LOS MOVIMIENTOS VERTICALES DE MASAS DE AGUA Y SU INFLUENCIA
BIOLOGICA EN EL MAR PERUANO
El tipo de ascensión de agua que más nos interesa es la que llega a las capas superficiales, en donde, por la acción de la luz solar, puede contribuir a acarrear los materiales necesarios para una mayor producción de materia orgánica.
RELACION ENTRE AFLORAMIENTO Y PRODUCTIVIDAD DE LA VIDA MARINA
No es fácil precisar una correlación numérica entre el afloramiento y la productividad en un área marina determinada; por otra parte no es el afloramiento el único proceso que puede llevar a la capa de agua irradiada por el sol los nutrientes necesarios para la actividad del primer eslabón en el ciclo de la vida en el mar, otros mecanismos se suceden como el proceso turbulento de mezcla, que no es propiamente afloramiento. El afloramiento lleva a la capa superficial aguas más ricas en las sales minerales consumidas en la capa superficial y por tanto, es una ayuda para que la fotosíntesis pueda continuar.Las condiciones favorables coinciden con las áreas donde ocurren afloramientos o procesos de mezcla notables que llevan los nutrientes a la capa iluminada por el sol (eufótica). El área de afloramiento peruano tiene una longitud media de unas 850 millas y una anchura de unas 30 millas, lo que totaliza un área de unas 25,250 millas cuadradas. También la composición de los sedimentos da una indicación concorde en líneas generales con la anterior, acerca de la producción en el Océano Pacífico. La importancia numérica de las diatomeas en el conjunto del fitoplancton con su asombrosa capacidad de reproducirse, hace que los compuestos de silicio asimilables por ellas deban considerarse entre las sales minerales que ejercen influencia en la producción del fitoplancton, uno de los compuestos del fósforo y del nitrógeno.
DISTRIBUCION DE ALGUNAS SALES MINERALES DE IMPORTANCIA PARA LA PRODUCTIVIDAD
En las secciones de distribución vertical de temperatura, densidad y oxígeno de un modo más saltante y, con menor evidencia, también en las secciones verticales de salinidad, se han podido apreciar los efectos del afloramiento. Asimismo, se pueden encontrar en la superficie del mar junto a la costa peruana concentraciones de sales nutrientes que son más típicas de aguas subsuperficiales que superficiales. Una concentración normal de fósforo en forma de fosfato disuelto en la superficie del agua es 0.2 microgramos - átomo por litro (0.2 mg-átomo/L), para lugares de latitudes medias. Este valor aumenta con la profundidad y que es en superficie donde se consume por el fitoplancton, el cual lo concentra multiplicando su concentración por un factor de 107 y probablemente se aleja del lugar de dónde se utilizó, al morir y descomponerse las plantas, o los animales que las consumieron. A mayores profundidades, la concentración tiene valores unas diez veces mayores, 2 mg-átomos/L. Generalmente existe un nivel de máxima concentración hacia los mil metros de profundidad, donde se alcanzan valores de unos 3 mg - átomo/L. De todos los océanos, el Pacífico, especialmente en el norte, presenta mayores concentraciones de fosfato, donde, los altos valores de fosfato parecen ser transportados hacia el oeste por las corrientes Norecuatorial y Sudecuatorial. La parte con valores de fosfato en exceso de 3 mg-átomo/L en el hemisferio norte se encuentra debajo de una termoclina permanente extremadamente intensa, mientras que en la región costera peruana la termoclina presenta una diferencia de temperaturas reducida entre la parte superior y la inferior de la termoclina. La diversa intensidad de la termoclnia hace también diversamente asequibles los nutrientes para la parte superficial del agua bañada por el sol, excepto en los lugares donde la termoclina fuera tan somera y tales las otras circunstancias que la fotosíntesis se pueda realizar por debajo de ella. Este es un caso más de la importancia "impermeabilizadora" de la termoclina respecto de los movimientos verticales. Las aguas próximas a la costa del Perú muestran bastante variación estacional especialmente en la capa superior, presentándose como resultado de momentáneos desequilibrios entre el consumo de fosfato y su reposición procedente de capas inferiores. Durante el invierno, con una mayor actividad del sistema de vientos y del afloramiento costero, se aprecia un enriquecimiento en la concentración de fosfatos de las aguas costeras, con respecto a la concentración promedio. El silicio entra en combinaciones diversas en el agua de mar(silicatos) y en esa situación se encuentra en proporciones variadas desde valores menores de 1 mg-átomo por litro hasta superiores a los 140 mg-átomo por litro; primero se hallan en la superficie y los mayores valores se encuentran a grandes profundidades, presentando contraste con el nivel relativamente poco profundo del máximo de concentración del fosfato. En la superficie, se encuentran valores en exceso de 20 g-átomo/L frente a Paita y una mayor riqueza a lo largo de la costa peruana, haciendo posible una mayor reproducción de las diatomeas en toda esa área. Por otro lado, en el Frente Ecuatorial y cerca del anticiclón subtropical se encuentran valores más bajos del contenido de silicato. El nitrito es más variable presentando en el área de la Corriente del Perú máximos a diferentes niveles, uno de ellos cerca de la parte superior de la termoclina. Las mayores concentraciones (cientos de veces superiores a las que se observan en regiones cercanas) se presentan en la parte sur del Perú y norte de Chile, estrechamente relacionadas con el máximo de salinidad de la Corriente Submarina Perú-Chile. La productividad primaria se fundamenta en el "ciclo del carbono" y da una medida de la cantidad de carbono orgánico fijado a partir del carbono inorgánico.
ASPECTOS DINAMICOS DEL AFLORAMIENTO
Las consideraciones sobre el afloramiento lo ligan al sistema de vientos que actúa sobre la superficie en la que se aprecian los efectos del movimiento vertical. Puede ir acompañada de otras circunstancias que influyen asimismo en el afloramiento; especialmente parece influir la distribución de vientos sobre un área de afloramiento; en particular, las condiciones en latitudes bajas (inferiores a los 20º de latitud) correspondientes a la costa peruana son afectadas por las que existen cerca del ecuador, cuya influencia se extiende sobre todo el océano tropical oriental. El modelo teórico de Yoshida concuerda con muchos resultados de observaciones como es la explicación de la concentración del afloramiento costero ecuatorial en franjas muy estrechas y su relación con corrientes submarinas (con la Corriente Submarina Perú-Chile y la Corriente de Cromwell). Consideremos la capa superficial de unos 100 metros de espesor en una estrecha franja paralela a la costa. Calculando el caudal total que sale de la capa alejándose de la costa por medio del flujo horizontal, se obtiene el flujo vertical a través del fondo de la capa, ya que el intercambio de flujo con la atmósfera y con el continente es despreciable. Dos modelos simplificados del movimiento horizontal son el correspondiente al flujo Ekman, en que se considera el caudal movido directamente por la acción tangencial del viento y el flujo geostrófico, cuyo caudal resulta de un equilibrio de fuerzas regulado por la distribución de densidades y la topografía de la superficie del mar. La influencia relativa del flujo Ekman por debajo del nivel de cien metros de profundidad es muy pequeña; en la capa superficial, sin embargo, un cálculo de flujo de Ekman alejándose de la costa es una indicación aproximada de la intensidad del movimiento vertical en la estrecha franja costera afectada por el afloramiento. En lo que se refiere al afloramiento frente al Perú y frente al norte de California los mayores valores se producen aproximadamente en la misma época del año, aunque las estaciones sean distintas; concuerda esto con la ausencia de afloramiento marino y subsidencia de aire en California en el invierno, que es normalmente lluvioso.
MOVIMIENTO VERTICAL DEL AGUA FRENTE AL PERU
Los altos valores de producción total promedio reflejan la constancia del afloramiento en determinados lugares, más especialmente a los 15ºS. También son visibles picos de máxima producción total alrededor de los 5º, 8º y 11º S. Un análisis más detallado de los movimientos verticales, mejor aún, del campo de movimiento tridimensional del agua frente a la costa peruana, fue realizado por Wyrtki (1963) basándose en métodos dinámicos. La circulación horizontal considerada compuesta por el flujo Ekman y flujo geostrofico, se utilizó para determinar el flujo vertical. Al hacerlo así se pudo encontrar las diferentes áreas con movimiento ascendente y descendente. Tomando conjuntos de tres o cuatro estaciones a profundidad se formaron triángulos o cuadriláteros en la superficie; un triángulo (o cuadrilátero) constituía la parte superior de un prisma de 3,000 metros de profundidad. Con la suposición de que el flujo horizontal total estaba formando por el Ekman y el geostrófico y que el intercambio de agua por la cara superior e inferior del prisma era despreciable, se realizaron ajustes para obtener la mayor exactitud del método. Posteriormente se tomaron partes de cada uno de los prismas triangulares (o cuadrangulares) para hallar el caudal vertical que atravesaba de los triángulos y cuadrados proporciona la circulación vertical en mayores áreas. Las capas se escogieron de modo que tuvieran cierta analogía con la estructura hidrográfica de la región, es especialmente notable el contraste entre la circulación por encima y por debajo del nivel de 700 metros. Por encima del nivel de los setecientos metros, el flujo horizontal procedente del norte y del sur es convergente, mientras que por el este abandona la región un flujo considerable. Este nivel presenta los movimientos de 2.4 millones de metros cúbicos coincidiendo con las menores velocidades horizontales, de acuerdo con la teoría. Los más altos valores de la velocidad horizontal en las capas superiores se manifiestan en caudales más considerables a pesar del relativo poco espesor de estas capas. Las capas inferiores, de gran espesor, presentan caudales más reducidos y de circulación horizontal divergente, compensada por el flujo vertical. El flujo horizontal de la capa comprendida entre los 300 y 700 metros, es convergente, mientras que la capa de 100 metros a 300 metros de profundidad tiene un flujo horizontal notablemente divergente. En las consideraciones acerca de estos flujos se debe tener presente que se trata de saldos netos entre caudales en sentidos contrarios, tanto para el transporte horizontal como para el vertical. En la capa de los cien primeros metros parece normal que sea divergente con el consiguiente movimiento vertical ascendente a través de dicho nivel, ya que uno espera encontrar algún reflejo a este nivel del movimiento ascendente en que consiste el afloramiento costero. Sin embargo, los principales movimientos ascendientes en esta capa no se verifican junto a la costa. Con la suposición de que el intercambio de caudales entre la superficie del mar y la atmósfera es despreciable las convergencias en esta capa representan el transporte que cruza hacia abajo el nivel de cien metros; las divergencias, el transporte que lo atraviesa subiendo. De esto se deduce que en toda área costera, el movimiento vertical es descendente. Este flujo costero no resulta de acuerdo con el afloramiento en la franja pegada al litoral, a menos que dicho afloramiento sea un proceso que se verifique junto a la costa solamente en un nivel más somero que los cien metros. La capa superior de los cien primeros metros, que estamos considerando, tiene una circulación horizontal más compleja que la de otros niveles, ya que es aquí donde hay que tener en cuenta al flujo Ekman, además del geostrófico. Si no hubiera otro flujo que el Ekman, la divergencia del transporte horizontal en la capa Ekman significaría movimiento vertical ascendente en el nivel inferior de la capa. El afloramiento total, debido exclusivamente al flujo Ekman alcanza a 4.6 millones de metros cúbicos por segundo en la zona costera, superior al flujo descendente de la parte más alejada de la costa que llega solamente a 3.8 millones, dando un total neto ascendente de 0.8 millones de metros cúbicos por segundo para el conjunto de la capa Ekman, prescindiendo del flujo geostrófico. El mencionado flujo geostrófico convergente tiene una componente dirigida hacia la costa y toma su agua de los movimientos ascendentes que ocurren más lejos de la costa. Los valores numéricos de los flujos verticales en el caso del flujo Ekman son superiores a los que resultan del flujo combinado, lo que hace suponer velocidades verticales más elevadas en la capa inmediata a la superficie. La capa de 100 y los 300 metros de profundidad se presenta una fuerte convergencia de la circulación horizontal en la estrecha franja costera y una divergencia horizontal débil en todo el resto de la región, lo que produce como saldo neto una capa de muy convergente flujo horizontal. La zona de convergencia coincide con la trayectoria de la Corriente Submarina del Perú.
DISTRIBUCION DE LA VELOCIDAD VERTICAL
Las velocidades verticales son, de pequeña intensidad del orden de 2 x 104 centímetros por segundo generalmente se expresan en metros por mes o en 105 cm/seg. Cuanto más extensa sea el área, aparecerá una menor frecuencia de velocidades con valores altos aunque conviene obtener una visión de conjunto para toda la región en las áreas costeras, se aprecia una situación en la capa superficial como si el afloramiento comprometiese una capa de espesor medio de unos 200 metros con movimiento ascendente. Como se trata de un flujo continuo de agua que, dentro de ésta área costera más ancha, comienza la ascensión en la parte más alejada de la costa a profundidades medias de unos doscientos metros y tiene su movimiento ascendente pegado a la costa a profundidades menores de cien metros. La extensión de la superficie que influye en el afloramiento costero parece ser muy superior a la correspondiente a las áreas costeras consideradas afectando la estructura del océano y el campo de movimiento alejado de la costa. Velocidades individuales de mayores magnitudes se pueden apreciar considerando promedios de áreas más reducidas, las velocidades verticales a los cien metros de profundidad calculadas a partir de las divergencias del flujo en la capa entre la superficie y los 100 metros. Los valores a lo largo de la costa vienen a tener un promedio algo inferior a los 10 x 105 cm/seg, es decir, un poco más de los 2 metros por mes y son velocidades de descenso. Sin embargo, parece ser, que cuando los vientos son más intensos de lo habitual, la capa pegada a la costa presenta movimientos verticales ascendentes desde niveles más profundos, llegando incluso más bajo de los cien metros. En la parte más alejada de la costa, los movimientos verticales a través del nivel de los cien metros son ascendentes con velocidades de unos 30 x 105 cm/seg, es decir, unos 8 metros por mes. El movimiento de las aguas a este nivel, debajo de la capa Ekman, tiene generalmente una componente horizontal hacia la costa y un movimiento vertical ascendente suponiendo que la relación entre ambas velocidades es de 10,000 a 1. Una velocidad hacia la costa de 3 centímetros por segundo como lo hace notar Wyrtki (1963) quien llega a es estimación teniendo en cuenta que las isotermas pertenecientes a la capa de discontinuidad se elevan unos 50 metros de altura al acercarse 500 kilómetros (diez mil veces 50 metros) a la costa, manteniendo esa proporción entre las velocidades horizontal y vertical se mantiene el equilibrio térmico como primera aproximación, despreciando efectos de mezcla. A los 700 metros de profundidad las velocidades son mayores que en los otros niveles. Se observan velocidades de cerca de 200 x 103 cm/seg, esto es, 50 metros por mes junto a la costa, aunque son excepcionales comparados con los demás valores al mismo nivel. La distribución de zonas con movimiento ascendente y descendente no ha cambiado con relación al nivel de los 100 metros, aunque lo hayan hecho los valores numéricos. A mayores profundidades esta estructura se altera ligeramente.