Figura 5.1
El material exposat en les lliçons anteriors es va centrar en els processos d'interacció aire/mar i per tant, es va enfocar cap a la distribució de temperatura i salinitat només a la capa superficial, on les variacions regionals i estacionals són grans. Tanmateix, la majoria dels oceans estan plens d'aigua amb temperatura i salinitat relativament uniforme (Figura 5.1).
Si la temperatura de la superfície és molt baixa, la convecció per refredament pot arribar més avall de la fondària de la capa superficial. Aquesta situació es troba a les regions polars on l'aigua freda s'enfonça cap al fons de l'oceà. Aquest procés renova les aigües més profundes i és responsable dels corrents per sota del quilòmetre de la capa superior de l'oceà. Les zones de convecció hivernal profunda es troben al mar de Weddell i al mar de Ross a l'oceà Antàrtic i, al mar de Groenlàndia i al mar de Labrador a la regió de l'Àrtic.
La temperatura mitjana és de 3.8ºC, fins i tot a l'equador la temperatura mitjana arriba a ser de 4.9ºC. La capa on la temperatura canvia ràpidament amb la fondària, en el rang de temperatures de 8 - 15º C, s'anomena la termoclina permanent. Es troba entre 150 - 400 m de fondària als tròpics i entre 400 - 1000 m de fondària als subtròpics. Com exemple, en la figura 5.2 es mostra la distribució de temperatura i salinitat en una secció meridional a través de l'Oceà Pacífic. Cal notar la uniformitat d'ambdues propietats per sota de 1000 m de fondària. A més a més en moltes regions de l'oceà, ambdues la temperatura i la salinitat decreixen amb la fondària. Una disminució de temperatura provoca un augment de la densitat, de manera que l'estratificació de la tempertura produeix una estratificació estable de la densitat. D'altra banda, una disminució en la salinitat produeix una disminució de la densitat. L'estratificació de la salinitat per sí mateixa produeix una estratificació inestable de la densitat. A l'oceà l'efecte de la disminució de la temperatura és més fort que l'efecte de la disminució de la salinitat, per la qual cosa l'oceà està establement estratificat.
Figura 5.2
En contrast amb la distribució de la temperatura subsuperficial, la distribució de la salinitat subsuperficial presenta mínims intermitgos. Estan vinculats a la formació de masses d'aigua en els fronts polars on la precipitació és alta; s'explicarà més endavant en el curs. A gran fondària, la salinitat augmenta de nou ja què l'aigua prop del fons oceànic s'origina a les regions polars on s'enfonça durant l'hivern; el refredament durant aquest procés fa augmentar la seva salinitat.
La llum i el so són els dos principals suports d'informació utilitzats en la comunicació humana i animal. Al terra, el so s'atenua en distàncies molt més curtes que la llum, que és per tant l'opció preferida per a la comunicació a llarga distància. La situació inversa es troba a l'oceà: mentre la llum tot just penetra molt poc a l'aigua, el so pot viatjar a través de llargues distàncies i, per tant, es pot fer servir per a diverses aplicacions, com ara el sondeig del fons marí, la comunicació, la detecció d'objectes i mesures submarines, tant per part dels animals com dels éssers humans per igual. La informació detallada sobre la velocitat de so (és a dir, la velocitat de fase de les ones de so) és essencial per totes aquestes aplicacions.
La velocitat del so, c, és una funció de la temperatura, T, la salinitat, S i la pressió, p, i varia entre 1400 ms-1 i 1600 ms-1. A l'oceà obert està influenciada per la distribució de T i p, però no tant per la de S. Disminueix quan disminueix la T, p i S. La combinació de les variacións d'aquests tres paràmetres amb la profunditat vertical produeix un perfil vertical de velocitat del so amb un marcat mínim d'aquesta en les fondàries intermitjes: la temperatura disminueix ràpidament en el primer quilòmetre de la part superior de l'oceà i determina el perfil de velocitat de so, és a dir, c disminueix amb la fondària.
En les regions més profundes (per sota de primer quilòmetre més o menys) el canvi de temperatura amb la profunditat és petit i c vé determinada per l'augment de la pressió amb la profunditat, és a dir, c augmenta amb la profunditat. Els canvis verticals de salinitat són massa petits per a tenir un impacte significatiu, però la mitjana de la salinitat determina si c és en mitjana baixa o alta (salinitat baixa o alta respectivament).
Figura 5.3
La figura 5.3 mostra exemples de perfils de la velocitat del so. Cal fixar-se en les corbes del Mar de Weddell i del Mar Mediterrani: el mar de Weddell no té una estratificació tèrmica, per la qual cosa la temperatura no té efecte sobre c. Al mar Mediterrani es veu l'efecte de la salinitat sobre c: el perfil és similar a les altres regions tropicals de l'oceà, però la major salinitat del Mar Mediterrani fa augmentar c a tots els nivells.
| Calculadora de la Velocitatd del So | ||
| Entri els seus valors: | ||
| temperatura (ºC): | ||
| salinitat: | c = m s-1 | |
| pressió (dbar): | ||
Càlcul basat en Fofonoff, P. and R. C. Millard Jr (1983) Algorithms for computation of fundamental properties of seawater.Unesco Tech. Pap. in Mar. Sci. 44, 53 pp.
Si el seu navegador és compatible amb JavaScript pot comprovar la dependència de la velocitat del so amb la temperatura, la salinitat i la pressió amb aquesta calculadora de la velocitat del so. Introduïeixi un valor per cadascuna de las variables: temperatura, salinitat i pressió i premi el botó de calcular. Comparant el resultat pels diferents perfils de regions oceàniques (Figura 5.3) es pot tenir una idea de la temperatura i salinitat que ha d'existir en aquestes regions per tal de produir les velocitats del so observades.
El so es propaga al llarg de rajos (com fa la llum). Per tant, les lleis de l'òptica geomètrica són aplicables al so:
Com l'estratificació a l'oceà és gairebé horitzontal, la propagació del so en la vertical és pràcticament al llarg d'una línia recta. Aquesta és la base d'una ecosonda: es pot conèixer la profunditat si es coneix la velocitat mitja del so. Una primera estimació seria de 1500 m s-1; hi han taules disponibles per conèixer les correccions per a les diferents àrees dels oceans del món.
Figura 5.4
La figura 5.4 proporciona exemples de camins horitzontals. El primer diagrama mostra la propagació del so a la profunditat de la velocitat mínima del so (generalment al voltant de 1000 m). Els rajos de so es corben cap al fons de mínima velocitat i viatgen en aquesta profunditat a través de llargues distàncies (que poden atravessar tot l'oceà). Aquest canal de so es coneix com el canal SOFAR (de l'anglés "SOund Fixing And Ranging"). Abans de la introducció del Sistema de Posicionament Global (GPS) el canal SOFAR es va utilitzar per ubicar els vaixells i les aeronaus en perill, i per al seguiment de flotadors (amb dos o més receptors) per a l'estudi dels corrents oceànics. El segon diagrama mostra una situació en la qual un capa de barreja de temperatura uniforme (generalment d'uns 100 m de gruix) es troba a la part superior de la columna amb estratificació normal de temperatura. En aquest cas, la velocitat del so augmenta per sota de la superfície a causa de l'augment de la pressió abans que la disminució normal a causa de temperatura començi. La velocitat máxima del so resultant està a 100 m de profunditat i crea una zona d'ombra, ja que tots els rajos de so es desvien allunyant-se d'aquesta profunditat.
Justus von Liebig va descobrir el que es coneix com la "Llei de mínims" de l'agricultura; la productivitat d'un ecosistema està limitada pel nutrient que s'esgota en primer lloc. A terra l'element que limita és o bé el fòsfor, el nitogen o el potassi (en funció dels tipus de sòl). A l'oceà la Llei de Liebig indica que la limitació dels elements ha de venir del
Figura 5.5
fòsfor (en forma de fosfat orgànic o inorgànic)
nitrogen (en forma de nitrats, nitrits i amoníac)
sílici (en forma de silicats)
A terra els nutrients entren el sòl per descomposició orgànica de la matèria morta. A l'oceà els nutrients són consumits per les plantes (fitoplàncton) a la zona eufótica (la capa superficial assolida per la llum del sol) on té lloc la fotosíntesi. La majoria dels nutrients s'eliminen de la zona eufótica i són transferits a les capes més profundes de l'oceà com organismes morts (detritus) i s'enfonsen cap al fons de l'oceà. En les capes més profundes la matèria orgànica es remineralitza, és a dir, els nutrients es tornen a dissoldre. Aquest procés requereix oxigen. Així,
Figura 5.6
L'oxigen i els nutrients estan lligats a un cicle d'absorció i alliberament, de forma que a mar obert la ratio de les seves concentracions són fixes:
| AOU : C : N : P = | 212 | : | 106 | : | 16 | : | 1 | en pes atòmic |
| = | 109 | : | 41 | : | 7.2 | : | 1 | en grams |
AOU (utilització aparent d'oxigen) = concentració de saturació - concentració observada
C = carboni, N = nitrogen, P = fósfor
Durant les tres últimes dècades del segle passat s'han vist grans avenços en la comprensió de la química dels oceans, i ara ha quedat clar que fosfats, nitrats i silicats no són els únics nutrients limitants del creixement a l'oceà. En més del 40% de les regions oceàniques el creixement biològic es veu limitat per la presència del ferro (Fe). La raó d'aquesta diferència entre els ecosistemes terrestres i marins es troba en l'evolució primerenca de la Terra.
Com es va descriure a la lliçó de introductòria, la composició de l'atmosfera és el resultat de la presència de vida a la Terra (vegi la comparació en la figura). Les primeres formes de vida que es van desenvolupar (els procariotes, que són bàsicament molècules envoltades per una membrana i una paret cel·lular) es van trobar una atmosfera que consistia principalment en diòxid de carboni (CO2). Ells van utilitzar els elements químics presents a l'oceà per a l'emmagatzematge, el transport i la transferència d'energia. El ferro és un dels elements més abundants i es indispensable per a moltes funcions cel·lulars.
L'adveniment de la fotosíntesi en les plantes va canviar la distribució relativa de C, O i Fe dràsticament. A mesura que el nivell d'oxigen de l'atmosfera va augmentar, l'oxigen va ser reduït pel ferro disponible, creant vasts dipòsits d'òxid de ferro en l'escorça terrestre. Amb el temps, la disponibilitat de ferro lliure es va acabar, i l'acumulació d'oxigen que va permetre l'evolució de les formes de vida superior va començar. Però la vida marina primitiva encara requereix Fe per les seves funcions de la cèl·lula, i això explica per què a l'oceà el ferro és un element limitant addicional i en molts casos és el factor limitant. Experiments de camp han demostrat que la productivitat oceànica augmenta dramàticament quan s'agrega ferro a la zona eufótica.
