L'oceà i l'atmosfera formen un sistema acoblat. L'acoblament es produeix a través de processos d'intercanvi a la interfície (la superfície del mar). Aquests processos d'intercanvi determinen l'energia i els balanços de massa dels oceans. Les magnituds intercanviades entre l'oceà i l'atmosfera són les següents:
| En el balanç d'energia: | energia radiativa (inclosa la calor) moment |
| En el balanç de massa: | aigua dolça, a través de - evaporació/condensació i - precipitació/descàrregues de rius minerals gasos |
Els gasos absorbeixen l'energia de la radiació de forma selectiva. Alguns gasos són transparents a la radiació d'ona curta emesa pel sol, però molt absorbents per longituds d'ona més llargues (infraroig) en les quals la Terra emet energia radiant a l'espai. Concentracións altes d'aquests gasos a l'atmosfera dónen lloc a una captura d'energia radiativa per l'atmosfera que es manifesta com un augment de la temperatura atmosfèrica. Aquests gasos són coneguts com a gasos d'efecte hivernacle. El diòxid de carboni és un gas hivernacle molt important.
El paper de l'oceà en el clima de la Terra i la seva capacitat d'emmagatzemar diòxid de carboni (CO2) es discuteix en el següent text, pres de The Ocean and Climate de R. W. Stewart (IMS Newsletter 55/56 de 1991, la Unesco, París). Algunes anotacions, que no formen part del text original, s'han afegit per fer el text més accessible per als estudiants de primer any; aquestes anotacions es posen en taronja.
L'oceà juga un paper en el sistema climàtic que és complementàri i d'importància comparable al de l'atmosfera. Emmagatzema calor i l'allibera després, sovint en un lloc diferent. Transporta calor en quantitats comparables amb el transport atmosfèric. Absorbeix i emet diòxid de carboni. (...) De vegades es referencia com el "volant d'inèrcia del sistema climàtic" (...). Com un volant d'inèrcia, l'oceà enmagatzema energia, en aquest cas energia tèrmica, quan es troba en gran quantitat durant el dia o l'estiu, i l'allibera quan el subministrament d'energia es redueix o s'inverteix durant la nit o a l'hivern.
Quan s'escalfa l'oceà respon emmagatzemant part de la calor i incrementant l'evaporació. Com que la calor és barreja cap avall uns metres degut al vent, la temperatura augmenta molt menys que a terra ferma sota les mateixes condicions d'escalfament. L'evaporació produeix profunds efectes en l'atmosfera i el clima. El vapor d'aigua alliberat a l'atmosfera augmenta fortament l'efecte hivernacle a l'atmosfera. Quan es torna a condensar, l'escalfament resultant de l'aire és una font important d'energia per al moviment de l'atmosfera.
Quan l'oceà es refreda, respon mitjançant la generació de des moviments vertical convectius, que abasteix de calor la superfície. (Això es degut a que la continuïtat de la massa requereix que l'enfonsament de l'aigua freda de la superfície es substitueixi per l'aigua de sota. Aquesta aigua és -lleugerament - més càlida que l'aigua que s'enfonsa i per tant representa una font de calor.) Així, la caiguda de temperatura és molt menor que sobre el terra sota la mateixes condicions de refredament.
El resultat general és, que per les dues terceres parts de la superfície de la Terra coberta per l'oceà sense glaç, la temperatura sobre l'oceà varia només entre -2ºC (el punt de congelació d'aigua salada) i 30ºC, i en qualsevol lloc, només d'1ºC durant el transcurs d'un dia i 10ºC durant el transcurs d'un any. Aquest rang pot comparar-se amb les zones àrides mitjanes continentals, on la variació d'un lloc a un altre pot ser d'uns 100ºC, i durant el transcurs de l'any en determinats llocs de 80ºC. A més, la resposta relativament lenta de l'oceà a l'escalfament i refredament resulta en un cicle anual oceànic retardat relatiu a les regions continentals (Es requereix molta més energia per modificar la temperatura de l'aigua que la temperatura de l'aire, de manera que el mar triga més a escalfar-se o refredar-se. Com a resultat, el mar segueix escalfant-se a finals de estiu quan l'aire és encara més calent que l'aigua però, ja està refredant-se i segueix refredant-se al final de l'hivern, quan l'aire és encara més fred que l'aigua, però l'atmosfera per contra ja està escalfant-se.)(...)
Aquests efectes s'experimentarien fins i tot si l'oceà es poc més que un pantà profund. No obstant això, l'oceà (...) es mou. (...) Movent-se, distribueix la calor (i la sal) en formes que són d'importància central en la determinació de la detalls del clima de la Terra.
L'Atlàntic Nord ofereix un exemple particularment notable. A l'Atlàntic tropical, l'escalfament solar i l'excés d'evaporació sobre la precipitació i l'escorrentia crea una capa superior d'aigua relativament càlida i salina. Part d'aquesta aigua flueix cap al nord, a través dels passatges entre Islàndia i Gran Bretanya. Pel camí allibera calor a l'atmosfera, sobretot a l'hivern. Atès que els vents en aquestes latituds són en general cap a l'est, la calor es transporta a Europa, produint hiverns suaus que són tan característics d'aquesta regió en relació a altres per a latituds similars.
Tanta calor es retira (des de l'oceà absorbint-la l'atmosfera just a sobre) que la temperatura (de l'aigua de la superfície de l'oceà) cau a prop del punt de congelació. Aquesta aigua, ara al Mar de Groenlàndia, segueix sent relativament salada, i la combinació de baixa temperatura i alta salinitat torna l'aigua més densa que l'aigua a sota. La convecció s'inicia i l'aigua s'enfonça - de tant en tant i localment fins al fons. Allà llisca per sota, i es barreja amb altres aïgues que ja hi havia prop del fons. S'estén i flueix cap al sud, freda i pel fons.
Aquesta circulació termohalina: aigua superficial calenta fluintca p al nord, refredant, enfonsant-se i llavors fluint cap al sud produeix unenorme flux de calor cap al nord. Això equival a 1 PW (petavat i, 1 PW = 1 bilió megawatts), completament comparable amb el transport que fa l'atmosfera cap als pols.
(...)
L'aigua (de totes les profunditats) està continuament en contacte amb la superfície i arriba aproximadament a l'equilibri amb concentracions en un equilibri aproximat al dels gasos de l'atmosfera, incloent-hi en particular l'O2, CO2 i els freons. Els freons són inerts (no influïts pels processos biològics o reaccions químiques; la seva concentració només es veu afectada per la barreja d'aigua), i constitueixen un valuós marcador passiu per al moviment de l'oceà. L'O2 i el CO2, d'una altra banda, es veuen fortament afectats per l'activitat biològica. Les capes superficials de l'oceà contenen plantes planctòniques que, en presència de llum solar, converteixen el CO2 dissolt en carboni orgànic. Les plantes són menjades pels animals, que alhora són consumits per altres organismes. Les restes d'aquests organismes cauen de les capes superficials a les més profundes de l'oceà. En el transcurs, els bacteris descomponen part del material, alliberant CO2 i absorvint O2. Com a resultat, les aigües més profundes s'enriqueixen de CO2 i nutrients i s'enpobreixen d'O2.
(...)
L'oceà juga un paper fonamental, però sovint subestimat, per definir el clima de la Terra. En efecte qualsevol posibilitat de prediure l'evolució del clima més enllà de poques setmanes requereix tenir en compte el comportament de l'oceà.
(...)
Mapa
Pel que fa a la sensibilitat i la contribució al canvi climàtic a llarg termini: hi ha moltes raons per creure que l'oceà està canviant en resposta als canvis climàtics en els últims pocs centenars d'anys (la Petita Edat de Gel). És pot esperar que canvii més a mesura que les influències antropogèniques (influències de l'activitat humana) siguin cada vegada més marcades. L'efecte dels oceans en l'atmosfera podria ser tant com a moderador o com a intensificador d'aquests canvis. Sens dubte, els modifiquen.
Aquest mapa mostra com la circulació dels oceans distribueix la calor per tots els oceans del món.
Fi de la cita
La circulació termohalina descrita anteriorment ("aigua superficial calenta fluint cap al nord, refredant-se, enfonsant-se i llavors fluint cap al sud") es coneix com la Gran Cinta de Transport Oceànica (Figura 8.1): l'aigua que s'enfonsa a l'Atlàntic Nord (Aigua Profunda de l'Atlàntic Nord) entra al Current Circumpolar Antàrtic i a partir d'aquí a totes les conques oceàniques, aflorant poc a poc dins del quilòmetre superior i retorna al Atlàntic Nord a la termoclina permanent.
Figura 8.1
Figura 8.2
La formació d'Aigua Profunda de l'Atlàntic Nord no continua necessàriament per sempre. La convecció profunda al Mar de Groenlàndia es produeix en una regió on l'aigua freda i fresca, i l'aigua calenta i salina es troben (Figura 8.2). La convecció es produeix quan l'aigua càlida i salada es refreda prou per enfonsar-se, just abans de que la seva relativa alta densitat la forçi a llliscarper sota de les aigües superficials polars fresques i continui com un corrent subsuperficial ("flux d'entrada a l'Atlàntic" a la Figura 8.2). La convecció pot ser inhibida per una sèrie de processos. Si el clima s'escalfa, la fosa addicional de gel augmenta el volum de sortida de l'aigua de l'Àrtic, freda i fresca i empèny la regió on la corrent càlida i salada està forçada per sota de les aigues polars fresques de superfície més cap al sud. L'aigua salada i calenta és troba llavors aïllada del refredament atmosfèric i ja no s'enfonsa més. Això pararà la cinta transportadora. Com resultat d'això, Europa esdevindrà molt més freda, es formarà més gel a l'Àrtic, es reduïrà la sortida d'aigua freda i fresca, i la cinta transportadora s'activarà de nou. És pot entendre que el mar presenta dos sistemes alternatius de circulació com dos estats d'un sistema d'oscil·lactori. Hi ha evidència geològica que la cinta transportadora està inactiva durant les èpoques glacials.
La qüestió de com i en quina mesura la circulació termohalina és sensible a l'activitat humana és el subjecte d'una intensa recerca en nombroses institucions arreu del món.
Figura 8.3
La discussió dels canvis de la circulació oceànica i les edats de gel precendents donen un exemple de comportament oscil·latori de l'acoblament del sistema oceà/atmosfera. Un altre exemple, en una escala de temps prou curta com per a ser experimentat durant el lapse d'una vida humana, es produeix a l'Oceà Pacífic i és conegut com ENSO, que significa en anglés Oscil·lació del Sud el Niño. L'Oscil·lació del Sud és el terme per denotar una oscil·lació a gran escala de la pressió de l'aire en els tròpics al voltant del món i particularment sobretot a l'Oceà Pacífic tropical, on la pressió de l'aire és alta a Darwin quan és baixa a Tahití (o bé a la part central i oriental de l'Oceà Pacífic en general) i viceversa. La figura 8.3 mostra l'efecte de l'Oscil·lació del Sud en la pressió de l'aire i la pluja. Es veu que la pressió alta de l'aire a Darwin està lligada amb fortes pluges al Pacífic central.
El "Niño" és el nom de la part oceanogràfica del fenomen. Una de les regions pesqueres més riques del món, la regió de l'aflorament costaner del Pacífic Sud al llarg de la costa del Perú, Xile i Equador, de tant en tant experimenta una afluència d'aigua tropical calenta i pobre en nutrients, que suprimeix la aflorament de nutrients. L'anchoveta, que habita en aquestes aigües per milions d'exemplars i forma la base nutricional d'una població enorme d'aus i dels importants stocks de peix per a la indústria de la farina, depèn del subministrament de nutrients a la la capa superficial. Evita l'aigua calenta i pobre en nutrients causant una mortalitat massiva entre les aus. Si l'extensió del flux tropical és molt sever, la mortalitat en massa pot tanmateix succeir entre els peixos; és sabut que el sulfur d'hidrogen dels peixos en descomposició ennegreix la pintura dels vaixells a la rada del Callao. Quan això suxcceeix passa en general just abans de Nadal - d'aquí el nom "El Niño" (el nen), que relaciona el cas amb el naixement de Crist. Les altes temperatures al llarg de la costa d'Amèrica del Sud duren al voltant d'un any o més abans de tornar a les condicions que prevalien abans de l'arribada de aigües tropicals.
Figura 8.4
Una descripció simplificada del mecanisme de com oceà i l'atmosfera interactuen per produir un event ENSO s'inicia amb l'efecte de la temperatura superficial del mar en els vents. La figura 8.4 indica que les dues zones de convergència a l'atmosfera coincideixen amb les regions de la superfície del mar d'altes temperatures. Això és així perquè l'aire s'escalfa d'amunt de l'aigua calenta; puja produint una convergència del vent per sobre de la superfície del mar (s'aprecia en l'alt cobriment de núvols, Figura 8.5) - en altres paraules, els vents de la superfície del mar bufen cap a les regions de temperatura superficial del mar alta. Això resulta en una acumulació d'aigua calenta, que augmenta l'escalfament; l'aire puja més ràpid i augmenta la velocitat del vent - s'estableix una retroalimentació positiva.
Figura 8.5
Suposem ara que degut a alguna pertorbació la regió de temperatura més alta es desplaça de la regió en la qual la ITCZ i la SPCZ es troben (punt A en la Figura 8.4), cap a un punt més a l'est (punt B). Els vents segueixen bufant cap al mar amb temperatura de superfície més alta, de manera que els vents a l'oest d'aquest punt reverteixen la seva direcció i canvien de l'est (Trades) a vents de l'oest. Un cop més, aquest patró es veurà reforçat degut a una retroalimentació positiva. El centre de les pluges es desplaça d'A a B; Austràlia és sotmesa a condicions de sequera. Això sovint es veu acompanyat pel desenvolupament de ciclons tropicals (Figura 8.6).
Figura 8.6
El canvi d'un estat del sistema de retroalimentació oceà/atmosfera a un altre requereix condicions d'inestabilitat en l'atmosfera. Aquestes condicions ocorren generalment al voltant de maig o juny, quan la circulació atmosfèrica sobre el cantó de l'oceà Índic canvia els monsons de nord-est a sud-oest. Que un esdeveniment ENSO es produeix en un any determinat, generalment es decideix al maig.
Els vents de l'oest al Pacífic equatorial occidental desencadenen una ona interna solitària de gran escala (diversos centenars de quilòmetres de longitud i uns 400 km a través) que es desplaça cap a l'est al llarg de l'equador, advectant aigües càlides tropicals a la regió de l'aflorament costaner d'Amèrica del Sud. La dinàmica detallada és complicada i impliqua diversos tipus d'ones llargues oceàniques de molt baixa freqüència que trigan entre 1 a 4 mesos a creuar l'Oceà Pacífic equatorial i alteren la temperatura de la capa superior de l'oceà a milers de quilòmetres d'on es van generar. El que és important en el procés és que la pertorbació original del sistema oceà/atmosfera que es va produir a l'oest de l'oceà Pacífic a principis d'any produeix una supressió de la surgència costanera i un flux d'aigua tropical al llarg del costa del Perú, Xile i Equador a finals d'any. La supressió de l'aflorament és més intensa al novembre-desembre i no desapareix fins ben entrat l'any següent.
Animacions
Per concloure aquesta lliçó mirem l'esdeveniment ENSO de l'any 1997/1998. Aquest va ser un esdeveniment particularment fort i llarg, no necesariamente característic d'altres esdeveniments; però tots els ENSO soón diferents i el Niño 1997/1998 va ser observat des de satèl·lit, per tant tenim una bona nase de dades.
Les animacions de la informació (~ 1 Mb) sobre la temperatura de la superfície del mar i la pluja les farem servir per seguir l'evolució de l'esdeveniment ENSO. Les mostrarem en una finestra separadament, acompanyades de més explications.