http://www.ingeba.org/ikerketa/esgesoa4/2011%20Ingeba%20Charla%20Agua%20Mar%20Texto.pdf
LAS
AGUAS MARINAS
Dr. Miguel Ibáñez
Introducción:
El presente
artículo refleja un resumen del contenido de una charla impartida el día tres
de mayo del 2011, dentro del ciclo “EL AGUA: NATURALEZA Y GESTIÓN”.
Dada la
extensión de la materia, se ha optado por exponer algunas pinceladas superficiales
sobre los principales temas relacionados con las características oceanográficas
a escala global, profundizando en algunos casos en detalles que afectan al
Golfo de Vizcaya y al litoral de la Costa Vasca.
Dado el carácter
estrictamente divulgativo de esta charla, hemos reducido al mínimo las
referencias bibliográficas, acotando el vocabulario y restringido al mínimo el
uso de tecnicismos. Finalmente hemos seleccionado alguna de las imágenes
proyectadas en la charla, conservando su formato original, y que sirven para
ilustrar los comentarios expuestos en el texto.
1.-
El origen del agua de los océanos.
La molécula de
agua procede de la unión de dos átomos muy comunes en el Universo: por una
parte el Hidrógeno, elemento primigenio y que todavía, tras 13.700
millones de años después de su formación, es el más abundante en nuestro
Universo, y el Oxígeno, uno de los primeros átomos formados en la
nucleosíntesis que tiene lugar en el interior de las estrellas.
Así pues, cuando
tras la explosión de una estrella donde se ha producido el ciclo C-O-N, los
átomos de oxígeno son liberados al espacio, se produce su unión con el
hidrógeno dando lugar a moléculas de agua primigenias (Figura 1).
Figura 1
En el planeta
Tierra, la mayor parte del agua se encuentra en los océanos (97%) y solamente
el 3% restante está disponible como agua dulce en los casquetes polares, capas
freáticas, lagos, ríos y atmósfera (Figura
2).
Figura 2
Así pues cuando
hablamos del agua en nuestro planeta, fundamentalmente nos referimos a las
aguas marinas que recubren el 71% de su superficie con una profundidad media de
3,7 Km., y las dos preguntas que pueden plantearse son, en primer lugar: ¿cuál
es el origen de esta agua?, y la segunda: ¿cuál es la causa de su salinidad?.
El origen del
agua en la Tierra, probablemente esté vinculado con el origen de la vida en
nuestro planeta. En el año 1969 tuvieron lugar dos importantes acontecimientos,
a partir de los cuales comienzan a tomar cuerpo las teorías sobre la formación
del agua en nuestro Planeta. El 8 de febrero caía un meteorito cerca de la
población de Allende en el estado de Chihuahua en México, y pocos meses más
tarde otro meteorito impactaba cerca de la ciudad de Murchison en Australia, el
28 de septiembre (Figura 3). En ambos
casos estos objetos existían antes de que se hubiera formado el Sistema Solar,
y los análisis químicos realizados, especialmente en el segundo de ellos,
revelaban la presencia de agua, aminoácidos y bases nitrogenadas, componentes
básicos de los seres vivos, de forma que comenzó a tomar cuerpo la teoría de
que tanto el agua como los componentes básicos para la vida, habían llegado a
la Tierra a través de grandes meteoritos o asteroides.
Figura 3
Posteriormente
se postuló con la hipótesis de que la mayor parte del agua terrestre podía
provenir del impacto de grandes cometas cargados de agua en los instantes
inmediatamente posteriores a la consolidación del Planeta, pero esta teoría ha
sido recientemente descartada a la vista de la relación entre el deuterio y el
hidrógeno presentes en el agua de los cometas, que resultas ser el doble de lo
observado en la Tierra, mientras que en el agua encontrada en meteoritos
sólidos la proporción de isótopos se aproxima mucho más a la del agua en el
Planeta. Posiblemente el origen sea mixto, aunque los cometas como mucho
pudieron aportar un 10%, el resto pudo
llegar a través de asteroides cubiertos de hielo que llegaron a la Tierra unos cien
millones de años después de su formación, formando así los océanos que
conocemos actualmente (Albadère, 2009). Hipótesis más especulativas plantean
que la formación de nuestro Planeta pudo tener lugar en una zona más lejana del
Sol y alguna gran colisión la sacó de su órbita y la acercó hasta su posición actual
conservando así la capa de agua que le correspondería de haberse formado en un
ambiente más frío (Figura 4).
Figura 4
Más sencillo
resulta responder a la segunda cuestión referente a la salinidad del agua de
mar, que al principio sería dulce, pero que con el paso del tiempo (más de
4.400 millones de años) ha ido disolviendo los componentes solubles de la
superficie, especialmente los cationes de sodio, y se ha ido enriqueciendo
progresivamente con el aporte volcánico de
sustancias volátiles como el cloro.
Un ejemplo claro
de la evolución de la salinidad lo
tenemos observando el contenido en sales de nuestras propias células, que
presentan valores menores de la mitad de la concentración en sal del agua de
mar. Posiblemente hace dos mil millones de años, cuando como fruto de la
simbiosis de varias procariotas, surgió la primera célula eucariota en los océanos,
esa era la salinidad en los mares del Planeta.
2.-
La Oceanografía.
La Oceanografía
constituye una rama de las Ciencias de la Tierra cuya materia de estudio son
los Océanos desde diferentes perspectivas, y así puede diferenciarse en
Oceanografía geológica, física, química y biológica, más conocida esta última
como “Biología Marina”.
El hombre ha
utilizado los recursos del mar desde el Paleolítico, y podemos encontrar
numerosas referencias a la biología de los seres marinos en los autores
clásicos. Así Aristóteles (s. IV a.C.) en su Historia animalium establece un criterio de clasificación para
las plantas y animales, utilizado hasta el siglo XVIII, y relata una serie de
características y costumbres de animales marinos, unas veces reales, fruto de
la observación, y otras imaginarias. Del siglo primero ha llegado hasta
nosotros la monumental obre del naturalista Plinio el Viejo “Naturalis Historia”
en 27 volúmenes, cuyo libro noveno trata exclusivamente de la fauna marina.
Algo más tarde, el poeta griego Oppiano (s. II-III d.C.) compuso el poema Halieutica
sobre los peces y la pesca entre los años 177 y 180 de nuestra Era; el primer
tratado de biología pesquera y de técnicas de captura de peces, y ¡escrito en
verso!.
En el Renacimiento el francés Guillermo Rondelet publicó en 1554-5 el “Libri de piscibus marinis in quibus verae piscium
effigies expressae sunt” traducido al francés dos años más tarde con el título “L'histoire
entière des poissons”. A pesar de su título, incluye numerosas referencias
a invertebrados y mamíferos marinos, y no sólo los describe en su aspecto
externo, sino que como en el caso del erizo de mar, llega a hacer una detallada
descripción de su estructura interna (Figura 5). Otra obra de esta época
es “De Piscibus” del italiano Ulises Aldrovandi, y tal como ocurre con
el libro de Rondelet, ambos recogen la información de los autores clásicos e
introducen algunos animales fantásticos inexistentes.
Figura 5
Sin embargo, podemos
considerar que la Oceanografía como ciencia surge con la expedición británica interdisciplinar
del “Challenger”, realizada entre los años 1872 y 1876 con un recorrido de
127.000 Km. a lo largo de todos los océanos del Planeta (Figura 6) y donde se descubrieron 4.700 nuevas especies marinas y
se alcanzó con una sonda la profundidad de 8.200 metros en la fosa de las
Marianas (la máxima profundidad en dicha fosa es de 11.033 metros).
Figura 6
Una aportación
muy importante de esta expedición, y que tendrá su reflejo en la posterior
evolución de ciencias como la Ecología Marina, es que como resultado de la
forzada convivencia las 24 horas del día, que durante largos períodos de tiempo
científicos de distintas especialidades, biólogos, físicos, químicos…, están obligados
a mantener, el contacto permanente favorece la interdisciplinaridad, y comienzan
a relacionarse los datos de naturaleza física, química y biológica. De esta
forma pueden establecerse principios de causalidad entre los diferentes
fenómenos observados, surgiendo así la Ecología Marina como pionera en el campo
de la Ecología (Figura 6).
2.1.-
Oceanografía Geológica.
El Golfo de
Vizcaya aparece como una cuña encajada entre Francia y España, presentando una
acusada disimetría entre sus márgenes meridional (Cantábrico) y septentrional
(Armoricano-Aquitano). Dentro de él, la estructura más significativa es la fosa
abisal de Cap Breton, que discurre paralela a la cornisa cantábrica y se acerca
a la costa francesa frente al accidente geográfico que le da nombre.
Aunque esta fosa
es uno de los primeros cañones submarinos conocidos en los océanos del Planeta,
el estudio batimétrico del Golfo de Vizcaya comenzó en los años cincuenta del
siglo veinte, y a partir de esta información, comenzaron a formularse diversas
hipótesis sobre los orígenes y proceso de formación del mencionado Golfo. Se
intentó explicar en un principio la génesis de la fosa de Cap Breton a través de fenómenos de erosión submarina,
siguiendo la hipótesis de las “corrientes de turbiedad” formulada por Daly en 1936, y que fue seguida
ampliamente por otros autores para explicar, además de los cañones submarinos,
la formación de la facies Flysch.
Los intentos de
encontrar en esta fosa corrientes de turbiedad que pudieran ser responsables de
este cañón submarino fracasaron, en cualquier caso la capacidad erosiva de las
corrientes profundas se considera muy pequeña, pero ha podido tener relevancia
en períodos de glaciación y en otras eras geológicas como ocurre con la erosión
regresiva hallada en el cañón de Cap Ferret en el Golfo de Vizcaya.
El Golfo de
Vizcaya viene a ser un modelo reducido de tectónica de placas, donde se dan:
una zona de acreción ya extinguida, grandes fallas transformantes fósiles en
los dominios oceánico y continental, así como un “punto triple”.
Aunque ya
existían trabajos anteriores, es en el año 1971 cuando se aborda en profundidad
la historia estructural del Golfo de Vizcaya en una serie de importantes contribuciones
publicadas en dos volúmenes con el título de “Histoire structural du Golfe de Gascogne”.
En primer lugar,
desde el punto de vista geológico, puede observarse una gran similitud entre el
extremo NW de la cadena Herciniana Ibérica (Galicia) con el macizo Armoricano
francés, sobre todo en repartición y naturaleza de las bandas metamórficas, así
como la similitud entre los diferentes tipos de granitos herciniandos,
similitudes observadas por Barrois y Mac Pherson en 1886, lo cual sugiere que
la parte meridional del macizo Armoricano es la prolongación de Galicia (Figura 7).
Figura 7
Alfred Wegener, autor de la teoría de la deriva continental, fue el que
sugirió por vez primera que la costa Oeste de Francia y la costa Norte de
España estaban unidas antes de la apertura del Golfo de Vizcaya. Dicho
planteamiento se basaba en la similitud entre la orogenia Ibérica Hercínica y
la Armórica francesa, aspecto que haría suponer su pertenencia a una misma
cadena (Wegener, 1922).
Una hipótesis
sobre la formación del Golfo de Vizcaya supone que la apertura del Golfo de
Vizcaya es un fenómeno pasivo resultado de la distensión generada por la
separación del continente africano y Sudamérica durante el Triásico. Tras un
período de calma en el Jurásico, vuelve una gran actividad en el Cretácico
Inferior, donde las tensiones, que se prolongan hasta el Cretácico Superior,
son las responsables de la conformación del Golfo. Es precisamente entre el
Cretácico superior e inferior, concretamente entre el Albiense y el Cenomanense,
cuando se producen los fenómenos de turbiedad relacionados con la formación los
característico Flysch que se alinea paralelamente a la costa, prolongándose
hacia el este al norte de los Pirineos (Figura
8).
Figura 8
En esta época se
produce una ruptura entre el dominio Asturiano y la plataforma de Las Landas,
formándose el cañón de Torrelavega frente a Santander.
Tras la
separación del zócalo herciniano en el Cretácico superior, en el Terciario se
produce un fenómeno inverso de compresión, que da como resultado una
subducción, como consecuencia de la convergencia entre las placas Ibérica y
Europea. Este fenómeno finaliza en el Eoceno medio y tiene cierta relación con
las formaciones pirenaico-alpinas (Figura
8).
Así pues, y como
resultado de esta evolución el margen sudarmoricano queda como un margen pasivo
formado en el Mesozoico y que consta de dos plataformas superpuestas, la
plataforma continental con 170 Km. de anchura y una pendiente del 6%, y una
segunda plataforma entre los 800 y 1200 m. de profundidad; mientras que el
margen cantábrico (límite meridional del Golfo) es notablemente más complejo y
ha sido acortado y deformado entre el Cretácico superior y el Eoceno, con una
plataforma muy corta de 30 a 40 Km. y una abrupta pendiente de 10-12% con
frecuentes cañones encajados en ella.
Estos fenómenos
geológicos tienen sus repercusiones en la pesca de altura, ya que la práctica
inexistencia de plataforma continental frente al cantábrico hace que la
pesquería de arrastre con base en los puertos de Pasajes y Ondárroa centrara
sus esfuerzos en la gran plataforma francesa, pero tras la ampliación de las
aguas jurisdiccionales a las 200 millas a finales de los años setenta del siglo
veinte, la flota arrastrera vasca quedó sin caladeros donde faenar.
2.2.-
Oceanografía Física.
2.2.1.-
Corrientes.
Los
desplazamientos de las masas de agua de los océanos son debidos a diversos
factores que podríamos agrupar en torno a dos tipos diferentes de energía:
mecánica y no mecánica.
En el primer
grupo, la causa fundamental son los vientos, que en definitiva se originan
también por un efecto térmico sobre las capas atmosféricas (Figura 9). Cuando el viento sopla sobre
el agua ejerce una fuerza sobre su superficie en la misma dirección, siendo la
relación entra la velocidad del viento y la de la corriente generada
inversamente proporcional al seno de la latitud, pero la componente de esta
fuerza depende asimismo de la rotación de la tierra (efecto Coriolis) y de la
presencia de barreras continentales.
Figura 9
Un modelo
hipotético de circulación oceánica se superpondría en parte al de la
circulación atmosférica, con una estrecha corriente de W a E en el Ecuador denominada “contracorriente ecuatorial” de
300 a 50 Km de anchura y con un nudo de velocidad, por encima y por debajo,
hasta los 30º N y S respectivamente la corriente fluye hacia el W. Entre los 40
y 50º la corriente vuelve a fluir hacia el E y ya por encima de los 50º
encontramos en las regiones subpolares corrientes producidas por los vientos del
E (Figura 10).
Figura 10
La dirección de
la corriente puede variar en las capas inmediatamente inferiores a las
superficiales por el efecto de la llamada “espiral de Ekman” Una masa de agua
puede considerarse como un conjunto de láminas, la superior impulsada por el
viento empuja a la inferior por rozamiento, así la velocidad de esta última
capa es menor y su sentido se encuentra ligeramente desviado hacia la derecha en el hemisferio norte por
efecto de las fuerzas Coriolis (Figura 11).
Un segundo grupo
de causas no mecánicas o fuerzas internas puede considerarse a las variaciones
de temperatura y salinidad, y por tanto de densidad, que presentan las
diferentes aguas oceánicas, lo cual genera un movimiento de masas de agua. Las
fuerzas internas que generan este tipo de corrientes se denominan
“termohalinas” (Figura 11).
Figura 11
El papel de las
fuerzas externas (vientos) e internas (termohalinas) ha sido motivo de
discusión entre oceanógrafos, así la segunda teoría tuvo más fuerza antes de la
década de los 50 del siglo veinte, posteriormente se puso de moda la primera, y
actualmente se plantea un modelo mixto, así en latitudes medias y bajas, son
los vientos el principal elemento generador de corrientes superficiales debido
a la uniformidad y velocidad de los alisios, mientras que en latitudes altas
las corrientes de densidad tendrían una mayor relevancia.
Las primeras
observaciones sobre las corrientes superficiales del Golfo de Vizcaya datan de
finales del siglo diecinueve y comienzos del veinte. Utilizando botellas de
cristal con un mensaje en su interior lanzadas desde barcos en alta mar, se
observó una deriva hacia el SE y SW con velocidades comprendidas entre las 8 y
30 millas diarias (Figura 12).
Figura 12
Las primeras
botellas utilizadas, al no ir lastradas presentaban el inconveniente de que
eran movidas más por el viento que por las corrientes marinas, y a mediados del
siglo veinte comenzaron a usarse botellas lastradas con arena. Posteriormente
las botellas fueron sustituidas por tarjetas de plástico o plastificadas. Las
tarjetas de politeno de baja densidad tienen una larga duración y pueden cruzar
el Atlántico de un extremo a otro. Por ejemplo una tarjeta enviada en diciembre
de 1976 desde la costa de Nantucked en Massachusetts por la NOAA, fue
encontrada cinco años más tarde en la playa de Ondarreta en San Sebastián. En
la actualidad se utilizan boyas flotantes con radiotransmisores, cuya
evolución, vía satélite, puede seguirse
instantáneamente (Figura 12).
La corriente del
Golfo cruza el Atlántico dirigiéndose hacia el NE y mientras la rama principal
asciende hacia el norte de Europa, otra rama gira al sur de las Islas
Británicas para dirigirse al SE y luego al SW recorriendo el Golfo de Vizcaya
en el sentido de las agujas del reloj.
De lo
anteriormente expuesto podemos deducir un modelo para la circulación general en
el Golfo de Vizcaya influido por la corriente del Golfo, que penetra por el
norte a lo largo de la plataforma continental irlandesa y alcanza Finisterre
(en Galicia) al cabo de más de dos años, lo cual supone una velocidad media de
aproximadamente 1 cm/segundo.
En general el
Golfo de Vizcaya se caracteriza por pequeños gradientes horizontales y por la
gran homogeneidad de las estructuras verticales entre la termoclina principal y
los 500 metros que marcan el límite superior de la influencia del agua de
origen mediterráneo, con unas corrientes superficiales muy débiles.
A finales de los
años 70 del siglo veinte, el Instituto Geográfico Vasco (INGEBA) abordó un
estudio de las corrientes costeras de marea, con el fin de obtener información
acerca de la deriva de los elementos flotantes que constituyen un importante
componente en la contaminación de las playas (plásticos y otros objetos
flotantes de origen antrópico). Se utilizaron tarjetas plastificadas arrojadas
mensualmente desde diferentes puntos del litoral o desde el mar en zonas
cercanas a la costa. De los datos obtenidos se pueden definir dos patrones bien
distintos. Por una parte, en los meses invernales, frente a la cornisa
cantábrica discurre una corriente de W a E que torna en S a N al llegar a la
costa francesa. Para el año 1978 esta corriente alcanzó su máxima intensidad en
los meses de febrero y noviembre. El segundo modelo de circulación se produce
desde mediados de julio a finales de octubre con corrientes de tipo
oscilatorio, siempre paralelas a la costa y con desplazamientos hacia el W en
julio y agosto como consecuencia de los vientos dominantes (Figura 12).
Además de las
corrientes superficiales en las capas profundas del océano también existen
corrientes. En dos lugares situados al W del Atlántico N y en las cercanías de
la Antártida, las aguas superficiales se hunden desde la superficie (Figura 11), con lo que el agua profunda
es muy fría (un poco por encima del punto de congelación) e incluso en los
trópicos se encuentra oxigenada al existir un continuo aporte de agua
superficial a los fondos.
Otro fenómeno a
destacar y que afecta especialmente al Golfo de Vizcaya es la corriente de agua
mediterránea que entra en el Atlántico con un caudal de 30500 Km3 al
año. La topografía del fondo del estrecho de Gibraltar condiciona la
profundidad a la que discurre en una primera etapa la corriente, posteriormente
esta profundidad está condicionada por la densidad del agua atlántica, y a
medida que avanza hacia el norte va ascendiendo a la vez que pierde sus
características propias. La vena de agua mediterránea que atraviesa el estrecho
de Gibraltar a una velocidad de 2,5 m/seg. se divide en varias ramas, una de las
cuales, influenciada por las fuerzas Coriolis progresa paralelamente a la costa
del Golfo de Cádiz y asciende paralela a la costa portuguesa circulando “a
saltos” y con un límite inferior situado entre los 1300 y 1545 m. para penetrar
en el Golfo de Vizcaya donde se va disgregando, formando núcleos de volumen
variable que terminan dispersándose. Al alcanzar el Golfo, la velocidad de esta
corriente se ha reducido a 18 m/hora (Figura
13).
Figura 13
En cualquier
caso, este aporte continuo de agua más salada de origen mediterráneo contribuye
a que el Atlántico sea más salino que el Pacífico. Este modelo actual de
circulación termohalina se inició hace 13,2 millones de años. Antes de esa
fecha no existía agua profunda noratlántica ya que el cierre del Mediterráneo,
ocurrido hace 6,2 millones de años
produjo una disminución en la salinidad en las aguas del Atlántico que
impidió que las masas de agua se hundieran en altas latitudes, hasta que volvió
a abrirse la comunicación con el Mediterráneo a finales del Plioceno.
2.2.2.-
Temperatura.
La temperatura
del agua de mar juega un papel importante en la distribución y desarrollo de
los organismos. Las variaciones de temperatura pueden ser consideradas según un
gradiente horizontal (geográfico) o vertical (batimétrico). En el primer caso
las aguas muestran una gran amplitud de temperaturas, desde los -2ºC de las
regiones polares hasta los 32-35ºC en el
Golfo de México (Figura 14). En
cualquier caso es preciso considerar también la longitud para la misma latitud,
así es bien conocido cómo en el Atlántico entre los 40 y 70º, las costas
europeas son más cálidas que las americanas debido a la Corriente del Golfo.
(Gulf Stream).
Figura 14
La atmósfera
recibe la energía térmica que mantiene la circulación oceánica a gran escala,
transformando la energía cinética del viento en circulación oceánica. Un paso
inverso, donde el calor del agua es transferido a la atmósfera se da en las
franjas tropicales y en las zonas de corrientes oceánicas cálidas en latitudes
medias y altas.
A escala local,
la influencia de las temperaturas la podemos observar claramente en el extremo
SE del Golfo de Vizcaya, justo en la costa vasca donde se presenta una marcada
discontinuidad biogeográfica para varias especies de algas y animales litorales.
Las aguas
superficiales son las que reciben el calor procedente del sol, lo que hace
disminuir su densidad y las hace mantenerse “flotando” sobre una capa de aguas
frías y más densas. Si a esto añadimos el aporte fluvial que disminuye la
salinidad y por tanto la densidad de las aguas superficiales, el contraste y la
estabilidad de la capa superficial se acentúa aún más.
La interfase
entre ambas capas o más bien la zona donde la temperatura cambia bruscamente se
denomina “termoclina” y al igual que ocurre en la zona fótica, su profundidad y
características varían de un lugar a otro y con el tiempo.
En general en
latitudes bajas y medias existe una termoclina permanente entre los 500 y 1000
metros de profundidad, y en latitudes medias como en el Golfo de Vizcaya
encontramos una segunda termoclina estacional situada entre 30 y 50 metros, que
se forma en junio para desaparecer en octubre.
Las primeras
observaciones sistematizadas sobre la temperatura del agua de mar en las capas superficiales del Golfo de
Vizcaya fueron realizadas en 1921 por E. Le Danois. Este autor observó un
avance de aguas cálidas en primavera, que tras supuestamente cruzar Finisterre
se adentraban en el Golfo de Vizcaya hasta la fosa de Cap Breton. Estas denominadas
“transgresiones” pueden interpretarse como un progresivo calentamiento de las
aguas del Golfo de Vizcaya, interrumpido en su extremo occidental por un
afloramiento de aguas frías y profundas al N y W de Galicia y en el Cantábrico
occidental.
Las variaciones
biogeográficas observadas a lo largo del litoral de la costa cantábrica han
sido explicadas de varias formas (variaciones de luminosidad según Lami, 1933;
constitución geológica del sustrato: Feldmand & Lami, 1941…) pero se
considera que la temperatura es el factor principal, dadas las anomalías
térmicas que se presentan en el Golfo de Vizcaya.
El primer
estudio sobre este particular fue llevado a cabo por Müller en 1941 para la
marina de guerra alemana. Este documento, calificado como secreto militar, pasó
a manos de los aliados al finalizar la guerra, y al descalificarse fue
utilizado por Fischer-Piette para explicar el carácter meridional del extremo
sudoriental del Golfo de Vizcaya.
En efecto, en el
mapa de temperaturas medias anuales del agua superficial, se muestra una bolsa
térmica en el fondo del Golfo de Vizcaya
con una temperatura media de 17ºC, mientras que en Galicia no se
sobrepasan los 16ºC y en las costas bretonas no llegan a los 13ºC.
Considerando los
valores medios de la temperatura superficial en un período que abarca 120 años
(Servain, 1977), se aprecia como en el mes de abril ya aparece un núcleo de
agua ligeramente más cálida en el fondo del Golfo de Vizcaya, núcleo que se
mantiene claramente en mayo, extendiéndose desde San Sebastián hasta la
desembocadura del Loira y que se conserva en idéntica situación en junio para
desplazarse en julio hacia el SW, permaneciendo durante este mes el máximo
térmico centrado frente al Cabo de Ajo. Esta posición vuelve a modificarse en
agosto y septiembre, encontrándose en octubre la bolsa térmica en posición
similar a la observada en abril y mayo. En diciembre este núcleo térmico ha
desaparecido completamente del extremo sudoriental del Golfo de Vizcaya (Figura 15).
Figura 15
Comparando estos
valores medios a lo largo del año frente a la costa vasca con los que se
producen en el extremo noroeste peninsular, se aprecia como en los meses
invernales la temperatura frente a la costa vasca es inferior, pero debido al
afloramiento estival del NW, las temperaturas superficiales en Galicia se
detienen en una cota máxima de 17ºC, mientras que en la costa vasca siguen
ascendiendo hasta superar los veinte grados.
Hace 18.000 años
la temperatura frente a la costa vasca oscilaba entre los 3-4ºC en invierno y
los 8-10º en verano (Molina & Thiede, 1978), por el contrario en el
noroeste peninsular la temperatura estival era de 14-15ºC, no muy diferente de
la que se da en la actualidad, es decir que durante la era glaciar el Golfo de
Vizcaya sufría un efecto de “continentalización” a la inversa de lo que ocurre
actualmente, con un enfriamiento estival de las capas de agua superficial en el
extremo sudoriental afectadas ahora por un clima continental glaciar (Figura 16).
Figura 16
La influencia
oceánica por el contrario, tanto en período glaciar como en la actualidad es
acentuada en el noreste peninsular y la distribución de los cultivos de
eucaliptus en la franja costera refleja hasta donde llega esta influencia
oceánica.
Este efecto de
continentalización queda patente al comparar las gráficas aero-hidrodinámicas
de diferentes localidades costeras. Así se ve como en la costa vasca (Biarritz
y San Sebastián) los máximos térmicos de la atmósfera y del agua de mar se
cortan dando una amplia zona de intersección, que coincide con la época de
recalentamiento estival y que va disminuyendo progresivamente conforme nos
alejamos al norte en la costa francesa y hacia el oeste en el Cantábrico, para
desaparecer totalmente en los extremos del Golfo (Figura 17).
Figura 17
2.2.3.-
Mareas.
Las fuerzas
causantes de las mareas son debidas a la atracción del sol y de la luna. Cuando
el Sol, la Luna y la Tierra se encuentran alineados se producen las máximas
amplitudes (marea viva equinoccial), mientras que cuando forman un ángulo
recto, con la Tierra en su vértice, se produce la amplitud mínima (marea muerta
solsticial) debido a la neutralización de ambas atracciones, solar y lunar.
En el Atlántico
las mareas son semidiurnas, con un período de 12,42 horas, de forma de de un
día a otro, la hora de la pleamar o bajamar varía en 50 minutos. En otros
lugares, las mareas son diurnas, o presentan intervalos mixtos entre diurnas y
semidiurnas.
La amplitud de
las mareas varía mucho de unos lugares a otros, así los valores máximos se dan
en la Bahía de Fundy (Canadá) con amplitudes máximas de 15,4 m. Por el
contrario en el Mediterráneo o en el paralelo 20ºN en la costa atlántica
africana, la marea es casi inexistente y muy pequeña en Canarias (Figura 18).
Figura 18
En la costa
vasca encontramos una amplitud máxima de 4,4 metros en las mareas vivas, con un
mínimo de 2,2 metros en mareas muertas. La “marea normal” o media presenta una amplitud de 2,8 metros (Figura 19).
Figura 19
Estos valores pueden aumentar o disminuir en función
de otros parámetros, así por ejemplo para la costa vasca podemos calcular
valores excepcionales de más de seis metros:
-
Marea astronómica máxima + 4,46 m.
-
Marea meteorológica + 0,25 m
-
Presión atmosférica + 0,4 m
-
Rotura del oleaje + 0,9 m
Total + 6,01 m
2.3.-
Oceanografía Química.
2.3.1.- Salinidad.
Se define como salinidad
es el contenido total de materia sólida expresada en gramos por kilogramo de
agua de mar, cuando se ha oxidado todo el carbonato presente, los ioduros y
bromuros han sido reemplazado por
cloruro, y toda la materia orgánica ha sido completamente oxidada.
El valor medio
de la salinidad del agua de mar es del 35 por mil, con una variación situada
entre 33 y 37 por mil. Los valores extremos en el Atlántico son de 37 en la costa de Brasil entre los 15 y
20ºS de latitud, y los 20-32 por mil en el Polo Norte (Figura 20).
Figura 20
Estos valores de
salinidad pueden ser más altos en mares cerrados debido a la evaporación de sus
aguas, así encontramos valores de 39 por mil en el Mediterráneo o 41 por mil en
el Golfo de Suez, o localmente muy bajos como un 2 por mil en el Golfo de
Bothnia.
La salinidad de los
océanos durante los últimos mil millones de años se ha mantenido constante
entre 32-36 por mil. El progresivo aumento de salinidad se ha frenado por la
deposición periódica de grandes cantidades de sales que arrastran metales
pesados y hacen habitables los océanos.
Al hablar de las
corrientes profundas, ya comentamos la entrada en el Golfo de Vizcaya de una
vena de agua mediterránea a unos mil metros de profundidad (Figura 13).
Comentario aparte
merecen las condicione de salinidad de los medios estuarinos, que sufren un
gradiente continuo que varía tanto con la época del año como con las
oscilaciones de las mareas.
2.3.1.- Nutrientes.
Se definen como
nutrientes las sales minerales, fundamentalmente nitratos, fosfatos y
silicatos, necesarios para el desarrollo de los seres vivos autótrofos (algas)
que constituyen la base de la red trófica marina (Figura 21).
Figura 21
Habitualmente estos
nutrientes se encuentras formando parte de la biomasa y debido a la gravedad,
acaban en el fondo de los océanos, incrementándose su velocidad de descenso
debido a fenómenos como las migraciones verticales nocturnas de algunos
animales. Por este motivo las condiciones más frecuentes son que en la
superficie, donde llega la luz y puede darse la fotosíntesis, escasean estos
compuestos, indispensables para el desarrollo de los organismos autótrofos.
En algunos lugares
del planeta, cuando las aguas superficiales se alejan de la costa, impulsadas
por fuertes y constantes vientos, se produce un ascenso de aguas profundas
ricas en nutrientes, este fenómeno, denominado afloramiento, se caracteriza por
un enfriamiento de las aguas superficiales y un gran desarrollo del
fitoplancton, que se traduce en el resto de la red trófica y en un aumento de
especies comerciales (Figura 22).
Figura 22
Existen en el
Planeta varias zonas principales donde se dan estos afloramientos, frente a las
costas de Perú y Chile y frente a las costas de California en el Pacífico, con
sus áreas equivalentes en el Atlántico Sur en el Banco Sahariano y Sudáfrica,
así como al Oeste de Australia y norte de la Antártida. A menor escala, este
fenómeno se da en otras muchas partes, y como anteriormente señalamos, también
se produce en el noroeste peninsular en los meses estivales, contribuyendo a un
enfriamiento en la zona occidental del Cantábrico.
2.4.-
Oceanografía Biológica.
2.4.1.-
Cadenas tróficas pelágicas y demersales.
La base de la
cadena trófica en los océanos está en las algas, generalmente en los organismos
que constituyen el fitoplancton, y que sirven de alimento a un conjunto de
pequeños animales que integran el zooplacton, consumidos a su vez por peces
pequeños, y así progresivamente hasta llegar a los grandes depredadores como
los atunes o tiburones (Figura 22).
Sin embargo la
alimentación de los animales que viven por debajo de la zona fótica, en los
fondos de los océanos que constituyen más de la mitad de la superficie del
Planeta, se realiza a partir de lo que “cae” desde la superficie. En este punto
cabe destacar dos aspectos poco conocidos que contribuyen a dar vida a los
fondos de los océanos del planeta. El primero es una especie de “maná” formado
por pequeñas bolitas de materia orgánica, que como copos de nieve, cae
constantemente sobre los fondos marinos, alimentando a una serie de
invertebrados detritívoros, que serán a su vez la dieta de otros invertebrados
y peces de mayor tamaño. Este “maná” no es otra cosa que “fecal pellets”, eufemismo con el que se designan las “caquitas” de
invertebrados, generalmente pequeños copépodos que viven en el plancton de las
capas superiores (Figura 23).
Figura 23
El segundo
mecanismo que acelera el descenso de la materia orgánica, son las migraciones
nocturnas de unos pequeños peces mesopelágicos que durante el día viven a unos
mil metros de profundidad, pero que todas las noches ascienden a unos 100
metros para alimentarse. Cuando se desarrolló el sonar con el fin de detectar los
submarinos enemigos durante la Segunda Guerra Mundial, se produjo más de un
susto al observar unas gigantescas y fantasmagóricas manchas que por la noche
ascendían a la superficie. Se trataba de enormes bancos de estos pececitos, que
al estar provistos de vejiga natatoria llena de gas, producen un eco en el
sonar similar al de un submarino. Esta misteriosa capa fue denominada “Deep scatering layer” y pronto se
descubrió que no tenía nada que ver con la actividad humana, sino que era el
resultado de las migraciones verticales de estos peces.
Como referencia,
existen 246 especies diferentes de estos pequeños peces mictiófidos, cuya
biomasa se estima en seiscientos millones de toneladas, el 65% de la biomasa
total de las profundidades (como referencia las pesquerías mundiales del año
2008 supusieron menos de 90 millones de toneladas).
El Golfo de
Vizcaya, debido a la gran variabilidad batimétrica, presenta una gran
biodiversidad en su flora y fauna marina, especialmente en las especies
demersales que viven cerca de los fondos (Figura
24).
Figura 24
2.4.2.-
Biogeografía de la Costa Vasca.
2.4.2.1.-
El índice biogeográfico R/F.
Un elemento útil
para evaluar diferencias biogeográficas en la zona litoral a escala mundial, es
el índice R/F, es decir, el número de especies de algas rodofíceas dividido por
el de feofíceas que existen en una determinada región. Feldman en 1938 ya
señaló la importancia biogeográfica de este índice que varía desde valores
cercanos a uno en las zonas boreales, hasta valores superiores a cuatro en los
trópicos.
En la Figura 25, podemos ver como las zonas ubicadas
en la costa vasca (costa vasco-francesa, Guipúzcoa y Vizcaya) presentan valores
del R/F comprendidos entre 3,17 y 4,39, muy superiores a los que pueden
observarse en las restantes localidades de la costa atlántica europea y
similares a los que se dan en la costa mediterránea peninsular.
Figura 25
Hay que tener en
cuenta que en la elaboración de estos índices influye sobre todo el elevado
número de especies infralitorales, de forma que si se realizara una estimación
cuantitativa (por ejemplo de biomasas), los resultados serían aún más
espectaculares. Esta comparación por el momento es difícil de realizar debido
por una parte a la carencia de estudios cuantitativos en muchos sectores del
litoral y por otra a la heterogeneidad fisiográfica, diferentes grados de
exposición al oleaje, así como las variaciones de amplitud de marea en las
diferentes zonas.
2.4.2.2.-Biogeografía
costera.
La presencia en el litoral de la
costa vasca de especies de tendencia meridional, sobre todo algunas
consideradas tradicionalmente como endémicas del Mediterráneo, así como la
ausencia de otras de tendencia septentrional coma las algas pardas fucáceas y
laminariáceas, (Figura 26) constituyen
un claro indicador de la anomalía biogeográfica que afecta al extremo
sudoriental del Golfo de Vizcaya (Figura
17).
Las densas poblaciones de algas
pardas que pueblan la zona intermareal en el Atlántico europeo desaparecen al
llegar a la costa Vendeana y Aquitana, están ausentes en la costa vasca, y
reaparecen progresivamente a partir de Santander y Asturias, de forma que las
comunidades de algas macrófitas que pueblan la zona intermareal de la Bretaña
francesa son similares a las poblaciones que aparecen en Galicia. Las especies
de clara tendencia septentrional que viven al norte de la Bretaña, como el alga
parda Laminaria saccharina tienen una distribución geográfica muy
limitada en la Península Ibérica, reduciéndose a una zona muy concreta en las
costas gallegas y Norte de Portugal; mientras que otras menos septentrionales
como Bifurcaria rotunda poseen una distribución mucho más amplia y se
extiende desde Guetaria hasta el Sur de Marruecos.
A lo largo de las últimas décadas
hemos observado pequeñas variaciones, unas veces con aumentos prematuros de la
temperatura de las aguas, y otras, con retrasos en el calentamiento estival,
que ha permitido el desarrollo ocasional de algunas especies septentrionales.
Un claro ejemplo de este fenómeno fue el aumento de la especie Fucus spiralis en las rías guipuzcoanas
a finales de la década de los ochenta del pasado siglo, llegándose a formar un
denso cinturón de esta especie en la desembocadura del Urumea, como resultado
de unas primaveras frías seguidas de un rápido calentamiento estival que se
prolongaba hasta bien avanzado el otoño, con un brusco y fuerte enfriamiento en
invierno. Parece previsible vaticinar que el “calentamiento” global acentuará
en un futuro la tendencia meridional de la costa vasca, y tal vez ya no volveremos
a ver cinturones de feofíceas en nuestras rías. Pero por el momento no
disponemos de datos suficientes para poder evaluar y cuantificar los cambios
que pueden estar produciéndose.
Figura 26
Tal como anteriormente
comentamos, las comunidades intermareales de la costa vasca tienen una
antigüedad menor de veinte mil años (desde el final de la última glaciación),
por lo que son relativamente “nuevas” y todavía están en un proceso de
readaptación. Por el contrario, podemos considerar que las comunidades de
feofíceas ubicadas en el noroeste peninsular son “relictas”, es decir
supervivientes del último período glaciar.
