ICM Logo Matthias Tomczak

Processos Termohalins, formació de masses d'aigua i termoclina estacional


En la majoria de les regions oceàniques la circulació induïda pel vent, tema presentat anteriorment, no afecta més enllà del quilòmetre per sota de la superfície de l'oceà. La renovació de l'aigua per sota d'aquesta profunditat s'aconsegueix amb els corrents que estan impulsats per les diferències de densitat produïdes pels efectes de la temperatura (tèrmics) i la salinitat (halins). La circulació associada s'anomena genèricament circulació termohalina. Com aquests moviments són majoritariament molt lents, és sovint molt difícil mesurar-los directament amb correntímetres; habitualment es deriven a partir de la distribució de les propietats de l'aigua i de l'aplicació de la geostrofia.

La força motriu de la circulació termohalina és la formació de masses d'aigua. Les masses d'aigua amb característiques de temperatura i salinitat ben definides són creades per processos en la superfície en llocs específics; després s'enfonsen poc a poc i es barrejen amb altres masses d'aigua a mesura que es desplaçen. Els dos principals processos de formació de masses d'aigua són la convecció profunda i la subducció. Tots dos estan vinculats a la dinàmica de la capa de barreja en la superfície de l'oceà, per la qual cosa és necessari començar primer pels aspectes termohalins de la capa superior de l'oceà.

Figura 7.1

Els oceanògrafs es refereixen a la capa superficial amb propietats hidrogràfiques uniformes com la capa superfícial de barreja. Aquesta capa és un element essencial de la transferència de calor i d'aigua dolça entre l'atmosfera i l'oceà. En general, ocupa més o menys els primers 50 - 150 metres, però pot arribar a ser molt més fonda a l'hivern, quan el refredament a la superfície del mar produeix moviments convectius d'aigua, alliberant la calor emmagatzemada a l'oceà cap a l'atmosfera. Durant la primavera i l'estiu, la capa de barreja absorbeix la calor, modulant les temperatures extremes estacionals de la Terra emmagatzemant calor fins la tardor i hivern següents, i la profunda capa de barreja de l'anterior hivern es cobreix per una capa superficial calenta, d'aigua més lleugera. Durant aquest temps la barreja s'aconsegueix per l'acció de les onades, que no pot arribar molt més enllà d'unes poques desenes de metres. Sota la capa de barreja activa hi ha una zona de ràpida transició, on (en la majoria dels casos) la temperatura disminueix ràpidament amb la profunditat. Aquesta transició s'anomena termoclina estacional. Essent la base de la capa superficial de barreja, és poc produnda a la primavera i estiu, més fonda a la tardor, i desapareix a l'hivern, quan la pèrdua de calor en la superfície produeix inestabilitat i la convecció resultant barreja la columna d'aigua a major profunditat (Figura 7.1). En els tròpics el refredament de l'hivern no és prou fort com per destruir la termoclina estacional, i un patró superficial a vegades anomenat la termoclina tropical es manté durant tot l'any.

L'escala de profunditat per sota de la termoclina estacional a uns 1000 m es coneix com permanent o termoclina oceànica. És la zona de transició de les aigües càlides de la capa superficial a les aigües fredes més fondes. La temperatura en el límit superior de la termoclina oceànica permanent depèn de la latitud, assolint així més de 20° C als tròpics, i una mica més de 15°C a les regions temperades; en el límit inferior les temperatures són bastant uniformes al voltant de 4 - 6°C en funció de cada oceà.

Figura 7.2

Per sota de la capa superficial que està en contacte permanent amb l'atmosfera, la temperatura i la salinitat són propietats conservatives, és a dir, només poden ser modificades per barreja i advecció. Totes les altres propietats de l'aigua de mar, tals com l'oxigen, els nutrients, etc., es veuen afectades pels processos biològics i químics i, per tant, no són conservatives. Les masses d'aigua poden ser identificades per la combinació de valors de temperatura-salinitat (TS, Figura 7.2).

La formació de masses d'aigua per convecció profunda es produeix en regions amb poca estratificació de la densitat (és a dir, majoritàriament en les regions polars i subpolars). Quan l'aigua a la capa de barreja és torna més densa que l'aigua de sota, s'enfonsa a gran profunditat, en algunes regions fins al fons de l'oceà. L'augment de densitat es pot aconseguir per refredament o per un augment en la salinitat (ja sigui a través de l'evaporació o per concentració de sal durant la congelació) o ambdós.

Figura 7.3

La formació de masses d'aigua per subducció es produeix principalment en els subtròpics. L'aigua de la part inferior de la capa de barreja és bombejada cap avall a través d'una convergència en el transport d'Ekman i s'enfonça lentament al llarg de les superfícies de densitat constant (Figura 7.3).

La figura 7.4 ofereix un resum de les masses d'aigua als oceans. L'Aigua Antàrtic del Fons es forma principalment en els mars de Weddell i Ross per convecció profunda i omple totes les conques oceàniques per sota de 4000 m de profunditat; en els oceans Pacífic i Índic es barreja amb les aigües profundes de l'Atlàntic Nord, la barreja es coneix com Aigua Circumpolar. Les aigües profundes de l'Atlàntic Nord són el producte d'un procés que implica la convecció profunda a l'Oceà Àrtic, al mar de Groenlàndia i al mar del Labrador. La majoria de l'Aigua Intermèdia Antàrtica està formada per una profunda convecció al sudest Xile i sudoest d'Argentina i s'estén a tots els oceans amb el Corrent Circumpolar.

Figura 7.4
L'Aigua Intermèdia a l'hemipshere nord pot ser formada per convecció o subducció. L'Aigua Central, aigua a la termoclina permanent, està formada per subducció en el subtròpic. Les aigües Mediterrànies i del Mar Roig són intrusions d'aigües de temperatura alta i molt salades de les dues conques del Mediterrani (vegeu la discussió del mar Mediterrani més avall).

Cal remarcar que el diagrama és molt esquemàtic. L'oceà real és un fluid en moviment turbulent ple de remolins, fronts i altres inestabilitats. També s'hauria de tenir en compte que en els oceans els moviments són significativament zonals (dirigits de l'est cap a l'oest) i per tant l'esquema de la figura 7.4 no descriu les variacions existents entre les costes orientals i occidentals. Tanmateix, com un resum dels trets principals de les masses d'aigua de l'oceà mundial és correcte i adequat.

Figura 7.5

El resum de les característiques de T-S de totes les masses d'aigua es mostra a la figura 7.5. L'Aigua Antàrctica del Fons és representa per un punt de T-S únic (la regió blanca de l'escala de salinitat). L'Aigua Intermèdia Antàrtica també presenta un punt característic de T-S però només es veu normalment com un mínim de salinitat en les corbes T-S; el mínim s'erosiona lentament barrejant-se a mesura que l'Aigua Intermèdia avança cap al nord (Figura 7.6). Les Aigües Centrals apareixen representades en els diagrames T-S, més com a corbes que com a punts (compari amb la Figura 7.3)

Figura 7.6

Una descripció completa del moviment de les masses d'aigua requereix conèixer les distribucions horitzontals de les seves propietats, així com seccions verticals i diagrames de T-S. En particular es veu llavors que el camí de l'Aigua Antàrtica del Fons éstà fortament afectat per la topografia. Per exemple, les conques profundes de l'oceà Atlàntic oriental estan separades de l'Oceà del Sud per un promontori que no pot assolir aquesta aigua directament. S'omplen a través d'un passatge a la dorsal Atlàntica prop de l'equador conegut com la Fractura Romanche; en altres paraules, el flux de l'Aigua Antàrtica de Fons a la part oriental de l'Oceà Atlàntic Sud és cap al sud, des de l'equador cap al pol. A l'Oceà Pacífic, l'entrada és principalment al llarg de 170º W (est de Nova Zelanda) seguit d'un escampament cap a l'est i cap a l'oest a l'hemisferi del nord; la recirculació a l'hemisferi del sud succeeix a l'est. L'entrada a l'oceà Índic és fa des de l'oest, i en quantitats més petites des de l'est.

Circulació en un Mar Mediterrani

Els mars Mediterranis són grans cossos d'aigua caracteritzats per intercanvis d'aigua molt restringits amb les grans conques oceàniques. Això els confereix una hidrodinàmica particular i els posa apart de la resta dels oceans mundials. Mentre que la circulació a la majoria dels oceans està determinada per corrents induïts pel vent, la circulació als mars mediterranis està determinada per processos termohalins. Es poden distingir dos tipus bàsics de circulació, la conca de concentració i la conca de dilució. Les conques de concentració són aquelles on l'evaporació a la regió excedeix la precipitació; aquests mars mediterrànis s'anomenen de vegades mars mediterranean àrids. Els exemples són el Mar Mediterrani (Euràfrica),el Mar Roig i el Golf Pèrsic. Les conques de dilució són aquelles en las quals la precipitació i l'aport dels rius excedeixen l'evaporació; aquestes conques són per això conegudes com mars mediterranis humits. Els exemples són el Mar Negre, el Mar Bàltic i el Mar Mediterrani Australasià (mars de l'arxipèlag Indonesi).

Figures 7.7 - 7.8 - 7.9

La circulació en els mars mediterranis i l'intercanvi d'aigua amb la resta de l'oceà mundial difereixen sorprenentment entre els dos tipus (Figura 7.7). En les conques de concentració (figures 7.8, 7.9) l'evaporació augmenta la salinitat de l'aigua superficial, augmentant la seva densitat i produint convecció. La renovació de l'aigua profunda és per això un procés gairebé continu, i les aigües de la conca es ventilen bé (tenen un contingut d'oxigen relativament alt) a totes les profunditats.

Figura 7.10

En les conques de dilució, l'excés de pluja i l'aport d'aigua dolça dels rius redueixen la densitat de la capa de superfície. Això evita que aquesta aigua arribi a les capes més profundes. El resultat és l'establiment d'una capa superior poc densa i una forta haloclina. L'aigua per sota de l'haloclina es renova molt lentament per barreja a través de l'haloclina i el flux d'aigua oceànica a través dels estrets. Com s'esmentava a la Lliçó 5, l'oxigen en fondària es consumeix per la remineralització dels nutrients. El contingut d'oxigen és per això molt baix quan la ventilació s'inhibeix degut a l'halocline (Figura 7.10). Si la conca és gran i l'intercanvi amb l'oceà obert és molt restringit, els nivells d'oxigen en fondària poden caure a zero, evitant l'existència de vida marina. Tals condicions es troben ocasionalment en algunes conques del Mar Bàltic. El Mar Negre, amb més de 1500 m de fondària, està desproveït d'oxigen per sota dels 150 m.