndose en la Corriente del Fondo del Ant�rtico.
En los mares polares la superficie se cubre de peque�os cristales por la acci�n del viento fr�o que sopla en el invierno. Estos cristales, en forma de escamas, de 2 a 4 cent�metros 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 cent�metros de espesor no soporta el peso de un hombre; en cambio el hielo de agua dulce del mismo espesor resiste cargas m�s considerables.
Cuando se incrementa el fr�o, el hielo aumenta de espesor, los bloques sueltos se sueldan entre s� y se forma la denominada banca polar o pack-ice, que impulsada por el viento, inicia su migraci�n alrededor del continente Ant�rtico o su lenta deriva hacia el ecuador. En primavera, por la acci�n 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 oto�o se conservan porciones en forma de hielo abarrancado, ondulado, de color oscuro, llamado hielo viejo, muy diferente del hielo nuevo, que se forma cada a�o y que es claro y de superficie lisa.
Adem�s de esta banca polar formada por agua marina helada, existe otra categor�a 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 extensi�n del Continente Polar, a partir de los glaciares, se originan los grandes icebergs ant�rticos que presentan forma tubular, y algunos alcanzan gigantescas dimensiones, por ejemplo: 10 kil�metros de ancho, 100 kil�metros 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 �rtico tienen formas menos regulares; raramente poseen la tubular. Proceden del casquete glaciar de Groenlandia, y descienden hacia el sur, empujados por la corriente fr�a del Labrador, constituyendo un grave peligro para la navegaci�n. Claro ejemplo de este peligro es el conocid�simo accidente que sufri� 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
direcci�n, debido a que la parte sumergida del iceberg es muy profunda y �ste
es movido por corrientes submarinas de direcci�n distinta a la del viento, que
es el que mueve la banca.
Una vez librados de la banca polar, los icebergs del Ant�rtico suben al norte donde van encontrando aguas cada vez m�s calientes, que aceleran su fusi�n. Si la fusi�n es m�s r�pida en el agua que en el aire, el iceberg se voltea y se disuelve con mayor rapidez. Cuando llega al estado final de su destrucci�n, no queda nada de la colosal imagen que ten�a al desprenderse de su glaciar madre y las corrientes inician su desplazamiento hacia el ecuador.
Mientras los parajes del Polo Sur est�n constituidos por un vasto continente, rodeado por el Oc�ano Ant�rtico formados por los mares de Wedell, de Amundsen, de Ross, entre otros, y limitados por los tres oc�anos: Pac�fico, Atl�ntico e �ndico; los del Polo Norte se encuentran en un mar interior llamado Oc�ano Glacial �rtico. La mayor parte de la superficie de este oc�ano se halla recubierta por los hielos, que forman la banca polar, en la cual no existen corrientes violentas y sus desplazamientos s�lo los caracteriza una lenta deriva que va del Pac�fico al Atl�ntico.
A la banca polar que recubre la mayor parte de los mares �rticos como los de Laptev, Siberia Oriental, Beaufort, Groenlandia, Barents y Kara, en conjunto se le ha llamado "Mediterr�neo �rtico". En este oc�ano se presenta una corriente de lento movimiento que hace derivar los hielos del estrecho de Behring hacia el Atl�ntico, donde se funden. Esta deriva fue comprobada entre 1893 y 1896 por el barco noruego Fram, el cual despu�s 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 m�s baja para congelarse, y se forma durante el invierno; al llegar el verano se funde parcial o totalmente.
Por la retenci�n y aporte de agua, la funci�n de la banca polar y de los icebergs es importante en los fen�menos oceanogr�ficos, 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 kil�metros; en caso de derretirse, el agua liberada elevar�a 75 metros el nivel de todos los oc�anos.
Los icebergs deben evitarse siempre durante la navegaci�n y, curiosamente, es posible hacerlo a trav�s de la banca polar utilizando los llamados barcos rompehielos. Uno de los m�s famosos es el rompehielos sovi�tico Lenin, propulsado por energ�a at�mica: puede romper capas de hielo de hasta 6 metros de espesor, reblandeci�ndolas por medio de agua caliente, abri�ndose paso con su acerada proa impulsada por el peso del buque y la acci�n de grandes propelas.
Esta din�mica de la temperatura en el oc�ano se complementa cuando �ste pierde calor por la irradiaci�n directa de la superficie del mar hacia la atm�sfera. Por esta raz�n el oc�ano es un gran termorregulador que tiene una marcada influencia en los climas del planeta. Este intercambio de calor entre el mar y la atm�sfera se incrementa por las corrientes que son m�s activas en la superficie del mar, ya que la difusi�n del calor es m�s r�pida cuanto mayor es el grado de turbulencia de las mol�culas que forman el agua del mar; por ejemplo, la corriente de Kuro-Shivo en el Pac�fico occidental, al llevar un gran volumen de agua en movimiento, transmite a la atm�sfera mucho calor desde las aguas ecuatoriales hasta las latitudes altas.
Otro proceso que interviene en la din�mica de la temperatura oce�nica es la evaporaci�n, que desempe�a el papel principal en los cambios t�rmicos entre la atm�sfera y el mar. La evaporaci�n 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 oc�ano a la atm�sfera.
Desde el punto de vista meteorol�gico, la evaporaci�n causa la formaci�n de nubes, nieblas, precipitaciones atmosf�ricas y las variaciones t�rmicas del aire. El ocean�grafo alem�n W�st obtuvo, en 1936, el valor medio de la evaporaci�n en la superficie del mar, al que asign� la cifra de 93 cent�metros por a�o; para toda la masa oce�nica este valor representa 334 000 kil�metros c�bicos de agua por a�o, de los cuales retornan al mar, directamente en forma de precipitaciones atmosf�ricas, 297 kil�metros c�bicos, mientras que los otros 37 caen sobre los continentes, para volver, por las corrientes fluviales, al mar, de donde la evaporaci�n los vuelve a transformar en nubes.
En las regiones templadas y polares, tanto la evaporaci�n como la transferencia de calor son mayores en invierno que en verano, ya que en esa �poca el mar es m�s caliente que la atm�sfera.
Estos cambios de temperatura de las aguas oce�nicas no s�lo influyen en la din�mica del mar y de la atm�sfera, sino que constituyen uno de los factores principales que intervienen en la distribuci�n de los organismos marinos, la forma de los seres vivos y la velocidad con que se llevan a cabo sus reacciones metab�licas. Por todo esto es importante contar con los mapas que describan las caracter�sticas de la temperatura de las aguas del oc�ano.
Para construir estos mapas, los ocean�grafos f�sicos, utilizando b�sicamente los term�metros de mercurio, los term�metros el�ctricos y los batiterm�grafos, han establecido las relaciones de la temperatura en diferentes �reas del oc�ano, uniendo los puntos que presentan la misma temperatura con l�neas continuas llamadas isotermas.
