Aquest capítol tracta de processos de circulació dels oceans que es produeixen a l'oceà profund, però que generalment no són d'importància suficient per a merèixer molta més atenció. En canvi, la presència d'una costa els amplifica esdevenint molt més rellevants per a l'oceanografia costanera. Es relacionen amb la resposta de l'oceà al forçament atmosfèric i es poden dividir en dos grups.
L'atmosfera força l'oceà de dues maneres, a través d'esforços tangencials (vent), i mitjançant la modificació de la flotabilitat dels oceans (escalfament, refredament, evaporació, precipitació). La resposta de l'oceà costaner al primer tipus de forçament és la modificació del nivell del mar, la resposta al segon tipus de forçament és el flux induït per flotabilitat.
Els corrents de superfície generats pel vent reflecteixen l'estructura del camp de vent en una varietat d'escales. A escala oceànica, el sistema global de vents alisis, vents de l'oest i vents polars de l'est, creen els grans girs oceànics que dominen la circulació de les conques oceàniques senceres. A escala sinòptica, característica del temps atmosfèric, els sistemes de baixes pressions atmosfèriques creen tempestes que introdueixen una variabilitat significativa en el camp de corrents oceàniques a escales de temps de dies a setmanes. Les variacions espaials del camp de vent generen convergències i divergències del flux oceànic a totes les escales.
En principi, una regió de convergència del flux a la superfície implica una acumulació d'aigua a la regió de convergència. No obstant això, a l'oceà obert tal acumulació és petita, ja que un augment del nivell del mar per acumulació de massa immediatament causa una depressió de la termoclina, seguit pel moviment vertical d'aigua de la capa superior de l'oceà cap a una major fondària. El principal efecte d'una convergència en la superfície és per tant l'intercanvi vertical d'aigua entre la capa superior de l'oceà i les regions subjacents. Aquest fenomen es coneix comunament com bombeig d'Ekman. Per tant les variacions del nivell del mar a l'oceà obert, són modestes, de l'ordre de desenes de centímetres, i rares vegades arriben a 1 m d'alçada.
A l'oceà costaner, la situació és molt diferent. Per començar, els corrents a l'oceà obert rarament s'oposen entre ells en escales de desenes de quilòmetres, i les convergències (o divergències) són generalment el resultat de lents canvis en la velocitat i direcció. La presència d'una costa inhibeix el flux d'aigua horitzontal i produeix efectes, deguts a la convergència (i divergència), molt més forts que els que es poden trobar a l'oceà obert. Un altre factor és la profunditat de l'aigua limitada a la plataforma. La profunditat de la zona costanera no sol superar els 200 metres més o menys, la qual cosa suposa una severa restricció en el moviment vertical d'aigua a gran escala. Com a resultat, l'aigua pot acumular-se contra de la costa a gran altura, un fenomen conegut com surgència. La pujada del nivell del mar pot suposar una greu amenaça per a les zones costaneres i pot donar lloc a inundacions a gran escala i la pèrdua de vides humanes en les regions costaneres baixes.
Figura 4.1
La principal causa de la pujada del nivell del mar prové de les tempestes dels sistemes atmosfèrics. Les tempestes més fortes són, obviament, més perilloses que les tempestes moderades, però la severitat d'una tempesta com a causant d'augments sobtats del nivell del mar depèn tant de la topografia costanera com de la força del vent (arguments teòrics mostren que quan l'aigua s'acumula davant la costa el pendent de la superfície del mar $d \zeta /dx$ és proporcional a la tensió del vent, $\tau$, i inversament proporcional a la profunditat de l'aigua $h$; $g$ és la gravetat i $\rho$ la densitat de l'aigua, vegi l'esquema de la dreta). Algunes parts de les regions de plataforma en el món són més susceptibles a les tempestes que d'altres. La figura 4.1 mostra un exemple d'una ona de tempesta al Mar del Nord. El sistema de tempestes responsables d'un augment del nivell del mar al Mar del Nord sol generar-se a la regió dels vents de l'oest sobre l'Atlàntic Nord. Es mou amb el vent de l'oest en direcció generalment cap al nord-est, passant pel nord d'Escòcia i continuant al llarg de la costa noruega. La tempesta produeix una feble elevació de la superfície a l'oceà obert, que entra al Mar del Nord des del nord i incrementa l'altura significant al seu pas pel talús continental entrant en aigües menys profundes. Sota la influència de la força de Coriolis, que a l'hemisferi nord actua a la dreta del moviment, l'increment es recolza sobre la costa britànica i augmenta la seva alçada a mesura que avança en direcció sud cap a la costa holandesa i alemanya.
La gravetat d'una maror ciclònica depèn en gran mesura de l'instant en que es produeix respecte del cicle de les marees. Molts dels sistemes de tempestes passen ràpidament i produeixen marors de poc més de 12 hores de durada. Si el pic de l'ona es produeix durant la marea baixa l'efecte serà mínim. Si, d'altra banda, el pic de l'ona coincideix amb la marea alta, el nivell de l'aigua pot arribar a una alçada molt inusual. Els pics de tempesta més perillosos són produïts pels sistemes de tempestes de llarga durada, que coincideixen amb les marees vives. Hi han hagut marors (surgències) en les quals el nivell de l'aigua no va caure després de la marea alta, però va seguir augmentant malgrat la baixamar, de manera que a la següent plenamar l'alçada va ser comparable a l'alçada dels dics al llarg de la costa. L'apilament constant del mar sota l'acció de la tempesta és una test molt sever per a qualsevol sistema de dics. Gran part del sól pot ser inundat quan es trenca un dic, i res no pot controlar la força de l'aigua una vegada entra. La llista de la taula següent mostra algunes grans inundacions produïdes per les marors de tempesta.
| Algunes de les marors de tempesta més grans conegudes | |||
| Dades | Regió de Plataforma | Alçada màxima estimada de la surgència | Estimació de pèdues humanes |
| Novembre 1218 | Zuider Zee (Mar del Nord a Holanda) | desconeguda | 100,000 |
| Octubre 1737 | India i Bangladesh | 12 m | 300,000 |
| 1864 | Bangladesh | desconeguda | 100,000 |
| Octubre 1876 | Bangladesh | 15 m | 100,000 |
| 1897 | Bangladesh | desconeguda | 175,000 |
| Setembre 1900 | Galveston, Texas (Golf de Mèxic) | 4.5 m | 6000 |
| Gener/Febrer 1953 | Sud del Mar del Nord | 3.0 m | 2000 |
| Març 1962 | costa Atlàntica, USA | 2.0 m | 32 |
| Novembre 1970 | Bangladesh | 9.0 m | 500,000 |
La taula indica que les dues regions oceàniques més exposades a marors severes són el Mar del Nord i la badia de Bengala, particularment la línia costanera de Bangladesh. Que una maror ciclònica es converteixi en una catàstrofe nacional depèn de diversos factors. El nombre tan desproporcionat de casos a Bangladesh és degut en gran part al subdesenvolupament del país. Holanda és un del països més densament poblats del món. La majoria del país està per sota del nivell del mar i depèn dels dics que aturin l'aigua. Pateix marors ciclòniques severes cada any però rarament s'inunda gràcies a que les infraestructures construïdes durant segles per una nació rica, asseguren la línia de costa. En comparació, les defenses costaneres de Bangladesh són d'un disseny antic i el país pateix una mancança dels recursos necessari per a millorar-les
Figura 4.2
Un altre factor que fa de les marors de tempesta de Bangladesh una calamitat nacional és la seva proximitat a l'equador. Els sistemes de baixes pressions atmosfèriques, que porten les tempestes dels climes temperats, poden esdevenir ciclons tròpicals als tròpics. Els ciclons tropicals (coneguts com huracans a Amèrica) són esdeveniments extrems de la natura; vent i pluja són molt més potents als ciclons que als sistemes de tempestes del Mar del Nord. D'altre banda els ciclons poden produir marors intenses on el nivell del mar augmenta ràpidament alguns metres en questió d'hores. La figura 4.2 mostra exemples de pujades del nivell del mar degudes a ciclons tropicals en diversos indrets d'Austràlia. Encara que cap dels ciclons van causar inundacions amb pèrdues de vides humanes, les inundacions van ser severes amb tots el ciclons perquè estan associats a fortes plujes. Els esdeveniments d'inundacions que van succeir amb marors ciclòniques a Bangladesh són també, fins a cert punt, el resultat d'avingudes dels rius després d'una forta pluja.
Figura 4.3
Els ciclons es formen sobre el mar i poden crear grans marors quan s'apropen a la costa. Sovint no atravessan el terra inmediatament però continuen en un camí paral·lel a la costa. Això pot amplificar la maror si la propagació del cicló entra en resonància amb la propagació de les ones de Kelvin costaneres. La dinàmica d'aquestes ones es discuteix en el capítol 8 on es mostra que, al llarg de la costa est de les conques oceàniques les ones de Kelvin poden només propargar-se cap els pols, mentre a l'oest, només poden viatjar cap a l'equador. Els ciclons són fenòmens dels tròpics; es formen a prop de l'equador i es mouen allunyant-se cap als pols. La ressonància entre la propagació dels ciclons i la propagació de les ones de Kelvin pot llavors succeir només a les costes est de les conques oceàniques (costes oest dels continents). La figura 4.3 ho mostra pel continent australià. Mostra que la pujada del nivell del mar a partir dels ciclons és generalment més forta a la costa oest que a la costa est.
Figura 4.4
La gran majoria de les trajectòries dels ciclons de la Badia de Bengala van cap el pol paral·leles a la costa de l'India. Algunes arriben dins la costa a Bangladesh després de viatjar properes a la línia de costa de l'India. Això afavoreix l'aixecamnt ressonant de marors extremes. La figura 4.4 mostra exemples de trajectòries de ciclons sobre la badia de Bengala i les alçades de les seves marors associades. Gestionar les marors de tempesta a la badia de Bengala roman un dels reptes més grans de la humanitat.
La zona costanera és generalment una regió de gran variabilitat de la temperatura i la salinitat a l'oceà, i diferències de densitat entre el mar obert i la plataforma són comunes. Les variacions de temperatura s'intensifiquen a través de l'augment de la barreja degut a la marea, una fondària més petita i l'advecció d'aire calent i fred des del terra. Això comporta una intensificació de la variabilitat del camp de corrents prop de la costa.
Mentre l'efecte de la temperatura en el camp de densitat de l'oceà costaner es manifesta com una intensificació dels processos que succeeixen en totes les regions oceàniques fins a un cert punt, la contribució de la salinitat pot ser molt més substancial. La zona costanera no només està exposada al mateix balanç d'aigua dolça (precipitació-evaporació) que l'oceà profund; tambè rep l'aigua dolça que prové de la pluja sobre el terra. El cabal dels rius pot tenir un impacte substancial en el camp de densitat oceànica sobre la plataforma i crear la seva pròpia circulació.
Figura 4.5
La figura 4.5 és un esquema de la situació on l'entrada d'aigua dolça des de la costa, és el resultat de les descàrreges de nombrosos rius al llarg de la costa i poden ser descrits com fonts contínues d'aigua dolça per a la regió de la plataforma. Ja que una font d'aigua dolça fa disminuir la densitat de l'aigua de mar a la plataforma, les isopicnes s'inclinen cap a baix a mesura que s'apropen a la plataforma des de l'oceà profund. El pendent de la termoclina resultant produeix un corrent geostròfic paral·lel a la costa, dirigit cap a l'equador a les costes oest i cap als pols a les costes est de l'oceà.
Sembla que els aports dels rius des dels continents produeixen una circulació ciclònica al voltant de les conques oceàniques. La circulació està generalment restringida a la plataforma i superposada a la circulació general induïda pel vent, per la qual cosa no sempre es fàcil reconèixer-la en les observacions. A les costes oest dels oceans és aclaparada pels corrents de frontera oest. Als subtròpics la circulació de l'oceà profund és anticiclònica de forma que els corrents de frontera oest s'oposen en direcció al flux induït per flotabilitat, però aquest pot aparèixer en la forma d'un estret contracorrent a la plataforma. Els corrents a les costes est dels oceans són generalment més febles que els corrent de frontera oest, i el flux induït per flotabilitat pot aparèixer com un contracorrent.
Figura 4.6
Un exemple prominent de flux induït per flotabilitat es troba al llarg de la línia de la costa del Pacífic a Canadà i Alaska. Aquestes costes estan en latituds altes i la circulació adjacent és ciclònica com a part del gir subpolar del nord de l'oceà Pacífic. Nombrosos rius entren l'oceà des de la costa canadenca i d'Alaska, i l'efecte és com si el continent fos quasi bé una línia contínua de fonts d'aigua dolça. El flux resultant, induït per flotabilitat, intensifica la circulació general ciclònica de la regió augmentant la velocitat del corrent a la plataforma. Els corrents més forts es troben habitualment dins d'una franja de 25 km de la costa. La figura 4.6 mostra com el corrent costaner d'Alaska s'intensifica a través dels aports dels rius al llarg de la seva trajectòria. La sortida d'aigua dolça dels rius és només un 4% del transport del corrent, però el corrent reacciona amb un desfase d'un mes aproximadament doblant els transport si l'aport d'aigua dolça es duplica. Així, Les variacions del corrent costaner d'Alaska són, no simplement el resultat de l'aigua dolça addicional transportada pel corrent, sinó la resposta als canvis induïts per l'aigua dolça en el camp de densitats.
