El punt de partida per a comprendre la dinàmica de l'oceà costaner és la dinàmica de l'oceà profund. Per tant en aquest capítol es presenta d'una forma molt comprimida allò que és essencial de la dinàmica de les conques oceàniques profundes. Es pot considerar una versió abreujada dels capítols 2 a 4 del llibre Regional Oceanography: an Introduction (Tomczak i Godfrey, 1994) on es pot trobar un tractament més complet del mateix nivell elemental que es fa servir en aquest text.
El moviment dels fluids es produeix per l'acció de les forces. Quan aquest moviment es troba en un estat estacionari presenta un equilibri entre les forces. L'oceanografia dinàmica és en gran part un estudi dels balanços de les forces que poden donar lloc a circulacions en estat estacionari. Un punt de partida per aquest capítol és, per tant, una revisió de les forces que actuen a l'oceà i els seus possibles equilibris. Tres forces són suficients per descriure i comprendre la major part dels corrents oceànics. El camp de pressió a l'interior, la fricció i la força de Coriolis que ara revisarem molt breument.
L'estructura del camp de pressió a l'interior pot ser descrita pels seus gradients horitzontals i verticals. El gradient vertical resulta de l'augment de la pressió amb la profunditat que hi ha en el fluid, independentment del seu estat de moviment ja que no té rellevància per a l'estudi d'un fluid en moviment. D'altra banda els gradients horitzontals de pressió no es poden sustentar sense moviment, les partícules del fluid experimenten una força dirigida des de les regions d'alta pressió cap a les regions del baixa pressió i tracten de moure's en la direcció (negativa) del gradient de pressió. La pressió en un punt de l'oceà es determina pel pes de l'aigua que hi ha per sobre, que a la vegada es determina a partir del gruix de la columna d'aigua i de la seva densitat. Per tant, els gradients horitzontals de pressió poden ser el resultat de diferències de l'alçada de l'aigua per sobre de l'horitzó en qüestió, en altres paraules de les variacions del nivell del mar d'un punt a un altre, i poden resultar de les diferències de densitat.
La densitat de l'aigua de mar és una funció de la temperatura i la salinitat; per a temperatures superiors a aproximadament 5°C, disminueix amb l'augment de temperatura i augmenta quan augmenta la salinitat. Per a temperatures d'aproximadament 1°C i per sota, la dependència de la temperatura s'inverteix; llavors la densitat disminueix quan la temperatura disminueix (però augmenta quan augmenta la salinitat). En el rang de temperatures d'1 a 5°C, la temperatura té poc efecte sobre la densitat, que està llavors controlada gairebé exclusivament per la salinitat (de forma habitual). Els detalls de la relació entre la densitat de l'aigua de mar, la temperatura i la salinitat, coneguda com l'Equació Internacional d'Estat de l'Aigua de Mar, no ens concerneix aquí. Per exemple, els lectors poden consultar-los en Millero i Poisson (1981), Pond i Pickard (1983) o en el document IOC, SCOR and IAPSO (2010). En el present context, és important tenir en compte que es pot donar una descripció completa del camp de pressions a l'interior de l'oceà si es coneix la distribució de temperatura i salinitat en l'espai i temps. Això ens permet calcular els gradients horitzontals de pressió i treure conclusions sobre el moviment associat de l'aigua.
En aquest punt són necessàries unes paraules sobre les unitats que es fan servir en oceanografia. Aquest text segueix les recomanacions de la UNESCO (1981) i expressa la temperatura en graus Celsius (graus Cº) i la pressió en kilopascals (kPa, 10 kPa = 1 dbar, 0,1 kPa = 1 mbar; per a la majoria d'aplicacions la pressió és proporcional a la profunditat amb 10 kPa equivalent a 1 m). La salinitat s'avalua amb l'Escala Pràctica de Salinitat (veure Pond i Pickard, 1983, o UNESCO, 1981 per a més detalls) i per tant no porta unitats. La densitat ρ s'expressa en kg/m3 i es representa per σt = ρ - 1000. Com és pràctica comuna en oceanografia, σt no porta unitats (encara que, estrictament parlant, també s'ha de expressar en kg/m3).
Tornant a la discussió sobre les forces, podem determinar el camp de pressions oceànic mitjançant el mesurament de la temperatura i la salinitat com a funcions de l'espai i utilitzant l'Equació d'Estat per a avaluar el camp de densitat. Els gradients de pressió horitzontals s'obtenen llavors mitjançant la determinació del pes de l'aigua per sobre dels horitzons d'interès, és a dir, mitjançant la integració de la densitat des de la superfície cap avall.
La segona força important a l'oceà, la força de Coriolis, és una força aparent, és a dir, que només és aparent per a un observador lligat amb la Terra. Els principis físics bàsics ens diuen que, en absència de forces, els objectes en moviment segueixen una trajectòria rectilínia a velocitat constant. L'observació demostra que els objectes en moviment a llargues distàncies sobre la superfície de la Terra experimenten una deflexió respecte una ruta rectilínia. Aquesta desviació és la conseqüència de la conservació del moment angular, un altre principi bàsic de la física. Ja que la Terra gira, tots els punts de la seva superfície tenen el seu propi moment angular proporcional a la distància a l'eix de rotació. Un objecte que es mou cap als pols gradualment s'acosta a l'eix de la Terra; a fi de mantenir el seu moment angular i compensar la pèrdua de velocitat de rotació s'ha de moure cap a l'est. Per a un observador fix al terra (és a dir, situat a la superfície de la Terra i compartint la seva rotació) això apareix com una desviació de la ruta original cap els pols. Un observador des de l'espai no comparteix aquesta percepció, sino que veu l'objecte movent-se en una trajectòria recta amb la Terra rotant sota ell. Quan s'observa des d'un punt fix de l'espai l'objecte segueix ambdós principis, el moviment en una trajectòria recta a velocitat constant i la conservació del moment angular. Vist des d'un punt fix sobre la Terra apareix sota la influència d'una força que el fa desviar respecte un camí recte. Aquesta força aparent, que resulta del fet que nosaltres expressem el moviment oceànic i atmosfèric en un sistema de coordenades que gira amb la Terra, s'anomena força de Coriolis. Sempre està dirigida perpendicularment a la direcció del moviment i proporcional en magnitud a la velocitat del cos en moviment. Actua a la dreta de la direcció del moviment a l'hemisferi nord i a l'esquerra de la direcció de moviment a l'hemisferi sud.
Quantitativament, la força de Coriolis s'expressa com el producte de la velocitat per un factor conegut com el paràmetre de Coriolis: f = 2 ω sin φ, on ω és la velocitat angular de la Terra i val 2 π / Td éssent Td = 86,300 s la longitud del dia i φ la latitud. f té dimensións de s-1 i es coneix també com la freqüència de Coriolis.
El paper més important de la tercera força rellevant, la fricció, és la transferència de moment de l'atmosfera cap a l'oceà. Sense ella, els vents lliscarien sobre la superfície de l'oceà sense desenvolupar onades i sense que el vent generés corrents transportant aigua. La fricció també pot ser important quan forts corrents es mouen just a sobre del fons del mar, però no és una situació que trobem generalment a l'oceà profund tot i que sovint es troba en mars soms i sempre en els estuaris.
Figura 2.1
En la majoria dels oceans profunds, els corrents poden ser considerats sense fricció i mantinguts per un equilibri entre el gradient de pressió horitzontal i la força de Coriolis. La figura 2.1 mostra aquest principi. Els corrents establerts per un equilibri entre el gradient de pressió horitzontal i la força de Coriolis es diuen corrents geostròfics, i el mètode per derivar-los determinant el camp de pressió a partir d'observacions s'anomena mètode geostròfic.
Atès que el camp de pressió oceànic es pot calcular per integració del camp de densitat, que a la vegada es pot derivar d'observacions de temperatura i salinitat, el principi de la geostrofia ens permet obtenir el camp dels corrents oceànics a partir d'observacions de temperatura i salinitat.
L'essència de flux geostròfic es pot formular amb unes poques regles simples però importants. Aquestes regles expressen els resultats de l'anàlisi teòrica d'una forma fàcil de recordar i aplicar a un camp qualsevol de dades. Una derivació completa d'aquestes regles va més enllà d'aquestes notes; els estudiants interessats han de consultar els textos sobre dinàmica de fluids geofísics. En Tomczak i Godfrey (1994) donen una explicació detallada, però segueix sent primària. Les regles són les següents:
Es pot demostrar que la termoclina oceànica està deprimida en regions d'alta pressió i elevada a les regions de baixa pressió. Això permet expressar la regla 1 en termes de les propietats hidrogràfiques i porta a:
En la majoria de les situacions d'oceans profunds, la salinitat no canvia prou com per a influir en el camp de densitat amb la mateixa mesura que ho fa la temperatura, i la paraula isopicnes en la regla 2 es pot substituir per la paraula isotermes. Això és particularment útil ja que la temperatura és la quantitat més fàcil de mesurar en el camp i llavors la direcció del corrent geostròfic es pot deduir de la forma de la termoclina. Als oceans costaners, aquesta regla s'ha de prendre amb precaució donat que les variacions de salinitat derivades de l'abocament dels rius poden afectar la distribució de la densitat almenys tant com la temperatura o fins i tot molt més.
Com es va esmentar abans, la generació de corrents pel vent requereix la transferència de moment per fricció de l'atmosfera a l'oceà. L'efecte de la força del vent en el moviment oceànic s'analitza momentàniament més facilment mitjançant l'exclusió de l'efecte de la pressió en l'equilibri de forces i assumint que l'oceà no està estratificat, és a dir, la densitat és uniforme, i la seva superfície és plana. Llavors, l'equilibri de forces s'estableix entre la fricció i la força de Coriolis. Atès que el vent sempre que bufa sobre l'aigua està associat amb la barreja turbulenta, la condició de densitat uniforme se satisfà usualment a la capa superfícial afectada pel vent, i llavors preval l'equilibri entre la fricció i la força de Coriolis. Aquesta capa s'anomena sovint capa d'Ekman, en honor de Vagn Walfrid Ekman, que va fer el primer estudi quantitatiu de la dinàmica del corrents impulsats pel vent. Les troballes més importants d'Ekman es poden resumir en:
El caràcter de la turbulència oceànica responsable de la transferència de moment entre l'atmosfera i l'oceà no està encara del tot entès. Tot i això, és important assenyalar que la teoria resultant de la regla 3 és independent dels detalls de la turbulència. Aquest és un dels descobriments més importants en oceanografia, ja que permet establir resultats molt clars sobre la circulació oceànica impulsada pel vent sense un coneixement de la física de la turbulència. En el capítol següent veurem que això deixa de ser cert en situacions d'aigües somes, que fa que la dinàmica d'aquestes regions sigui més difícil d'entendre.
S'ha de tenir en compte que la regla 3 estableix una relació entre la direcció del vent i la direcció del transport a la capa d'Ekman, no pas amb la velocitat del corrent a la capa d'Ekman. El transport és la integral de la velocitat del corrent dins la capa, indica el moviment net de l'aigua de la capa. La direcció del corrent pot variar a través de la capa, però quan es té en compte l'efecte del corrent a tots els nivells dins de la capa, el moviment net és perpendicular a la direcció del vent. Això es discutirà amb molt més detall en el capítol següent.
Si ara volem descriure la circulació a l'oceà real hem de considerar la presència de les tres forces principals - gradient de pressió, força de Coriolis i fricció - i combinar-les en un equilibri únic. Això, ho va proposar per primera vegada l'oceanògraf Hans Ulrik Sverdrup, i l'equilibri de forces que ens trobem a la major part dels oceàns es coneix com el balanç de Sverdrup. En poques paraules diu que la fricció és només important a la capa d'Ekman a la superfície, per sota de la qual tot moviment està lliure de la fricció. El moviment per sota de la capa d'Ekman està induït per la transferència d'aigua des de la capa d'Ekman cap al fons com a resultat de la convergència o divergència del flux a la capa d'Ekman. En el cas de convergència del flux, l'aigua és forçada a baixar a nivells per sota, aquest procés es coneix com bombeig d'Ekman. En el cas de divergència de flux, l'aigua és bombejada cap amunt a la capa d'Ekman, aquest procés es coneix com succió d'Ekman (bombeig d'Ekman negatiu).
Figura 2.2
Com són les convergències o divergències del transport d'Ekman generat ? No poden ser el producte de convergències o divergències del camp de vent. La figura 2.2 il·lustra per què això és així.
La teoria mostra que la quantitat clau responsable del bombeig dins la capa d'Ekman és el rotacional de l'esforç del vent. El rotacional d'un camp de vectors mesura la tendència del camp vectorial per a induir rotació. Té tres components (rotx, roty i rotz), cadascuna mesurant l'angle de rotació al voltant d'un dels tres eixos (dos horitzontals i un de vertical). En oceanografia només la tercera component que es relaciona amb la rotació al voltant de l'eix vertical és d'interès, i l'expressió "rotacional del camp de vent" o "rotacional de la tensió del vent" sempre es refereix a aquesta component només. La relació entre el bombeig de la capa d'Ekman i la rotació del camp de vent es pot visualitzar en els exemples de la figura 2.2.
El principi del bombeig d'Ekman esdevé important en la discussió de l'aflorament que es desenvoluparà en detall en el capítol 6. En el present context, és suficient recordar que, convergències i divergències del transport a la capa d'Ekman estan associades amb la presència del rotacional de la tensió del vent. Com que les divergències són simplement convergències negatives, a partir d'ara entendrem el terme "convergència" per referir-nos a totes dues.
En un estat estacionari, el volum d'aigua continguda en un determinada regió de l'oceà no pot canviar. Una altra forma d'expressar això és que la mateixa quantitat d'aigua que entra a una regió ha de sortir. En altres paraules, la circulació a través de la regió està lliure de convergència (en cas contrari el nivell del mar augmentaria sense límits). Com es pot aconseguir això en presència del rotacional de la tensió del vent? El balanç de Sverdrup mostra que la convergència del transport a la capa d'Ekman es veu compensada per una divergència del flux geostròfic a les capes de sota sense fricció. En lloc d'acumular-se al llarg de la línia de convergència a la capa d'Ekman (vegeu l'exemple de la figura 2.2 a la dreta) l'aigua és mou cap avall pel bombeig d'Ekman i flueix fora de la regió, a les profunditats, per sota de la capa d'Ekman. Com a resultat, les variacions del nivell del mar produïdes pels vents són extremadament petites a mar obert i no excedeixen d'un metre. No obstant això, l'equilibri de Sverdrup opera només en escales de centenars de quilòmetres i no en aigües somes o prop de les costes. Això significa que el vent pot produir desviacions grans de la superfície del mar respecte de la seva posició normal a l'oceà costaner, un efecte conegut com pujada del nivell del mar o, en situacions extremes, una surgència de tempesta.
Figura 2.3
Per a completar aquesta breu explicació de la dinàmica dels oceans profunds hem de presentar i explicar els termes de termoclina permanent i estacional. Una termoclina és una capa on es produeix un canvi ràpid de temperatura d'aigües càlides a la superfície de l'oceà a aigües més fredes cap al fons. Per tant, s'identifica per un màxim local del gradient vertical de temperatura. La termoclina estacional es troba en tots els climes, excepte en els polars, durant primavera, estiu i tardor per sota de la la capa superficial de barreja (capa d'Ekman). El seu desenvolupament durant aquests períodes s'entén millor començant amb la situació d'hivern, quan l'oceà temperat i subtropical mostra una temperatura uniforme a la part superior dels primers 200 metres o més. L'augment de la radiació solar durant la primavera produeix un escalfament de la capa superficial de barreja, on la calor rebuda de l'atmosfera es distribueix uniformement a causa de la barreja. Com a resultat, una zona de transició ràpida de l'aigua calenta a l'aigua freda, la termoclina estacional, es desenvolupa a la base de la capa de barreja. La seva profunditat està determinada per la profunditat a la qual el vent barreja la capa superficial. Les freqüents tempestes de primavera inicien el punt de partida fins a diverses desenes de metres. Els vents tendeixen a moderar-se durant l'estiu, resultant en una pèrdua de profunditat de la termoclina estacional, que després es troba sovint per sobre d'un gradient màxim relatiu de temperatura romanent desenvolupat durant la primavera (figura 2.3). Al llarg de la primavera i l'estiu, el factor determinant per a la profunditat de la termoclina és la barreja del vent. Aquesta situació canvia a la tardor, quan la capa superficial es refreda i augmenta la seva densitat, causant inestabilitat de la columna d'aigua. La convecció s'estableix, portant aigua freda per sota de la capa de mescla fins que l'estratificació és estable una altra vegada. L'aprofundiment resultant de la capa de barreja és normalment bastant ràpid, fent que la profunditat de la termoclina estacional augmenti d'un centenar de metres o més en qüestió d'unes poques setmanes. A l'hivern, la calor emmagatzemada a l'estiu s'esgota i desapareix la termoclina estacional (figura 2.3).
Figura 2.4
La transició de la capa superior de l'oceà, la qual experimenta intercanvis de calor estacionals amb l'atmosfera, cap a les capes més profundes es coneix com termoclina permanent o termoclina oceànica. En aquesta capa, que generalment s'estén un rang de profunditat per sota de la termoclina estacional fins a 800 m aproximadament, la temperatura canvia gradualment fins a assolir valors molt baixos característics de l'oceà abissal (figura 2.4). A causa de la seva profunditat la termoclina permanent no pot existir a l'oceà costaner. La seva existència és però important per l'oceanografia costanera ja que en general, ocupa el rang de profunditats adjacent a la plataforma i les seves propietats determinen l'efecte que els processos d'intercanvi entre l'oceà costaner i el mar obert tindran sobre les propietats de l'aigua a la plataforma. Això és molt important ja que d'altres propietats hidrogràfiques com ara l'oxigen i els nutrients també mostren gradients verticals grans a la termoclina permanent, i la profunditat a la qual l'oceà costaner pot interactuar amb el mar profund és de gran importància per a l'intercanvi de nutrients i altres propietats. Aquest aspecte es discutirà en detall de nou en el capítol 6.
