La corriente de Agulhas / ə del ɡ del ʌ l ə s / es el actual límite occidental del suroeste del Océano Índico . Fluye por la costa este de África desde 27 ° S hasta 40 ° S. Es estrecho, veloz y fuerte. Se sugiere que es la mayor corriente fronteriza occidental en el océano mundial , con un transporte neto estimado de 70 Sverdrups (Sv, millones de m 3 / s), ya que las corrientes fronterizas occidentales en latitudes comparables se transportan menos - Corriente de Brasil (16.2 Sv) , Corriente del Golfo (34 Sv), Kuroshio (42 Sv).
Propiedades físicas [ editar ]
Las fuentes de la Corriente de Agulhas son la Corriente del este de Madagascar (25 Sv), la Corriente de Mozambique (5 Sv) y una parte recirculada de la región sudoeste de India al sur de Madagascar (35 Sv). [2] El transporte neto de la corriente de Agulhas se estima en 100 Sv. El flujo de la corriente de Agulhas está dirigido por la topografía . La corriente sigue la plataforma continental desde Maputo hasta la punta del Banco Agulhas(250 km al sur de Cabo Agulhas ). Aquí, el impulso de la corriente supera el equilibrio de vorticidad que mantiene la corriente en la topografía y la corriente sale de la plataforma. [3] La corriente alcanza su transporte máximo cerca del banco Agulhas, donde oscila entre 95-136 Sv. [4]
El núcleo de la corriente se define cuando las velocidades de la superficie alcanzan los 100 cm / s (39 in / s), lo que le da al núcleo un ancho promedio de 34 km (21 mi). La velocidad máxima promedio es de 136 cm / s (54 in / s), pero la corriente puede alcanzar los 245 cm / s (96 in / s). [4]
Agulhas meandros y legumbres Natal [ editar ]
A medida que la corriente de Agulhas fluye hacia el sur a lo largo de la costa este de África, tiende a hincharse hacia la costa con frecuencia, una desviación de la trayectoria normal de la corriente conocida como meandros de la corriente de Agulhas (ACM). Estas protuberancias son ocasionalmente (1-7 veces por año) seguidas por una protuberancia en el mar mucho más grande, conocida como pulsos natales (NP). Los pulsos natales se mueven a lo largo de la costa a 20 km por día. Un ACM puede abultarse hasta 20 km (12 mi) y un NP hasta 120 km (75 mi) desde la posición media de la corriente. [5] El AC pasa 34 km (21 mi) costa afuera y un ACM puede alcanzar 123 km (76 mi) costa afuera. Cuando la CA serpentea, su ancho se ensancha de 88 km (55 mi) a 125 km (78 mi) y su velocidad se debilita de 208 cm / s (82 in / s) a 136 cm / s (54 in / s). Un ACM induce una fuerte contracorriente costera. [6]
Los meandros ciclónicos a gran escala conocidos como pulsos natales se forman a medida que la corriente de Agulhas llega a la plataforma continental en la costa este de Sudáfrica (es decir, el banco oriental de Agulhas, frente a Natal ). A medida que estos pulsos se mueven a lo largo de la costa en el Banco Agulhas, tienden a separar los anillos Agulhas de la Corriente Agulhas. Un desprendimiento de anillo de este tipo puede ser activado por un pulso Natal solo, pero a veces los meandros en la Corriente de Retorno de Agulhas se fusionan para contribuir al derramamiento de un anillo de Agulhas. [7]
Retroflexion [ editar ]
En el Océano Atlántico sudeste , la corriente se retrae (se vuelve sobre sí misma) en la Retroflexión de Agulhasdebido a las interacciones de cizallamiento con la fuerte Corriente Circumpolar Antártica , también conocida como " Viento del Oeste " a pesar de referirse a la corriente del océano en lugar de a los vientos de superficie . Esta agua se convierte en la Corriente de Retorno de Agulhas, que se une con el Gyre del Océano Índico . Se estima que hasta 85 Sv (Sv) del transporte neto se devuelve al Océano Índico a través de la retroflexión. El agua restante se transporta al Gyre del Atlántico Sur.en la fuga de agulhas. Junto con las corrientes de ramificación directas, esta fuga se produce en los filamentos de aguas superficiales y en los remolinos de Agulhas.
Agulhas fugas y anillos [ editar ]
Se estima que tanto como 15 Sv de agua del Océano Índico se filtran directamente en el Atlántico Sur . 10 Sv de esto es agua termalinarelativamente cálida y salada, mientras que los 5 Sv restantes son aguas intermedias antárticas , bajas en salinidad . Dado que el agua del Océano Índico es significativamente más caliente (24-26 ° C) y más salada que el agua del Atlántico Sur, la Fuga de Agulhas es una fuente importante de sal y calor para el Gyre del Atlántico Sur. Se cree que este flujo de calor contribuye a la alta tasa de evaporación en el Atlántico Sur, un mecanismo clave en la circulación de vuelco meridional . Una pequeña cantidad de las fugas de Agulhas se une a la corriente del norte de Brasil, transportando agua del Océano Índico al Gyre Subtropical del Atlántico Norte . [3] Antes de llegar al Mar Caribe , esta fuga se calienta por el sol alrededor del ecuador y, cuando finalmente se une a la Corriente del Golfo , esta agua cálida y salada contribuye a la formación de aguas profundas en el Atlántico Norte. [8]
Se estima que los filamentos de agua superficial representan hasta el 13% del transporte total de sal desde la Corriente de Agulhas hasta la Corriente de Benguela y el Gyre del Atlántico Sur. Debido a la disipación de la superficie, no se cree que estos filamentos contribuyan significativamente al flujo de calor entre cuencas. [3]
Donde los Agulhas vuelven sobre sí mismos, el bucle de la retroflexión se aplasta periódicamente, liberando un remolino en el Gyre del Atlántico Sur. Este "Anillo Agulhas" entra en el flujo de la Corriente de Benguela o se advierte hacia el noroeste a través del Atlántico Sur, donde se une a la Corriente Ecuatorial del Sur , donde se disipan en las corrientes de fondo más grandes. Se estima que estos anillos de núcleo caliente anticiclónicostienen un transporte de 3-9 Sv cada uno, en total de sal inyectada a una tasa de 2.510 6 kg / sy calentamiento a una velocidad de 0.045 PW. [3]
Paleoclima [ editar ]
Desde el Pleistoceno , la flotabilidad de la termoclina del Atlántico sur y la fuerza de la circulación de vuelco del meridional del Atlántico se ha regulado mediante el desprendimiento de los anillos de Agulhas cálidos y salinos. La fuga de Agulhas afecta a la termoclina atlántica en una escala de tiempo decenal y durante siglos puede cambiar la flotabilidad de la termoclina atlántica y, por lo tanto, las tasas de formación de aguas profundas del Atlántico norte (NADW). [9]
La procedencia de los sedimentos oceánicos se puede determinar analizando las proporciones de isótopos de estroncio terrígeno en los núcleos oceánicos profundos. Los sedimentos subyacentes a la corriente de Agulhas y la corriente de retorno tienen proporciones significativamente más altas que los sedimentos circundantes.Franzese, Goldstein & Skrivanek 2012 analizaron los núcleos en el Atlántico Sur depositados durante el Último Glacial Máximo (LGM, 20 000 años atrás) y concluyeron que la fuga de Agulhas se redujo significativamente. La trayectoria de la corriente fue la misma durante la LGM y la fuga reducida debe explicarse por una corriente más débil. Además, se puede predecir que una Corriente de Agulhas más fuerte dará como resultado una retroflexión más hacia el este y una mayor fuga de Agulhas. [10] Simon et al. 2013 , sin embargo, observó que los cambios en la temperatura y la salinidad en la fuga de Agulhas son, al menos en parte, el resultado de la variabilidad en la composición de la corriente en sí y puede ser un indicador deficiente de la resistencia de la fuga. [11]
Ondas pícaras [ editar ]
La costa sureste de Sudáfrica se encuentra en la principal ruta marítima entre el Medio Oriente y Europa / EE. UU. Y varios barcos grandes sufren daños importantes debido a olas gigantes en el área donde estas olas ocasionalmente pueden alcanzar una altura de más de 30 m (98 pies). Unos 30 barcos más grandes sufrieron graves daños o fueron hundidos por olas rebeldes a lo largo de la costa este de Sudáfrica entre 1981 y 1991. [12]
Agulhas Undercurrent [ editar ]
Directamente bajo el núcleo de la Corriente de Agulhas, a una profundidad de 800 m (2,600 pies), hay una Corriente Inferior de Agulhas que fluye hacia el ecuador. [13] La corriente subterránea es de 2.000 m (6.600 pies) de profundidad y 40 km (25 millas) de ancho y puede alcanzar 90 cm / s (35 in / s) a 1.400 metros (4.600 pies), una de las velocidades más altas observadas en cualquier corriente a esta profundidad, pero también muestra una gran variación con un transporte de 4.2 ± 5.2 Sv. La corriente subterránea puede representar hasta el 40% del transporte de volcado del Océano Índico . [14]
Por debajo de los 1.800 m (5.900 pies), se puede distinguir una capa separada de la corriente subterránea: el agua más profunda del Atlántico Norte (NADW, por sus siglas en inglés) más coherente, que transporta un promedio de 2.3 ± 3.0 Sv. [14] NADW redondea el extremo sur de África, después de lo cual la mayor parte (9 Sv) fluye hacia el este y una parte más pequeña (2 Sv) hacia el norte a través de la Corriente de Agulhas y hacia el Valle de Natal (la cuenca entre Sudáfrica y la Meseta de Mocambique) ; Se han observado restos de NADW en la Cuenca y el Canal de Mozambique . La corriente subterránea tiene más fugas que las Agulhas anteriores, lo que da como resultado una composición de masas de agua relativamente bien mezclada: a una profundidad intermedia hay una mezcla de Agua Intermedia Antárticay leer agua de mar . [15]
La periodicidad de los meandros y pulsos natales de las Agulhas se corresponde con la Corriente de Agulhas. [14]Se necesita más investigación, pero las observaciones parecen indicar que durante un evento sinuoso, Agulhas se mueve primero en tierra, luego en costa y, finalmente, en tierra nuevamente, primero debilitándose y luego fortaleciendo 10-15 Sv. Al mismo tiempo, la corriente subterránea se comprime primero en la costa y se debilita cuando las Agulhas se mueven en tierra, luego se fortalecen y se fuerzan hacia arriba cuando las Agulhas se mueven en la costa, y finalmente vuelve a la normalidad. [15]
Propiedades biologicas [ editar ]
Producción primaria [ editar ]
Las Agulhas actúan como una zona de convergencia oceánica . Debido a la continuidad de la masa, esto hace que las aguas de la superficie disminuyan, lo que resulta en el surgimiento de agua fría y rica en nutrientes al sur de la corriente. Además, la convergencia tiende a aumentar la concentración de plancton en y alrededor de los Agulhas. Estos dos factores hacen que el área sea una de productividad primariamejorada en comparación con las aguas circundantes. Esto es especialmente notable en las aguas de retroflexión de Agulhas, donde las concentraciones de clorofila-a tienden a ser significativamente más altas que las aguas circundantes del Océano Índico Sur y del Océano Atlántico Sur. [dieciséis]
Impacto de los anillos [ editar ]
Se sabe que los anillos de núcleo cálido tienen menor productividad primaria que las aguas frías circundantes. Los Anillos Agulhas no son una excepción y se ha observado que transportan aguas con baja concentración de clorofila-a en el Atlántico Sur . El tamaño del fitoplancton en los anillos de Agulhas tiende a ser más pequeño que en el agua circundante (alrededor de 20 µm de diámetro). [dieciséis]
Los Anillos Agulhas también se han observado como la remoción de larvas y peces juveniles de la plataforma continental. Esta eliminación de peces jóvenes puede resultar en una reducción de la captura de anchoa en el sistema de Benguela si un anillo pasa a través de la pesquería.
El Mar de Andamán (también conocido históricamente como el Mar de Birmania ) [3] es un mar marginal del Océano Índicooriental separado de la Bahía de Bengala (al oeste) por las Islas de Andamán de la India y Myanmar y las Islas de Nicobar de la India y tocando Myanmar , Tailandia y la península malaya . Su extremo sur está definido por la isla Breueh , una isla al norte de Sumatra .
Tradicionalmente, el mar se ha utilizado para la pesca y el transporte de mercancías entre los países costeros y sus arrecifes de coral y las islas son destinos turísticos populares. La infraestructura pesquera y turística fue severamente dañada por el terremoto y tsunami del Océano Índico de 2004 .
Geografía [ editar ]
El mar de Andaman, que se extiende sobre 92E a 100E y 4N a 20N, ocupa una posición muy importante en el Océano Índico , sin embargo, permaneció sin explorar durante un largo período de tiempo. Al sur de Myanmar , al oeste de Tailandia y al norte de Indonesia , este mar está separado de la Bahía de Bengala por las islas Andaman y Nicobar y una cadena asociada de montes marinos a lo largo del límite de la placa indo - birmana . El estrecho de Malaca (entre la península malaya y Sumatra ) forma el camino de salida al sur de la cuenca, que tiene 3 km de ancho y 37 m de profundidad.
La Organización Hidrográfica Internacional define los límites del "Mar de Andaman o de Birmania" de la siguiente manera: [3] : p.21
Geología [ editar ]
El lado norte y este de la cuenca es poco profundo, ya que la plataforma continental frente a las costas de Myanmar y Tailandia se extiende más de 200 km (marcada por 300 m de isóbata).). Alrededor del 45 por ciento del área de la cuenca es menos profunda (menos de 500 m de profundidad), lo que es consecuencia directa de la presencia de la plataforma más amplia. La pendiente continental que sigue la plataforma oriental es bastante empinada entre 9N y 14N. Aquí, la vista en perspectiva de la topografía submarina seccionada a lo largo de 95E expone el aumento abrupto de la profundidad del mar en unos 3.000 m dentro de una distancia horizontal corta de un grado. Las isóbatas correspondientes a 900 my 2000 m también se muestran en la figura para enfatizar la inclinación de la pendiente. Además, puede observarse que el océano profundo tampoco está libre de montes marinos; por lo tanto, solo alrededor del 15 por ciento del área total es más profunda que 2.500 m. [4]
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Las partes norte y este están a menos de 180 metros (590 pies) debido al sedimento depositado por el río Irrawaddy . Este importante río fluye hacia el mar desde el norte a través de Myanmar. Las áreas occidental y central tienen una profundidad de 900–3,000 metros (3,000–9,800 pies). Menos del cinco por ciento del mar está a más de 3.000 metros (9.800 pies), y en un sistema de valles submarinos al este de la Cordillera de Andaman-Nicobar, la profundidad supera los 4.000 metros (13.000 pies). [2] El fondo marino está cubierto de guijarros, grava y arena. [1]
El límite occidental del mar de Andamán está marcado por islas volcánicas y montes marinos, con estrechos o pasajes de profundidades variables que controlan la entrada y salida de agua a la Bahía de Bengala . Ocurre un cambio drástico en la profundidad del agua en una pequeña distancia de 200 km, a medida que uno se desplaza desde la Bahía de Bengala (alrededor de 3.500 m de profundidad) hasta las proximidades de las islas (hasta 1.000 m de profundidad) y continúa hacia el Mar de Andaman. El intercambio de agua entre el mar de Andamán y la bahía de Bengala se produce a través del estrecho formado entre las islas de Andamán y Nicobar. De estos, los estrechos más importantes (en términos de ancho y profundidad) son: Preparis Channel (PC), Ten Degree Channel (TDC) y Great Channel(GC). PC es el más ancho pero menos profundo (250 m) de los tres y separa el sur de Myanmar del norte de Andaman. TDC tiene 600 m de profundidad y se encuentra entre Little Andaman y Car Nicobar . GC tiene 1.500 m de profundidad y separa a Great Nicobar de Banda Aceh .
Tectónica de fondo del océano [ editar ]
Corriendo en una línea áspera de norte a sur en el lecho marino del mar de Andaman está el límite entre dos placas tectónicas, la placa de Birmania y la placa de Sunda . Estas placas (o microplacas) se cree que anteriormente formaban parte de la placa más grande de Eurasia , pero se formaron cuando la actividad de falla de transformación se intensificó cuando la Indian Plate comenzó su colisión sustancial con el continente euroasiático . Como resultado, se creó un centro de cuenca de arco posterior , que comenzó a formar la cuenca marginal que se convertiría en el Mar de Andamán, cuyas etapas actuales comenzaron aproximadamente hace 3 a 4 millones de años ( Ma). [5]
El límite entre dos placas tectónicas principales da como resultado una alta actividad sísmica en la región (ver Lista de terremotos en Indonesia). Se registraron numerosos terremotos, y al menos seis, en 1797 , 1833 , 1861 , 2004 , 2005 y 2007 , tuvieron la magnitud de 8.4 o más. El 26 de diciembre de 2004, una gran parte del límite entre la placa de Birmania y la placa indoaustraliana se deslizó, causando el terremoto del Océano Índico de 2004 . Este megathrust terremototuvo una magnitud de 9.3. Entre 1.300 y 1.600 kilómetros del límite sufrieron fallas de empuje.y desplazado unos 20 metros, con el fondo marino levantado varios metros. [6] Este aumento en el fondo marino generó un tsunamimasivo con una altura estimada de 28 metros (92 pies) [7] que mató a aproximadamente 280,000 personas a lo largo de la costa del Océano Índico. [8] El terremoto inicial fue seguido por una serie de réplicas a lo largo del arco de las islas Andaman y Nicobar. Todo el evento dañó gravemente la infraestructura de pesca. [9] : 40–42
Actividad volcánica [ editar ]
Dentro del mar, al este del principal grupo de islas de Gran Andaman , se encuentra la isla Barren , el único volcán actualmente activo asociado con el subcontinente indio . Esta isla-volcán tiene un diámetro de 3 km (2 millas) y se eleva 354 metros sobre el nivel del mar. Su actividad reciente se reanudó en 1991 tras un período de calma de casi 200 años. [10] Es causado por la subducción en curso de la placa de la India debajo del arco de la isla de Andaman , que obliga al magma a elevarse en esta ubicación de la placa de Birmania. La última erupción comenzó el 13 de mayo de 2008 y aún continúa. [11] La isla volcánica de Narcondam., que se encuentra más al norte, también se formó por este proceso. No existen registros de su actividad. [12]
Clima [ editar ]
El clima del mar de Andamán está determinado por los monzones del sudeste asiático . [4] El sistema eólico sobre el régimen se invierte cada año. La región experimenta al noreste con una velocidad del viento promedio de 5 m / s en los meses de noviembre a febrero. Durante estos meses, la parte occidental del dominio experimenta la máxima intensidad del viento. Se debilita de marzo a abril y se revierte a fuertes vientos del sur de mayo a septiembre, con velocidades promedio del viento que alcanzan los 8 m / s en junio, julio y agosto, distribuidas casi uniformemente en toda la cuenca. El viento cae en picado en octubre y regresa a los vientos del este a partir de noviembre.
La temperatura del aire es estable durante el año a 26 ° C en febrero y a 27 ° C en agosto. Las precipitaciones alcanzan los 3.000 mm / año y se producen principalmente en verano. Las corrientes marinas son del sudeste y del este en invierno y del suroeste y oeste en verano. La temperatura promedio del agua superficial es de 26–28 ° C en febrero y de 29 ° C en mayo. La temperatura del agua es constante a 4.8 ° C en las profundidades de 1.600 m y por debajo. La salinidad es de 31.5–32.5 (partes por mil) en verano y de 30.0–33.0 en invierno en la parte sur. En la parte norte, disminuye a 20–25 debido a la entrada de agua dulce del río Irrawaddy . Las mareas son semidiurnas (es decir, suben dos veces al día) con una amplitud de hasta 7.2 metros. [1]
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El efecto de la tensión del viento en la superficie del océano se explica con la ayuda de la flexión por tensión del viento. La divergencia neta de agua en la capa mixta del océano da como resultado Ekman Pumping. [4]La comparación entre las dos estaciones provoca una velocidad de bombeo negativa muy fuerte de más de 5 m por día a lo largo de la costa norte de Indonesia desde mayo hasta septiembre (que se muestra aquí, junio). Esto significa una probable tendencia a la bajada costera en verano. También se observa que la región desarrolla una velocidad de bombeo débil pero positiva (menos de 3 m por día) en la boca del GC en invierno (aquí, diciembre).
Dinámica de fluidos - circulación, transporte y ondas [ editar ]
En general, se encuentra que las corrientes son más fuertes en el sur que en cualquier otra parte de la cuenca. [4]Un intenso flujo de salida superficial a través de GC, del orden de 40 cm / s, se produce durante los veranos y los inviernos. Si bien este flujo se dirige hacia el oeste en invierno, se dirige hacia el sur a lo largo de la costa oeste de Indonesia en verano. Por otro lado, el TDC tiene un fuerte flujo de superficie en verano, que se debilita en octubre. A esto le sigue un fuerte flujo de salida en invierno, que disminuye en el mes de abril. Aunque el flujo de la superficie a través de la PC es generalmente hacia el interior durante el monzón de verano, los meses anterior y posterior experimentan un flujo de salida (flujo fuerte en octubre, pero flujo débil en abril). Durante abril y octubre, cuando los efectos de los vientos locales son mínimos, el mar de Andaman experimenta la intensificación de las corrientes de la superficie meridional en la dirección hacia los polos a lo largo del talud continental en el lado este de la cuenca.[4] [13]
Se observa que el nivel del agua aumenta en la cuenca entre abril y noviembre, con la tasa máxima de acumulación de agua durante abril y octubre (marcada por la pendiente pronunciada de la curva). [4] El aumento en la altura de la superficie del mar (SSH) se atribuye a lo siguiente: lluvia, afluencia de agua dulce de los ríos y entrada de agua a través de los tres estrechos principales. Excepto el último factor, las contribuciones de la lluvia y los ríos son cuantificables y, por lo tanto, se expresan en volúmenes de agua para comparación. A partir de esto, se podría deducir la afluencia esperada a través de los estrechos (= anomalía SSH - Precipitación - Influencia del río). En este caso, las pérdidas por evaporación no se tienen en cuenta debido a su diminuto orden de magnitud en comparación con la precipitación (estudios anteriores [14]muestran que la ganancia media anual en agua dulce (precipitación menos evaporación) del mar de Andamán es de 120 cm por año). Se encuentra que el SSH de la cuenca es dictado principalmente por el transporte de agua a través de los estrechos. Las contribuciones de la lluvia y los ríos se vuelven importantes solo durante los veranos. Por lo tanto, un flujo neto hacia adentro ocurre a través de los estrechos entre abril y noviembre, seguido por el transporte neto hacia marzo. [13]
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La cuenca experimenta una tasa muy alta de transporte de agua a través de estrechos en abril y octubre. Este es un período de jets Wyrtki ecuatoriales, que golpean la costa de Sumatra y se reflejan como las Ondas de Rossby y las olas costeras de Kelvin. Estas olas de Kelvin son guiadas a lo largo del límite oriental del Océano Índico y una parte de esta señal se propagará hacia el mar de Andamán. Y la costa norte de Sumatra es la primera en sentir su efecto. Las isotermas de 20 grados que se profundizan durante el mismo período, sugieren la naturaleza descendente de las ondas de Kelvin. Las ondas se propagan más a lo largo del límite oriental del mar de Andamán, lo que se confirma por la profundización diferencial de las isotermas de 20 grados a lo largo de las longitudes 94E y 97E (promediadas en las latitudes 8 N y 13 N). Las longitudes se eligen de tal manera que una represente la parte occidental de la cuenca (94E) y la otra a lo largo de la fuerte pendiente continental en el lado este de la cuenca (97E). Se observa que ambas longitudes experimentan una profundización de las isotermas en abril y octubre, pero el efecto es más pronunciado en 97E (las isotermas se profundizan en 30 m en abril y 10 m en octubre). Esta es una firma concreta de hundimiento en la cuenca y definitivamente no es forzada localmente ya que los vientos son más débiles durante este período. Esto confirma inequívocamente que el repentino estallido de agua en la cuenca a través de los estrechos, la intensificación de las corrientes fronterizas del este y la intensificación coincidente de las isotermas en abril y octubre son la consecuencia directa de la propagación de las olas de Kelvin en el mar de Andamán, forzadas remotamente por el ecuador Aviones Wyrtki.[4] La evolución de la vorticidad en la cuenca sugiere un fuerte corte en el flujo durante diferentes épocas del año e indica además la presencia de ondas geofísicas de baja frecuencia (como las ondas de Rossby que se propagan hacia el oeste) y otros remolinos transitorios.
Flora [ editar ]
Las zonas costeras del mar de Andamán se caracterizan por bosques de manglares y praderas de pastosmarinos. Los manglares cubren entre más de 600 km 2 (232 millas cuadradas) de las costas tailandesas de la Península Malaya, mientras que las praderas de pastos marinos ocupan un área de 79 km 2 (31 millas cuadradas). [9] : 25–26 Los manglares son en gran parte responsables de la alta productividad de las aguas costeras: sus raíces atrapan el suelo y los sedimentos y brindan refugio a los depredadores y viveros de peces y pequeños organismos acuáticos. Su cuerpo protege la orilla del viento y las olas, y sus detritos.Forman parte de la cadena alimenticia acuática. Una parte importante de los bosques de manglares tailandeses en el mar de Andamán se eliminó durante el cultivo extensivo de camarón de agua salobre en la década de 1980 [ citación necesaria ] . Los manglares también fueron dañados significativamente por el tsunami de 2004. Fueron replantados parcialmente después de eso, pero su área aún está disminuyendo gradualmente debido a las actividades humanas. [9] : 6–7
Otras fuentes importantes de nutrientes en el mar de Andamán son los pastos marinos y los fondos de lodo de las lagunas y las zonas costeras. También crean un hábitat o refugio temporal para muchos entierros y organismos bentónicos. Muchas especies acuáticas migran desde y hacia las hierbas marinas diariamente o en ciertas etapas de su ciclo de vida. Las actividades humanas que dañan las praderas marinas incluyen la descarga de aguas residuales de la industria costera, las granjas camaroneras y otras formas de desarrollo costero, así como el arrastre y el uso de redes de empuje y redes de arrastre. El tsunami de 2004 afectó al 3.5% de las áreas de pastos marinos a lo largo del Mar de Andaman a través de la sedimentación y la sedimentación en la arena y el 1.5% sufrió la pérdida total de hábitat. [9] : 7
Fauna [ editar ]
Las aguas marinas a lo largo de la península malaya favorecen el crecimiento de los moluscos, y existen aproximadamente 280 especies de peces comestibles que pertenecen a 75 familias. De ellas, 232 especies (69 familias) se encuentran en manglares y 149 especies (51 familias) residen en pastos marinos; por lo que 101 especies son comunes a ambos hábitats. [9] : 26 El mar también alberga muchas especies de fauna vulnerables, como el dugongo ( Dugong dugon ), varias especies de delfines, como el delfín de Irrawaddy ( Orcaella brevirostris ) y cuatro especies de tortugas marinas: tortuga laúd ( Dermochelys coriacea ) y carey críticamente en peligro de extinción Tortuga(Eletmochelys imbricata) y amenazada tortuga verde ( Chelonia mydas ) y Golfina tortuga ( Lepidochelys olivacea ). Solo hay unos 150 dugongos en el mar de Andaman, dispersos entre las provincias de Ranong y Satun . Estas especies son sensibles a la degradación de las praderas de pastos marinos. [9] : 8
Se estima que los arrecifes de coral ocupan 73,364 rai en el mar de Andamán con solo un 6.4 por ciento en condiciones ideales. [15]
Actividades humanas [ editar ]
El mar ha sido utilizado durante mucho tiempo para la pesca y el transporte de mercancías entre los países costeros. Solo Tailandia cosechó aproximadamente 943,000 toneladas de pescado en 2005 [16] y aproximadamente 710,000 toneladas en 2000. De esas 710,000 toneladas, 490,000 se contabilizaron por arrastre (1,017 barcos), 184,000 por cerco (415 barcos) y aproximadamente 30,000 por redes de enmalle . De la captura marina total de Tailandia, el 41 por ciento se captura en el Golfo de Tailandia y el 19 por ciento en el Mar de Andamán. El cuarenta por ciento se captura en aguas fuera de la ZEE de Tailandia . [17]
Los números de producción son significativamente más pequeños para Malasia y son comparables, o más altos, para Myanmar. [18] La competencia por el pescado dio lugar a numerosos conflictos entre Myanmar y Tailandia. En 1998 y 1999, resultaron en muertes en ambos lados y casi escalaron en un conflicto militar. En ambos casos, la marina tailandesa intervino cuando los barcos birmanos intentaron interceptar los barcos pesqueros tailandeses en las zonas marítimas en disputa, y se pensaba que los aviones de combate tailandeses eran desplegados por el Consejo de Seguridad Nacional. Los barcos pesqueros tailandeses también fueron confrontados frecuentemente por la marina de Malasia en la medida en que el gobierno tailandés tuvo que advertir a sus propios pescadores contra la pesca sin licencia en aguas extranjeras. [19]
La producción marina de 2004 en Tailandia estuvo compuesta por: peces pelágicos 33 por ciento, peces demersales 18 por ciento, cefalópodos 7,5 por ciento, crustáceos 4,5 por ciento, peces de basura 30 por ciento y otros 7 por ciento. [9] : 12 El pescado de la basura se refiere a especies no comestibles, especies comestibles de bajo valor comercial y juveniles, que se lanzan al mar. [9] : Se distribuyeron 16 peces pelágicos entre anchoas ( Stolephorus spp., 19 por ciento), caballa del Indo-Pacífico ( braquisoma de Rastrelliger , 18 por ciento), sardinellas ( Sardinellars spp., 14 por ciento), escot(11 por ciento), el atún de cola larga ( tonggol Thunnus , 9 por ciento), poco atún oriental ( Euthynnus affinis , 6 por ciento), trevallies (6 por ciento), SCAD patudo (5 por ciento), la caballa india ( Rastrelliger kanagurta , 4 por ciento), rey caballa ( cavalla de Scomberomorus , 3 por ciento), escuadra de torpedo ( Megalaspis cordyla , 2 por ciento), arenques de lobo (1 por ciento) y otros (2 por ciento). [9] : 13 La producción de peces demersales estuvo dominada por el patudo manchado de púrpura ( Priacanthus tayenus ),dorada ( Nemipterus hexodon ), pez lagarto ( Saurida undosquamis ), esbelta ( Saurida elongata ) y camarones Jinga ( Metapenaeus affinis ). La mayoría de las especies están sobrepescadas desde la década de 1970 a 1990, excepto la caballa española ( Scomberomorus commersoni ), carangidae y torpedo scad ( Meggalaspis spp.). La tasa general de sobrepesca fue de 333 por ciento para las especies pelágicas y 245 por ciento para las especies demersales en 1991. [9] : 14Los cefalópodos se dividen en calamares, sepias y moluscos, donde los calamares y sepias en aguas tailandesas se componen de 10 familias, 17 géneros y más de 30 especies. Las principales especies de moluscos capturadas en el mar de Andamán son vieiras , berberechos ( Anadara granosa ) y almejas de cuello corto. Su colección requiere engranajes de arrastre de fondo, que dañan el fondo marino y los engranajes en sí mismos y se están volviendo impopulares. Por lo tanto, la producción de moluscos ha disminuido de 27,374 toneladas en 1999 a 318 toneladas en 2004. Mientras que los crustáceos compusieron solo el 4.5 por ciento del total de productos marinos en 2004 en volumen, representaron el 21 por ciento del valor total. Fueron dominados por langostinos , langostinos tigre., langostinos, langostinos, langosta de la bahía ( Thenus orientalis ), camarones mantis, cangrejos nadadores y cangrejos de lodo . La captura total en 2004 fue de 51,607 toneladas para calamar y sepia y 36,071 toneladas para crustáceos. [9] : 18–19
Los recursos minerales del mar incluyen depósitos de estaño frente a las costas de Malasia y Tailandia. Los puertos principales son Port Blair en la India ; Dawei , Mawlamyine y Yangon en Myanmar ; Puerto de Ranong en Tailandia ; George Town y Penang en Malasia; y Belawan en Indonesia. [2]
El mar de Andamán, en particular la costa occidental de la península malaya , y las islas de Andaman y Nicobarde India y Myanmar son ricas en arrecifes de coral e islas costeras con una topografía espectacular. A pesar de haber sido dañados por el terremoto y el tsunami de Sumatra en 2004, siguen siendo destinos turísticos populares. [20] La costa cercana también tiene numerosos parques nacionales marinos, 16 solo en Tailandia, y cuatro de ellos son candidatos para su inclusión en los sitios del Patrimonio Mundial de la UNESCO .
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