Un dels processos més importants de l'oceà costaner és l'aflorament, el moviment d'aigua des de les capes més profundes a la superfície. Constitueix l'altre gran procés per a la regeneració dels nutrients a la capa superficial; en termes de magnitud i d'importància respecte als processos de regeneració de nutrients es pot classificar just després de la barreja induïda per les marees.

L'aflorament a l'oceà costaner pot ser degut a una sèrie de factors. En la majoria de les situacions l'aflorament és induït pel vent i el seu efecte sobre els corrents, l'estratificació i el subministrament de nutrients, està determinat pels detalls topogràfics com la fondària de l'aigua i la forma de la costa. En altres situacions és la resposta a les variacions dels corrents just fora de la costa oceànica i, per tant, independent de la condicions de vent costaneres. Ens referirem a aquest tipus d'aflorament com ascensió dinàmica. L'adequació d'aquest terme es posarà de manifest en la discussió de la seva dinàmica més endavant.

Aflorament induït pel vent

Una discussió sobre l'aflorament induït pel vent comença amb la situació de l'oceà profund. Els sistemes d'aflorament costaner als oceans profunds han estat estudiats en detall per als Oceans Atlàntic i Pacífic. Formen part integral de dinàmica dels oceans profunds, i descripcions detallades poden trobar-se en els llibres de text sobre dinàmica de l'oceà obert. En Tomczak i Godfrey, 1994 es fa una revisió de totes les regions d'aflorament dels oceans profunds. En el context actual un breu resum de la seves principals característiques han de ser suficients per a establir les bases per a una discussió més detallada de les modificacions que trobem a l'oceà costaner.

Als oceans profunds l'aflorament costaner es produeix quan el vent bufa paral·lel a la costa amb la línia de costa a l'esquerra (dreta) a l'hemisferi nord (sud) (figura 6.1). Això produeix un transport a la capa d'Ekman superficial dirigit 90° cap a la dreta (esquerra) de la direcció del vent; en ambdós hemisferis, això es tradueix en un moviment de l'aigua de la superfície cap a alta mar. Associat hi ha una baixada del nivell del mar prop de la costa que produeix un gradient de pressió que es dirigeix ​​normal a la vora i força un corrent geostròfic al llarg de la costa, en la mateixa direcció que el vent. El moviment efectiu de l'aigua és el resultat d'ambdós, el flux d'Ekman induït pel vent i el flux geostròfic. Per tant, prop de la superfície es dirigeix ​​amb un angle allunyant-se de la costa, a mitja fondària paral·lel a la costa (per sota de la capa d'Ekman, però per sobre de la capa límit del fons) i amb un angle cap a la costa a la capa límit del fons.

Les regions d'aflorament controlades per aquestes dinàmiques es troben a les regions subtropicals, on els vents alisis bufen cap a l'equador al llarg de les costes orientals dels oceans. En aquestes latituds la circulació oceànica més enfora està dominada pels girs subtropicals, sistemes de circulació de l'oceà a gran escala que arriben de costa a costa a través de les conques oceàniques. A les seves parts orientals aquests girs mostren un flux cap al pol, de forma que l'aigua en el gir té la mateixa direcció que la de la regió d'aflorament adjacent. Els dos fluxos es barregen entre sí, i una distinció entre ells només es pot fer sobre la base de l'estructura hidrogràfica associada amb l'aflorament, que es mostra en el segon diagrama de la figura 6.1. La termoclina superior, que a l'oceà obert es troba entre 200 i 400 m de profunditat, ascendeix cap a la superfície quan ens acostem cap a la costa. Aquest és el resultat del moviment de l'aigua cap amunt en una capa límit de fricció amb presència de la costa. La capa límit té uns 20 - 100 km d'ample i deu la seva existència, a la necessitat de reemplaçar l'aigua que marxa cap a fora transportada a la capa d'Ekman superficial. Si l'aflorament és fort o es perllonga durant un període suficient de temps, la termoclina finalment trenca la superfície i es forma llavors com un front al llarg de la costa que es mou cap a endavant i cap a enrere successivament depenent de la força de l'aflorament. La geostrofia estableix un corrent molt fort al front. Aquest raig costaner s'observa amb una intensificació del flux cap a l'equador i es pot considerar el límit entre la circulació de l'aflorament costaner i la del gir subtropical.

L'aigua que s'eleva prop de la costa ha de ser subministrada des de la regió fora de la costa. A la plataforma això passa a la capa límit de fons. Lluny de la costa l'aigua ve des de fondàries mitjes en la forma d'una lenta deriva geostròfica cap a terra sobre uns pocs centenars de metres. Aquesta deriva és mantinguda per un gradient de pressió que es dirigeix ​​des l'equador fins al pol, produïnt la circulació oceànica a gran escala. El balanç de forces de la deriva cap a terra, establert per la força del gradient de pressió cap als pols contraposada a la força de Coriolis cap a l'equador, no pot actuar a l'inmediata proximitat del talús continental ja que el moviment cap a terra i per tant la força de Coriolis associada van cap a zero. Per tant, a prop del talús continental, l'aigua va forçada pel gradient de pressió cap als pols formant un subcorrent, i l'estat estacionari s'estableix llavors entre la força del gradient de pressió i la força de fricció al llarg del pendent. A l'oceà costaner el procés d'aflorament es modifica de varies maneres. La situació de l'oceà profund preval sempre que la plataforma sigui prou profunda per a donar cabuda a una capa d'Ekman de superfície, una capa límit inferior i una capa geostròfica entre mig. Les observacions mostren que a les regions d'aflorament el gruix de la capa d'Ekman és sovint menor que a l'oceà obert, presumiblement perquè l'aflorament porta la termoclina més a prop de la superfície inhibint la barreja induïda pel vent més enllà d'una profunditat de 20 a 30 m (veure capítol 3). Per tant una profunditat de 200 m, és suficient per a permetre situacions com les de l'ocèa profund. La figura 3.3 mostra un exemple de l'aflorament del Corrent de les Canàries on la profunditat de l'aigua és tan sols de 74 m. La figura 6.2 mostra la circulació normal de la costa a partir d'observacions al llarg de la costa sud d'Austràlia amb profunditats d'aigua similars. Ambdues observacions suggereixen que una profunditat de 60 metres o més, és suficient per adaptar-se a la dinàmica d'aflorament de l'oceà profund. En altres paraules, per a fondàries d'aigua superiors a 60 m es pot esperar que hi hagin forts afloraments produïts quan el vent bufa paral·lel a la costa amb la costa a la seva esquerra (dreta) a l'hemisferi nord (sud).

L'altre supòsit de l'esquema de la figura 6.1 és que la línia de costa és vertical i la fondària total de l'aigua de l'oceà costaner s'aconsegueix sense transició. Aquesta condició rares vegades es compleix al món real. En una situació realista ha d'haver-hi una zona al llarg de la costa, on la capa de la superfície i la capa límit del fons es fusionin. La qüestió que es planteja és, com afecta això a les condicions d'aflorament induït pel vent?.

El factor clau de l'aflorament induït pel vent és la direcció del transport a la capa d'Ekman relatiu a la costa. Les condicions òptimes d'aflorament s'obtenen quan la divergència del transport d'Ekman es maximitza, la qual cosa succeeix quan el transport d'Ekman va en la direcció cap a mar obert normal a la costa. Tornant a la discussió del capítol 3, i recordant que el transport de la capa de d'Ekman es torna més i més alineat amb la direcció del vent a mesura que la fondària de l'aigua disminueix, ens trobem que la direcció del vent més favorable per a l'aflorament és paral·lela a la costa en aigües profundes, però es torna més i més perpendicular a la costa, quan l'aigua és menys profunda. Això coincideix amb l'experiència dels amants de la platja que saben que els vents cap a fora produeixen aigües fredes per a la natació; impulsen l'aigua calenta mar endins, fent que l'aigua més freda de sota aflori a la zona litoral.

Atès que la profunditat de l'aigua disminueix gradualment des de mitja fondària a la plataforma fins a terra, ha d'haver-hi una transició del règim d'aflorament d'aigües profundes cap al règim d'aflorament d'aigües somes a mesura que ens apropem cap a terra. Abans d'analitzar aquesta transició en detall considerarem breument l'altre procés d'aflorament que pot aparèixer a l'oceà costaner.

Ascensió dinàmica i bombeig mareal

Des del punt de vista de la vida marina, l'impacte més important de l'aflorament és el subministrament de nutrients a la superfície. Si la circulació de l'oceà profund conté un corrent ràpid fluint al costat del talús de la plataforma continental, les variacions de la força d'aquest corrent poden produir una ascensió d'aigües més fredes riques en nutrients a partir de l'oceà profund cap a la plataforma. Això pot passar de dues maneres, a través de l'ajust geostròfic de la circulació mitjana i a través del bombeig de les marees. Ambdós processos són independents de les condicions locals del vent i, per tant succeeixen a les regions on l'aflorament induït pel vent no pot desenvolupar-se.

Penseu en la situació d'un corrent de frontera occidental (figura 6.3). El camp de temperatures reacciona a la presència del corrent mitjançant l'ajust cap a un equilibri geostròfic, que produeix una elevació abrutpta de la termoclina des de l'oceà cap a la costa. La diferència de profunditat de la termoclina través del corrent és proporcional a la velocitat del corrent. Com que el corrent és la part occidental d'un gran gir oceànic, la seva intensitat està determinada per la circulació de Sverdrup de l'oceà obert i és independent de les condicions locals de vent. Un canvi de velocitat del corrent produït pels canvis de la circulació de Sverdrup es traduirà en una canvi de la diferència de profunditat de la termoclina a través del corrent.

La profunditat de la termoclina permanent a mar obert està determinada, mitjançant la relació de Sverdrup, pel rotacional de la tensió del vent (vegeu capítol 3) que és més o menys constant. Per tant, les variacions en la diferència de profunditat de la termoclina es manifesten com a canvis de profunditat de la termoclina a la banda costanera del corrent, i un augment de la velocitat del corrent dóna lloc a un canvi de posició de la termoclina en la figura 6.3 d'A a B. De vegades es veu que la termoclina permanent superior pot "envair" l'oceà costaner, subministrant aigua freda rica en nutrients des de mar obert.

El procés, que podria ser anomenat apropiadament com ascensió dinàmica de la termoclina, s'ha documentat al Corrent d'Agulhas, que produeix freqüents afloraments al Banc d'Agulhas davant de Sud-àfrica (Walker, 1986). S'observa regularment a l'est de la plataforma d'Austràlia, prop de Sydney, produït pel Corrent Australià Oriental. La figura 6.4 mostra un exemple d'una ubicació a la mateixa plataforma, però 1000 km més al nord. El procés s'aplica a tots els corrents limítrofs occidentals, i altres exemples es poden trobar en tots els oceans en ambdós hemisferis.

L'ascensió dinàmica passa sovint en esdeveniments breus de només uns pocs dies de durada. La raó és que les variacions de la profunditat de la termoclina al talús continental i més a prop de la costa no són principalment el resultat de les variacions de la velocitat mitjana del corrent, però si d'inestabilitats associades amb ell. Les inestabilitats es produeixen de dues formes, les variacions de la posició del corrent i la formació de remolins. En promig els corrents de frontera occidental, es troben just a alta mar respecte del talús continental, i la seva influència no arriba gaire dins de l'oceà costaner, que estableix la seva circulació pròpia dominada pel vent local i el forçament termohalí. De tant en tant el corrent de frontera incideix sobre la part exterior de la plataforma, produint un esdeveniment d'aflorament a través de l'ascensió dinàmica.

La segona forma d'inestabilitat és la formació de remolins. Els corrents de frontera occidental generen remolins diverses vegades l'any, i aquests remolins mantenen la seva identitat durant dos anys o més. Són peçes trencades del corrent principal i per tant, mostren la mateixa amplada i velocitat que el corrent de frontera. A mesura que s'allunyen lentament de la seva regió de formació poden incidir sobre el talús de la plataforma. Els remolins de nucli calent es caracteritzen per una profunda termoclina al centre i una termoclina poc profunda al voltant de la franja del remolí (per a una explicació detallada de la formació i estructura dels remolins veure Tomczak i Godfrey, 1994) de manera que la termoclina s'aixeca quan un remolí de nucli càlid s'aproxima a la plataforma (figura 6.3). L'efecte és el mateix que quan el corrent principal incideix a la plataforma. La base per a l'ascensió dinàmica és l'existència d'un fort corrent al llarg del talús continental. Els corrents de frontera occidental són candidats obvis, però és possible en altres regions que també tinguin condicions favorables. Moltes zones de l'oceà costaner no es veuen influïdes pels forts corrents mitjans de la circulació oceànica, però experimenten forts corrents de marea. Això pot produir surgències mitjançant el bombeig mareal.

La base del bombeig mareal és l'amplificació del corrent de marea i la turbulència associada a través d'efectes topogràfics. Els corrents de marea són periòdics i mouen l'aigua regularment cap a endins i enfora de la plataforma. El transport net de nutrients des de l'interior de l'oceà a la plataforma només pot passar si l'aigua que va pujant a la plataforma durant la marea alta es barreja amb l'aigua de la plataforma, la qual cosa permet transferir una part de la seva càrrega de nutrients a les aigües de la plataforma abans de retirar-se de nou durant la baixamar. Les condicions particularment favorables per a aquesta barreja es troben en una carena d'illes que separi la plataforma del mar obert, deixant només un accés restringit a l'ona de marea. Els corrents de marea a través dels canals entre les illes són llavors molt forts, i els solcs associats a les illes (vegeu el capítol 7) donen com a resultat una intensa barreja a la plataforma. Cada cicle de marea porta una càrrega addicional de nutrients a la plataforma, resultant en un enriquiment de nutrients que pot ser substancial. El procés ha estat documentat per a ubicacions a la Gran Barrera de Corall, on la vida marina als esculls exteriors es beneficia en gran mesura del bombeig de les marees (Thompson, 1981). Similars contextos geogràfics, amplificació dels corrents de marea als canals entre illes a la plataforma exterior, es poden trobar a altres llocs. És probable que el bombeig de marea sigui un important contribuent a l'aportació de nutrients als mars costaners en totes aquestes situacions.

Zonificació dels processos d'aflorament

Els diferents tipus d'aflorament no solen aparèixer aïlladament, sinó que poden coexistir en qualsevol part de l'oceà costaner depenent de la seva topografia, la direcció del vent predominant i les condicions de l'oceà profund adjacent. La figura 6.5 és un resum de l'estructura del corrent a les regions d'aflorament costaner de diferent profunditat d'aigua. Mostra que la direcció més favorable per a l'aflorament canvia a mesura que la profunditat l'aigua disminueix. El resultat és una zonificació de la plataforma per regions de diferent dinàmica d'aflorament (figura 6.6). L'aflorament a la zona interna es produeix quan el vent es dirigeix ​​mar endins. L'aflorament a les plataformes mitjes es desenvolupa sota vents paral·lels a la costa amb la costa a l'esquerra (dreta) del vent a l'hemisferi nord (sud). Esdeveniments d'aflorament addicionals poden estar presents a la zona exterior, ja sigui produïts per les variacions del corrent oceànic adjacent o pel bombeig de les marees.

Una forma senzilla d'identificar la zonificació d'un aflorament en una regió en particular és mitjançant l'obtenció de les observacions de temperatura de la superfície del mar a diversos llocs a través de la plataforma i la seva correlació amb el vent local. La temperatura de la superfície del mar s'utilitza com a indicador de l'aflorament; una temperatura baixa indica condicions de fort aflorament. S'observa llavors a la zona més interna, una major correlació entre la temperatura superficial del mar i la component de vent normal a la costa; la temperatura superficial del mar és més baixa quan el vent bufa des de terra cap al mar. A la zona del mig la correlació més alta es troba entre la temperatura superficial del mar i la component del vent paral·lela a la costa. La zona exterior mostra una correlació similar, però això pot estar emmascarat per la presència d'una elevació dinàmica o d'un bombeig mareal. Observacions de l'oceà costaner en front de Sydney, Austràlia, mostren que la forta influència de l'aflorament a la zona exterior prové del Corrent Australià Oriental. La temperatura de l'aigua a la zona exterior baixa quan el corrent passa a prop del talús de la plataforma continental i puja quan passa més allunyada dins del mar. Això requereix d'un paràmetre addicional d'observació com indicador del Corrent Oriental Australià i una prova per a detectar la presència de l'elevació dinàmica. La temperatura a 250 m de profunditat a certa distància de la plataforma s'utilitza sovint per a identificar l'eix actual, però no és fàcil d'obtenir de forma regular (veure detalls a Tomczak i Godfrey, 1994). La velocitat del corrent superficial al talús continental pot obtenir-se dels vaixells que entren al port de Sydney i es pot fer servir com un indicador.

Les observacions en front de Sydney indiquen que la transició des de l'interior a la zona mitjana es produeix en algun lloc proper del contorn de 30 a 40 m de profunditat. Això recolza la nostra afirmació anterior que la majoria de les regions de plataforma són prou profundes per a donar cabuda a la dinàmica d'afloraments d'aigües profundes. La zona interior és en general només uns 20 a 30 km d'ample. Des del punt de vista de l'enginyeria costanera és una de les parts més importants de l'oceà costaner, ja que és habitualment la zona que conté totes les sortides de les clavegueres i altres fonts d'afluents. Una circulació d'aflorament actiu fa retornar tot el material introduït a la part inferior de l'oceà costaner a la costa. Quan i amb quina freqüència passa això està determinat per la dinàmica de l'aflorament poc profund de la zona interior, llevat que el punt d'abocament estigui mogut més cap a fora a la zona mitjana. La ciutat de Sidney va decidir substituir totes les seves sortides d'abocadors que emeten aigües residuals per tubs que aboquen al fons oceànic a diversos quilòmetres de la costa. A aquesta distància el punts d'abocament estan encara a la zona interna. El debat públic sobre aquesta costosa decisió ha omplert diversos volums, que, malauradament, no poden ser inclosos aquí.

La regió de plataforma de la Mid Atlantic Bight, al llarg de la costa oriental dels EUA entre 35° N i 45° N, és un bon exemple d'una plataforma amb una zona interna particularment ampla. La figura 6.7 mostra els corrents mitjans a llarg termini en quatre llocs i la tensió mitjana del vent a llarg termini en dos llocs. Les dades actuals es van recollir durant diversos períodes compresos entre maig de 1972 i desembre de 1978; els registres més curts van ser de 469 dies. Les observacions mostren que la zonificació de l'aflorament superficial i profund pot ser vist fins i tot en observacions mitjes a llarg termini. Les estacions 1, 2 i 3 eren, respectivament, a 38, 12 i 47 m d'aigua i visualitzen la dinàmica d'aflorament d'aigües somes: el vent mig dominant es dirigeix ​​mar endins a les estacions 2 i 3, produint corrents superficials marines cap a enfora i flux pel fons cap a terra. Aquesta estructura està superposada a la circulació general de la plataforma. A poca profunditat a la zona interna no hi ha espai per a un flux interior sense fricció i geostròfic; de manera que el flux mig no pot ser el resultat d'un ajust geostròfic al forçament del vent (que donaria lloc a un flux en una direcció oposada a l'observada). A la plataforma de la Mid Atlantic Bight es produeix per una elevació del nivell del mar, dirigida cap al sud i impulsada per un augment del nivell del mar al llarg de la costa de sud a nord. Es pot veure que el viratge vertical dels corrents es produeix amb un sentit de rotació oposat al que es troba a l'aflorament d'aigües profundes (figura 6.1). El sentit de rotació depèn per descomptat de la direcció del gradient de pressió paral·lel a la costa i pot per tant, variar d'una situació a una altra.

Les condicions mitjes del vent a l'estació 1 no són tan favorables per l'aflorament com a les estacions 2 o 3. En aigües profundes el vent produiria enfonsament. En aigües somes la petita component de vent cap a alta mar pot encara induir una circulació d'aflorament; les observacions actuals mostren que aquest sembla ser el cas, encara que el viratge prop del fons no s'observa clarament. En contrast, els corrents del fons a l'estació 4, que està sobre 85 m d'aigua, mostren clarament un viratge cap a enfora relatiu al flux a una profunditat mitjana; que indica una circulació del tipus d'aigua profunda. Amb la direcció mitjana del vent la profunda plataforma externa està dominada per l'enfonsament, la qual cosa vol dir que la circulació d'aflorament d'aigües profundes de la figura 6.1 s'inverteix; el flux cap a terra es troba a la capa superficial mentre que el flux mar endins a prop del fons.

La possibilitat d'ascensió dinàmica al llarg de la plataforma exterior no és evident a partir dels registres a llarg termini del correntòmetre. Probablement és massa intermitent i desigual per a destacar en el promig multianual. La seva presència pot ser evidenciada amb imatges de satèl·lit de la temperatura superficial del mar (figura 6.8) que mostren el Corrent del Golf que passa mar endins com una banda d'aigua tèbia i una seqüència de remolins de nucli calent que incideixen sobre la plataforma. La regió de la plataforma en sí mateixa està coberta amb aigua freda. Part d'ella va cap a alta mar al voltant dels remolins calents; en altres llocs l'aigua calenta es pot veure com s'estén cap a la plataforma, i dos remolins calents es troben a les rodalies de la plataforma continental.

Finalment, cal assenyalar que el senzill esquema de zonació en dues dimensions aquí desenvolupat assumeix una línia de costa rectilínia. Les costes reals poden ser irregulars amb promontoris, caps i badies. Donat que aquests detalls de la topografia costanera es presenten també a la zona interna, modifiquen l'aparició d'afloraments d'aigües somes al llarg de la costa. Els centres d'aflorament es troben llavors allà on el vent bufi en una direcció perpendicular a l'orientació de la línia de costa local. Això pot passar regularment darrere de promontoris al llarg d'una costa que normalment estaria desproveïda d'aflorament. Aquest tipus d'aflorament localitzat s'anomena de vegades aflorament topogràficament controlat. És més eficaç si la mida de les característiques topogràfiques que el produeixen és comparable amb l'amplada de la zona interior.