Las corrientes oceánicas: el sistema de control climático de la Tierra

En el invierno de la década de 1850, un antiguo teniente de la Marina de Estados Unidos estaba sentado ante una larga mesa de roble en el Observatorio Naval de Washington, enterrado bajo montones de cuadernos de bitácora. Matthew Fontaine Maury había estado recopilando los registros manuscritos de los mercantes del Atlántico, los balleneros del Pacífico y las fragatas de la Marina, y ahora extraía de ellos algo que nadie había reunido antes: una imagen coherente de cómo se movían realmente el viento y el agua por todo el planeta. Un accidente a caballo, años atrás, había puesto fin a su carrera en el mar y lo había dejado con un escritorio, una pensión y una montaña de cuadernos de bitácora, y a partir de esa limitación construyó una nueva ciencia.

El libro que surgió de este trabajo, publicado por Harper en 1855 y titulado The Physical Geography of the Sea, está considerado el manual fundacional de la oceanografía física. La intuición central de Maury era que el océano no era una extensión de agua sin rasgos que había que cruzar, sino un sistema estructurado y circulante con ríos que lo recorrían, ríos de agua cálida y fría que los barcos podían aprovechar como una corriente que va aguas abajo. Esa intuición es el punto de partida de todo lo que hoy entendemos sobre cómo el mar gobierna el clima. La pregunta que responde este artículo es engañosamente sencilla: ¿cómo logra una masa de agua salada, en su mayor parte fría y oscura, controlar la temperatura de los continentes y el ritmo del clima al otro lado del planeta?

Un mar construido en capas, no un único depósito

Lo primero que hay que abandonar es la imagen del océano como una sola masa uniforme. El océano abierto está estructurado verticalmente en tres capas principales que se comportan de forma muy distinta entre sí. En lo más alto se encuentra la capa de mezcla, agitada por el viento y las olas hasta profundidades que van de decenas a unos pocos cientos de metros, relativamente cálida y bien combinada, la parte del océano que interactúa directamente con la atmósfera. Es la capa por la que navegan los barcos y la que intercambia calor y gases con el aire.

Bajo la capa de mezcla se halla la termoclina, la zona donde la temperatura desciende bruscamente con la profundidad. En unos pocos cientos de metros el agua puede pasar de la cómoda calidez de la superficie a un frío cercano a la congelación, y ese fuerte gradiente de temperatura actúa como una especie de tapa, separando el mundo soleado e impulsado por el viento de arriba del reino que hay debajo. Por debajo de la termoclina está el océano profundo, frío, oscuro y de movimiento lento, que contiene la mayor parte del agua marina del planeta por volumen, muy alejado de la luz solar y de las tormentas, y que se mueve en escalas de tiempo que nada tienen que ver con el clima de una semana cualquiera. Tener presentes estas tres capas es esencial, porque cada uno de los dos grandes sistemas de circulación del océano pertenece a una parte distinta de esta estructura vertical.

Ríos impulsados por el viento

Las corrientes de los primeros cientos de metros están impulsadas, en última instancia, por los vientos dominantes. A medida que los vientos constantes arrastran sobre la superficie del mar, la fricción pone el agua en movimiento y, como la Tierra está girando, el agua en movimiento no viaja en línea recta. En cambio, se organiza en grandes sistemas rotatorios llamados giros, uno por cada gran cuenca oceánica. Estos giros rotan en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio norte y en sentido contrario en el sur, una diferencia impuesta por el efecto de Coriolis, la desviación aparente de los objetos en movimiento sobre un planeta que gira.

El rasgo más espectacular de cada giro es su borde occidental. En el lado occidental de cada cuenca el flujo se concentra en un río rápido, estrecho y cálido conocido como corriente de borde occidental. En el Atlántico Norte se trata de la corriente del Golfo, que transporta agua tropical cálida hacia el norte a lo largo de la costa este de Estados Unidos antes de desviarse a través del océano. Las corrientes de borde occidental están entre los flujos más veloces del mar, las cintas transportadoras que llevan el calor tropical hacia los polos. Una corriente superficial como la del Golfo completa el circuito de su cuenca en cuestión de meses, un bucle ágil, cálido y movido por el viento, confinado al océano superior por encima de la termoclina.

La cinta transportadora milenaria de las profundidades

Por debajo de la superficie impulsada por el viento, una segunda circulación, mucho más lenta, opera según un principio completamente distinto. Es la circulación termohalina, llamada así por las dos cosas que la controlan: el calor (termo) y la sal (halino). Donde las corrientes superficiales funcionan con el viento, el océano profundo funciona con la densidad, y la densidad la determina lo fría y lo salada que sea el agua. El agua fría es más densa que la cálida, y el agua salada es más densa que la dulce, de modo que el agua más fría y salada es la más pesada de todas y tiende a hundirse.

Este hundimiento ocurre en unos pocos lugares concretos. En el extremo norte del Atlántico y en los mares que rodean la Antártida, el agua superficial se vuelve lo bastante fría y salada como para precipitarse hacia abajo, deslizándose bajo el agua más ligera que tiene encima y comenzando un largo viaje por el abismo. Desde estas regiones de hundimiento, el agua densa fluye hacia el sur y luego alrededor del planeta por el océano profundo, arrastrándose por el fondo marino antes de aflorar lentamente, ascendiendo de nuevo hacia la superficie, sobre todo en las cuencas del Índico y del Pacífico. El bucle completo, a menudo llamado la gran cinta transportadora oceánica, tarda alrededor de mil años en completar un solo circuito. El agua que se hunde hoy frente a Groenlandia puede no volver a salir a la superficie en el Pacífico hasta bastante después del año 3000. Este es el motor que ventila las profundidades marinas, llevando oxígeno hacia abajo y agua antigua hacia arriba en una escala de tiempo que empequeñece cualquier cosa de la atmósfera.

Dos circulaciones, una misma masa de agua

Conviene poner los dos sistemas uno al lado del otro, porque comparten exactamente la misma agua y, sin embargo, obedecen reglas completamente distintas. Las corrientes superficiales están impulsadas por el viento, son cálidas y rápidas, y completan el circuito de una cuenca en meses. Las corrientes profundas están impulsadas por la densidad, son frías y lentas, y completan un circuito global en alrededor de mil años. Una es la piel rápida, somera y arrastrada por el viento del océano; la otra es su vasto interior, pausado y ordenado por densidad. La termoclina es la frontera entre ambas, el escalón de temperatura que mantiene la cálida capa impulsada por el viento navegando sobre la fría masa profunda.

Las dos no son independientes. Las corrientes superficiales llevan calor y sal a las regiones de latitudes altas donde se forma el agua profunda, ayudando a establecer las condiciones del hundimiento, y el afloramiento profundo acaba devolviendo el agua a la superficie, donde los vientos pueden volver a agarrarla. Juntas forman una única máquina interconectada, pero entender el océano significa saber siempre cuál de las dos se está tratando, porque sus velocidades y sus motores no podrían ser más distintos.

Por qué la sal importa más de lo que parece

La salinidad del océano resulta fácil de tratar como un dato estático, pero es una de las variables maestras de todo el sistema. La salinidad media del océano abierto ronda el 3,5 por ciento, es decir, unos 35 gramos de sal disuelta por cada kilogramo de agua marina. Esa cifra no es fija en todas partes. Aumenta donde la evaporación concentra la sal, como en las cálidas regiones subtropicales, y disminuye donde la lluvia, los ríos y el deshielo añaden agua dulce que la diluye.

Estas variaciones importan porque la salinidad, junto con la temperatura, controla la densidad, y la densidad es lo que mueve la cinta transportadora profunda. Una porción de océano que se vuelve más salada, ya sea por una fuerte evaporación o por la expulsión de sal cuando el hielo marino se congela, se vuelve más densa y más propensa a hundirse. Por eso, precisamente, la formación de agua profunda es sensible al balance de agua dulce de las latitudes altas. Una gran entrada de agua dulce procedente del deshielo puede reducir la salinidad superficial lo suficiente como para frenar el hundimiento y, con él, toda la circulación milenaria. El contenido de sal del mar, dicho de otro modo, no es una etiqueta pasiva, sino un mando de control activo sobre la distribución del calor del planeta.

Cuando el Pacífico intercambia su agua cálida

El océano no solo circula; también oscila, y la oscilación de mayores consecuencias vive en el Pacífico ecuatorial. En su estado normal, los vientos alisios soplan de este a oeste a lo largo del ecuador, amontonando agua superficial cálida en un gran depósito cerca de Indonesia y el Pacífico occidental, mientras agua más fría aflora frente a la costa de Sudamérica. Cada dos a siete años esta disposición se rompe. El vaivén acoplado del océano y la atmósfera entre sus fases cálida y fría se llama El Niño-Oscilación del Sur, y sus dos extremos son la fase cálida, El Niño, y la fase fría, La Niña.

Durante El Niño los vientos alisios se debilitan, la presa de viento que mantenía el depósito cálido en el oeste cede y el agua cálida vuelve a fluir hacia el este a través del Pacífico. Como el océano y la atmósfera están acoplados, esta redistribución del calor desplaza el lugar donde se produce el ascenso del aire y las lluvias intensas, alterando el clima desde Indonesia hasta Perú y propagándose hacia el exterior para afectar a las precipitaciones, las sequías y la temperatura en buena parte del planeta. Los monzones, las pesquerías y las cosechas del mundo lo notan. ENSO es la demostración más clara de que el océano no es un mero telón de fondo lento del clima, sino un actor activo capaz de reorganizar el clima global en el plazo de una sola estación.

El mito del regalo de la corriente del Golfo

Pocas ideas en geografía se repiten con más seguridad, o con menos justificación, que la afirmación de que la corriente del Golfo, ella sola, mantiene cálida a Europa occidental. El razonamiento suena plausible: una corriente cálida sube desde los trópicos, alcanza el Atlántico oriental y caldea suavemente Gran Bretaña, Francia y Escandinavia, que es la razón por la que Londres es más templada que Terranova a la misma latitud. La corriente sí importa, y sí aporta calor real al Atlántico Norte, pero no es la causa dominante de los inviernos suaves de Europa.

La mayor parte de la explicación es atmosférica. Los vientos del oeste dominantes soplan sobre la cálida superficie del océano, recogen su calor y llevan esa calidez al continente. Sin esos vientos del oeste que entran a tierra, el calor almacenado del océano haría mucho menos por las temperaturas del aire de Europa, y estudios detallados atribuyen buena parte del contraste entre Europa occidental y el este de Norteamérica a la configuración de los vientos y al modo en que la atmósfera redistribuye el calor, más que a la corriente por sí sola. Esta es una corrección útil, porque muestra que el océano y la atmósfera funcionan como una pareja acoplada. Ninguno gobierna el clima por sí mismo, y atribuir a una sola corriente los inviernos suaves de un continente entero confunde un componente con toda la máquina.

Por qué el océano es el sistema climático

Si damos un paso atrás, queda claro por qué el océano merece llamarse el sistema de control climático del planeta. El océano retiene más del noventa por ciento del calor adicional atrapado por los gases de efecto invernadero desde 1971, absorbiendo en su vasto volumen de agua la inmensa mayoría de la energía del calentamiento global. También mueve calor entre latitudes a una escala que ninguna otra parte del sistema climático puede igualar, llevando la calidez tropical hacia los polos a través de sus giros superficiales y redistribuyéndola mediante el lento batir de la cinta transportadora profunda.

Por eso la oceanografía física, la disciplina que Maury fundó con un escritorio lleno de cuadernos de bitácora en 1855, es el requisito previo para entender el cambio climático y el balance hídrico del planeta. Las capas, las corrientes, la sal y las oscilaciones son partes de un único sistema integrado que amortigua la atmósfera, fija los climas regionales y almacena el calor que estamos añadiendo al planeta. Preguntarse cómo cambiará el clima es, en gran medida, preguntarse qué hará el océano con el calor y el agua dulce que le estamos dando.

Ideas clave

El océano es estratificado, circulante, salado y el componente dominante del sistema climático. Su agua abierta está estructurada en una capa de mezcla agitada por el viento, una termoclina marcada y un océano profundo frío que contiene la mayor parte del volumen; sus corrientes superficiales, como la del Golfo, están impulsadas por el viento, son cálidas y rápidas, y se organizan en giros con sentido horario y antihorario que recorren una cuenca en meses, mientras que su circulación termohalina profunda está impulsada por la densidad, es fría y lenta, hunde agua fría y salada en el Atlántico Norte y alrededor de la Antártida y tarda alrededor de mil años en dar la vuelta al planeta. La salinidad media ronda los 35 gramos por kilogramo e importa porque ayuda a establecer la densidad que mueve la cinta transportadora profunda; El Niño-Oscilación del Sur reorganiza el agua cálida del Pacífico ecuatorial cada dos a siete años y altera el clima de todo el mundo; los inviernos suaves de Europa deben más a los vientos del oeste que llevan a tierra el calor del océano que a la corriente del Golfo por sí sola; y como el océano almacena más del noventa por ciento del calentamiento climático reciente y mueve calor entre latitudes como nada más puede hacerlo, comprender las corrientes, la salinidad y las capas es la base para comprender el clima en sí, una ciencia que Matthew Maury estableció con su Physical Geography of the Sea de 1855.