Un dels factors que fan que la dinàmica de l'oceà costaner sigui més complicada que la dinàmica de l'oceà profund és la freqüent aparició de fronts, és a dir, regions amb gradients horitzontals més intenos de propietats hidrogràfiques. La dinàmica dels fronts en aigües somes sovint és no lineal, la qual cosa converteix l'estudi quantitatiu del comportament d'un front en un tasca difícil. Comprendre la formació, el moviment i la persistència dels sistemes frontals és important per a moltes qüestions pràctiques dels mars costaners. En aquest capítol es discuteixen els diferents tipus de fronts que es produeixen en mars poc profunds i estuaris, utilitzant el mètode ja conegut dels capítols anteriors: es fa referència als principis de la dinàmica de fluids geofísics en cas necessari, però la presentació segueix essent tan elemental com sigui possible.

Els fronts a l'oceà o a l'atmosfera poden definir-se com les regions on les propietats canvien notablement en una distància relativament curta. Com de curta ha de ser aquesta distància depèn de l'escala dels procesos responsables de l'existència dels fronts. Els fronts a l'oceà profund poden arribar als 100 km d'ample, els fronts als estuaris poden ser només d'uns pocs metres d'ample. El que tots dos tenen en comú, és el fet que el canvi d'alguna propietat hidrogràfica - la temperatura, la salinitat o ambdues - a través de l'amplada de la part frontal és una ordre de magnitud més gran que els canvis de la mateixa propietat sobre la mateixa distància a cada costat de la part davantera. Un altre manera d'expressar això és que els fronts són regions on el gradient horitzontal d'una propietat passa a través d'un màxim.

Ens vam trobar un exemple d'un front durant la discussió dels afloraments costaners en el capítol 6. El front associat amb un raig costaner és produeix per l'arribada a la superfície de la termoclina sota l'acció del vent. La termoclina és la regió on els gradients verticals de les propietats mostren un màxim. Sota condicions d'aflorament l'orientació de la termoclina s'aparta de l'horitzontal resultant en una regió de forts gradients horitzontals. Un front està format on aquesta regió trenca la superfície.

Igual que per a les capes límit i els solcs d'illes, els fronts són expressions d'un equilibri dinàmic establert entre dues o més forces. Per tant, es poden classificar d'acord amb les forces que intervenen per a mantenir aquest equilibri. Aquesta classificació pot guiar la nostra comprensió de la dinàmica frontal, i ajudar a concentrar-nos en els aspectes essencials de l'equilibri en particular. Es distingeixen sis tipus de fronts en oceanografia. Tres d'aquests es troben a l'oceà costaner, dos als estuaris; tots es discuteixen en detall a les pàgines següents. El sisè tipus de front es limita a l'oceà profund. És menciona aquí per ser exhaustiu, però no es tractarà en profunditat.

Abans d'entrar en una discussió sobre les diferències entre els diferents tipus de fronts, és útil recordar algunes característiques comunes. Per a començar, els líquids i els gasos mostren una tendència per a evitar forts gradients de propietats i eliminar-los quan es produeixen a través de la barreja turbulenta. L'existència de fronts com a estructures quasi-permanents de la circulació, implica que es mantenen per un procés que no és present o no té importància en un altre lloc de l'oceà. Per la seva pròpia naturalesa, els fronts estan associats a fluxos convergents, que porten fluids amb propietats diferents a la regió frontal. Si, per exemple, el front és el límit entre aigua freda i calenta, la convergència del flux advecta l'aigua freda des del costat fred i l'aigua calenta des del costat calent. L'augment resultant en el gradient tèrmic a través del front és prou gran per a superar l'efecte de la barreja i manté l'estructura frontal. Per posar l'argument de manera succinta, on hi ha una convergència hi haurà un front, i on hi ha un front hi ha d'haver una convergència del flux.

El segon aspecte comú a tots els fronts es segueix del primer. La convergència del flux en una regió de forts gradients horitzontals de propietats hidrogràfiques com ara, per exemple, la temperatura implica moviment significatiu de l'aigua a través de les isotermes (figura 9.1). El flux a través de les isotermes és impossible sense difusió de calor, que contraresta l'efecte de l'advecció. Els fronts són, per tant, les regions d'intensa barreja turbulenta d'impuls i altres propietats. Això no sempre és veu sense un moment de reflexió. Quan una part frontal es troba entre dos cossos d'aigua de propietats relativament uniformes, podria semblar que la barreja ha de ser forta als dos cossos d'aigua, ja que estan "ben barrejats"; mentre que el front mostra gradients tan forts de propietats que la barreja de l'aigua ha de ser difícil. El contrari és cert. Les regions amb petits gradients de propietats en general mostren una activitat de barreja baixa, en la mesura que el moviment de l'aigua gairebé segueix les isotermes, isohalines o contorns d'altres propietats, mentre que al front la barreja és vigorosa i el moviment de l'aigua és a través de les isotermes i les isohalines.

La temperatura i la salinitat, les propietats hidrogràfiques mesurades amb major freqüència, determinen l'estabilitat de la columna d'aigua però no són bons indicadors del moviment vertical d'aigua. El moviment cap avall a la zona frontal és, però, clarament visible en les propietats òptiques. La figura 9.2 ho demostra amb les observacions de la fluorescència en una regió frontal de la Mediterrània occidental.

La gestió de l'oceà costaner requereix una comprensió de les dinàmiques frontals, per diverses raons. El material flotant s'acumula als fronts com a resultat de la convergència del flux a la superfície. Aquesta és una consideració important en les estratègies per a combatre la contaminació per vessaments de petroli, ja que l'oli quedarà atrapat a la part frontal. Les operacions de recerca i rescat han de considerar la presència dels fronts ja que les embarcacions petites derivant romandran en un front, fins i tot quan estan exposades a un vent considerable, particularment quan estan parcialment plenes d'aigua i submergides gairebé del tot. Els detritus i el material particulat també s'acumulen als fronts, i si els contaminants com ara els metalls pesants s'adjunten a aquest material, la seva concentració serà més gran als fronts que al mar circumdant, sovint diversos ordres de magnitud. El mateix efecte és responsable de la concentració de nutrients a les regions frontals, que poden formar la base per a augmentar la producció primària i converteix els fronts més grans en zones d'alimentació atractives per als peixos. La tonyina està entre les espècies que tendeixen a congregar-se a les regions frontals, i la pesqueria de la tonyina utilitza regularment mapes de temperatura dels mars derivats d'observacions per satèl·lit per a identificar possibles bancs de peixos.

Fronts a l'oceà profund

Fronts planetaris

Com ja s'ha indicat, cinc dels sis tipus de fronts identificats a tots els oceans es troben a l'oceà costaner i els seus estuaris. Un sisè tipus de front, sovint referit com front planetari, es troba a les profunditats de l'oceà. Una breu discussió de les seves característiques s'inclou aquí per integritat. No pretén ser exhaustiva, sinó que es centra en els aspectes que també es troben als fronts d'aigües somes.

Com el seu nom ho indica, els fronts planetaris són d'escala planetària, i abasten tota l'amplada de les conques oceàniques senceres. Estan en general associats amb les característiques del sistema de vents planetari. Un exemple típic és el Front subtropical, que està format per la convergència de la capa d'Ekman. Un altre front planetari es troba al corrent circumpolar i entre els girs oceànics subtropicals i subpolars de l'hemisferi nord. Aquests i altres fronts planetaris es discuteixen en detall a Tomczak i Godfrey, 1994.

Els fronts planetaris tenen un impacte marcat en els processos d'interacció atmosfera/oceà. L'intercanvi de calor entre l'oceà i l'atmosfera i la velocitat d'evaporació depenen fortament de la diferència de temperatura entre l'aire i l'aigua. Una diferència de temperatura de diversos graus a través d'un front planetari produeix condicions atmosfèriques molt diferents a cada costat, que al seu torn pot modificar les condicions responsables de la seva formació i manteniment. Els fronts d'escala planetària, per tant, són elements importants del sistema acoblat oceà/atmosfera. En comparació, els fronts de l'oceà costaner són generalment més petits en extensió i sovint la seva existència és menys permanent que la dels fronts d'escala planetària, de manera que la seva influència en la circulació atmosfèrica està més localitzada.

Dinàmica dels fronts oceànics

Dinàmicament, els fronts oceànics poden ser classificats pel seu efecte sobre la distribució de la densitat. La densitat de l'aigua de mar és una funció de la temperatura i de la salinitat, i qualsevol front associat amb un canvi d'una o ambdues d'aquestes propietats a través de la zona frontal pot afectar la distribució de la densitat. Si el gradient de densitat horitzontal mostra un màxim a la zona frontal, anomenem el front com front de densitat (figura 9.3, a dalt). Si, d'altra banda, el canvi de la salinitat a través del front és tal que el seu efecte sobre la densitat compensa el canvi de la temperatura, el front és diu compensat en densitat; llavors només existeix com un front de temperatura i un de salinitat, però no es pot veure en el camp de densitat (figura 9.3, a baix).

A l'atmosfera, les propietats que determinen la densitat són la temperatura i la humitat (contingut d'humitat atmosfèrica). Amb l'excepció d'una regió tropical estreta prop de l'equador, l'efecte del contingut d'humitat en la densitat és molt petit i pot ser ignorat. Fins i tot als tròpics, la variació del contingut d'humitat no és prou gran per a compensar les variacions de temperatura. Els fronts atmosfèrics són, per tant invariablement fronts de densitat produïts per canvis de la temperatura. Atès que en la nostra vida quotidiana estem més familiaritzats amb els sistemes de circulació atmosfèrica que oceànica, és instructiu recordar el que succeeix durant el pas d'un front atmosfèric.

Els canvis més notables durant el pas d'un front atmosfèric és un augment temporal de la velocitat del vent, les ràfegues i un canvi de la direcció del vent. L'augment de la velocitat del vent indica l'ajust geostròfic a l'alt gradient de densitat a la zona frontal. El vent geostròfic o velocitat del corrent és proporcional a la distància horitzontal entre isopicnes de forma que els fronts atmosfèrics estan sempre associats amb forts vents que bufen al llarg del front davant, és a dir, en la direcció de l'eix frontal. La regió de major velocitat del vent correspon a la regió de la zona frontal, de manera que el vent geostròfic té la característiques d'un raig estret. El canvi de direcció del vent és una conseqüència de la convergència en la zona de la superfície frontal, que produeix una component del vent dirigida cap a la zona frontal. Aquesta component canvia 180° durant el pas del front, però estant superposada amb el fort flux geostròfic al llarg de l'eix frontal, el seu efecte net és un canvi de la direcció del vent que sol ser de 90° més o menys a mesura que passa el front. Finalment, l'augment de ràfegues de vent indica l'augment dels nivells de turbulència al raig geostròfic, una conseqüència de la inestabilitat del flux que condueix a la formació de remolins.

La descripció d'un front de densitat a l'atmosfera proporciona una imatge igualment adequada d'un front de densitat al mar si es substitueixen les paraules "vent" i "bufa" per "corrents" i "flueix". A continuació, trobarem que els corrents d'un flux frontal de densitat flueixen com un raig geostròfic estret en la direcció de l'eix frontal, tenen una component ageostrófica significativa deguda a la convergència de flux cap a la zona frontal, i estan associats amb una forta activitat turbulenta. Els detalls de formació de remolins en forma de raigs no ens concerneix aquí, ja que es poden trobar a Tomczak i Godfrey, 1994.

Els fronts compensats per densitat no existeixen a l'atmosfera, per la quals cosa no podem basar-nos en l'experiència diària per la seva descripció. Podem, però, utilitzar la densitat del front com a punt de partida i veure quins canvis, si el gradient horitzontal de densitat s'elimina de la imatge. Una diferència evident és l'absència del doll a la zona frontal. El moviment de l'aigua als fronts de densitat està determinada per l'estructura de densitat a la zona frontal, que domina la circulació regional, en la mesura que la major part del transport a tota la regió es produeix a la zona frontal (el corrent circumpolar és un exemple eminent, vegeu Tomczak i Godfrey, 1994). Pel contrari el moviment de l'aigua als fronts compensats per densitat està determinat per la circulació regional i la conforma amb el seu entorn. La única contribució a la circulació mitjana prové de la convergència associada amb el front; produeix moviment dins la zona frontal.

La principal característica dels fronts compensats per densitat és el seu alt grau d'entrellaçament i la freqüència de les intrusions. Per aentendre això, recordem que quan l'aigua es mou prefereix mantenir-se en un nivell en què està envoltada per aigua de la seva pròpia densitat, és a dir, es mou preferentment sobre les pròpies superfícies isopicnes. Per moure una parcel·la d'aigua lluny de la seva superfície isopicna es requereix fer un treball en contra de la flotabilitat. Per a mantenir la parcel·la d'aigua a la nova superfície isopicna es requereix un canvi de la seva densitat a través de la barreja. El moviment a través de superfícies isopicnes requereix, doncs, molta més energia que el moviment al llarg d'aquestes. En un front de densitat el moviment a les superfícies isopicnes produeix enfonsament a la zona frontal però no es pot produir transport d'aigua a través de la zona frontal. L'absència d'un gradient de densitat horitzontal en els fronts de densitat compensada fa que sigui relativament fàcil de moure paquets d'aigua d'un costat del front a l'altra, ja que no ha de fer treball contra la flotabilitat per aconseguir-ho. Llavors, les seccions de propietats hidrogràfiques a través d'un front de densitat compensada, sovint mostren una multitud de capes, intrusions, parcel·les separades i lents d'aigua, i la impressió d'un front només es pot apreciar si ens ho mirem a una escala que abasti una regió més gran que la zona frontal i ens permeti veure l'imatge a gran escala.

En resum, els fronts de densitat estan associats a forts moviments geostròfics de l'aigua similars a un raig al llarg del front i formant remolins. Els fronts compensats per densitat no estan associats amb un flux intensificat al llarg del front, sinó que estan caracteritzats per moltes capes i intrusions. Tots dos tipus de fronts es troben a l'oceà costaner, encara que la distinció no sempre és tan clara com semblaria d'aquesta discussió. El gradient de salinitat en un front pot compensar només parcialment l'efecte sobre la densitat del gradient de temperatura i el grau de compensació pot fins i tot canviar amb les estacions de l'any. En conseqüència el caràcter del front pot canviar. La discussió anterior ens pot servir com a guia per a les característiques frontals que podem esperar durant qualsevol temporada.

Fronts a l'oceà costaner

Fronts d'aflorament

Comencem la nostra anàlisi dels fronts a l'oceà costaner amb el front d'aflorament, un ingredient elemental dels sistemes d'aflorament costaner que ja es va tractar en el capítol 6. Els fronts d'aflorament es formen quan la termoclina arriba a la superfície com a resultat del moviment de l'aigua cap amunt a la capa límit costanera (vegeu la Figura 6.1). Està incrustat dins del moviment general de la capa d'Ekman, i la seva ubicació a la plataforma segueix l'enfortiment i debilitament de la circulació d'afloramnet. La força de l'aflorament està determinada per la força i la direcció del vent. Les regions de surgència més importants es troben en regions on els vents alisis són relativament uniformes en intensitat i direcció. No obstant això, la circulació atmosfèrica conté inestabilitats, les depressions que aporten un temporal augmenten la velocitat del vent a mesura que passen a través. Aquestes depressions són més importants en els sistemes de vents de les regions temperades, però també existeixen a la regió dels vents alisis. Fan que els períodes d'intens aflorament, anomenats esdeveniments d'aflorament, s'alternin amb períodes d'aflorament feble.

La durada d'un esdeveniment d'aflorament i el període de calma següent a l'aflorament és típicament d'una o dues setmanes. Aquest cicle domina la posició del front d'aflorament, que es mou cap a dins i a fora de la costa amb el mateix període. En certa manera el front d'aflorament és l'expressió més visible de la variabilitat del sistema d'aflorament, ja que està constantment canviant la seva posició en resposta al vent. Com tots els altres fronts estan associats amb una convergència a la superfície que produeix l'enfonsament de l'aigua superficial a la zona frontal. Això es va confirmar clarament durant un experiment per a estudiar la productivitat primària a l'aflorament de la regió de les Illes Canàries, en què una boia a la deriva es va utilitzar per a seguir l'aigua fresca aflorada. La boia invariablement es va desplaçar cap al front, va arribar en qüestió d'uns pocs dies i després es va quedar en ell (Figura 9.4). El front d'aflorament, per tant, constitueix el límit exterior de la regió activa de l'aflorament. La presència d'aquesta convergència a la superfície de la plataforma exterior és important per a l'ecosistema de l'aflorament, ja que impedeix que les substàncies passives, com ara el fitoplàncton, puguin derivar cap a fora i es mantinguin en la regió d'alta producció dins la plataforma. Els nadadors lents com el zooplàncton també troben ajuda en el seu intent de romandre a la regió productiva.

Els fronts de densitat a l'oceà costaner de vegades estan diferenciats en funció del pendent de les seves isopicnes. La densitat del front en què el pendent de les isopicnes és cap amunt i cap a la costa es coneix com prograu; un front de densitat en que el pendent de les isopicnes descendeix cap a la costa és diu retrograu (Figura 9.5). En una situació de prograu l'aigua de la plataforma és més densa que l'aigua al costat del mar obert del front, en una situació de retrograu és menys densa. Els fronts d'aflorament són sempre fronts de tipus prograu.

Fronts de talús de la plataforma

Els fronts de talús són el resultat de diferències de les propietats hidrogràfiques entre l'oceà costaner i el mar obert. Com es va assenyalar breument a la Introducció (Capítol 1) la resposta de l'oceà al forçament atmosfèric està modificada a l'oceà costaner a través de la limitació de la profunditat de l'aigua i l'entrada d'aigua dolça en fonts puntuals al llarg de la costa. L'aigua de l'oceà costaner per tant, pot ser substancialment més fresca, més salada, més freda o més calenta que l'aigua de l'oceà profund adjacent, constituint efectivament una massa d'aigua diferent (una discussió més a fons de les masses d'aigua es dóna en el capítol 10). Un gradient de pressió horitzontal s'estableix on les dues masses d'aigua es troben. L'efecte del gradient, seria establir una circulació de dues capes amb l'aigua de l'oceà obert envaint la plataforma i l'aigua de la plataforma escapant-se a l'oceà obert. Donada la rotació de la Terra es converteix, en part, en un balanç geostròfic que estableix el flux al llarg de les isòbares i no a través. En altres paraules, l'aigua de mar obert no envaeix la plataforma, però es mou geostròficament al llarg de la seva vora exterior. Això defineix el límit exterior de la plataforma com la ubicació del límit entre l'aigua de la plataforma i l'aigua de mar obert i explica el nom de front de plataforma.

Aquesta breu anàlisi de la dinàmica dels fronts de la plataforma continental és suficient per a dur a terme una important distinció entre fronts de talús i altres fronts de l'oceà costaner. En contrast amb els fronts d'aflorament i fronts d'aigües poc profundes, el fronts de talús són més o menys estacionaris, la seva posició mitjana està totalment controlada per la ubicació del talús de la plataforma. Les separacions respecte a aquesta posició només s'observen durant la formació dels remolins. La diferència entre les propietats hidrogràfiques de la plataforma i del mar profund adjacent és la responsable de la seva existència, però no influencia la seva posició.

Els fronts de talús poden ser fronts de densitat o fronts de densitat compensada. La majoria dels fronts de talús mostren un cert grau de compensació de la densitat però tot i així recolzen un gradient de densitat horitzontal, que fa la seva classificació ambigua. La teoria mostra que si la diferència de densitat és prou forta com per a prohibir un entrellaçat significatiu a través del front, llavors aquesta determina l'amplada de la zona frontal, que ve donada per l'anomenat radi de deformació de Rossby baroclí, $R_{bc}$ o radi intern de deformació. El radi de Rossby baroclí és l'escala de longitud en la qual les pertorbacions de la circulació oceànica créixen sota la presència de l'estratificació. Per a un mar que consta de dues capes ve donat per,

\begin{equation} R_{bc} = \dfrac{1}{f} \sqrt{ g \dfrac{\rho_2 - \rho_1}{\rho_2} D_1} \label{eq:rossby}\end{equation}

on $g = 9.9\;m/s^2$ és la gravetat, $f$ el paràmetre de Coriolis, $\rho_1$ i $\rho_2$ són les densitats de la capa superior i inferior, i $D_1$ és el gruix de la capa superior.

Per a tenir una idea del significat de $R_{bc}$, podem comparar l'oceà amb una sopa cremosa de raonable textura homogènia, però que conté alguns trossos grans. El radi de Rossby de deformació baroclí és llavors una mesura de la mida del gra. Per a posar un exemple, a l'oceà profund el diàmetre dels remolins que es troben a la sopa seria típicament de 200 km, que és el valor de $R_{bc}$ si el mar s'aproxima per un sistema de dues capes on la termoclina permanent defineix la interfície. Fent servir $D_1 = 800\;m$ com a profunditat mitjana de la termoclina permanent, $f = 0.0001\;s^{-1}$ com un valor del paràmetre de Coriolis típic de latituds mitjanes, i densitats superiors i inferiors de la capa $\rho_1 = 1024.0 \;kg\; m^{-3}$ i $\rho_2 = 1027.5\;kg\; m^{-3}$ típiques del mig de l'Atlàntic trobem que $R_{bc} = 16.5\;km$.

Un front de talús important es troba a la plataforma al llarg la costa atlàntica dels EUA. La figura 9.6 mostra una situació d'hivern al sud de Rhode Island. L'estratificació a la plataforma és mínima durant l'hivern, amb la temperatura augmentant a partir de 4°C al litoral fins aproximadament 8°C a prop del front i la salinitat des 32.5 fins aproximadament 33.5, però ambdós amb petita variació vertical. L'aigua al costat del mar del front té temperatures de 14 - 16°C i la salinitat en el rang de 35.5 - 36.0, que dóna un canvi de temperatura de 5°C i un canvi de salinitat de 2 a través del front. La salinitat, per tant, domina el camp de densitat, determinant el caràcter retrograu del front. El canvi de temperatura treballa contra això, però és massa petit per a la compensació en densitat. Considerant que, ($\rho_2 - \rho_1$) a l'equació \ref{eq:rossby}, val 0.5 i $D_1$ val 80 metres, a partir de les observacions ens trobem que $R_{bc}$ ha de ser de l'ordre de 10 km. Això es posa clarament de manifest a les observacions que mostren la regió frontal amb una amplada de menys de 20 km.

Un front de talús, per descomptat, no és una barrera impenetrable per a l'aigua de la plataforma i de mar obert. Si, com en el cas de la figura 9.6, l'aigua de la plataforma és menys densa que l'aigua de la capa superficial oceànica, la barreja a la zona frontal pot transferir part d'ella a l'oceà. Si l'aigua de la plataforma és més densa, amb el temps farà el seu propi camí cap avall pel talús continental fins arribar a la profunditat de la densitat de l'aigua oceànica que coincideix amb la seva densitat i permet la seva progressió per aquest nivell de densitat. Un exemple d'aquest procés es pot veure a l'estret de Bass, una regió poc profunda entre Tasmània i Austràlia continental. L'Estret de Bass té una forma de bol amb una profunditat màxima de 80 m al seu centre i profunditats de 55 m i 75 m al seu costat occidental i oriental respectivament (figura 9.7). La termoclina estacional al costat del mar de Tasmània es troba més profunda que la profunditat dels llindars, i com a resultat les aigües de l'Estret de Bass poden arribar a ser al voltant de 2°C més fredes a l'hivern que l'aigua a la capa superficial del Mar de Tasmània. Això produeix un front de plataforma al llarg d'aquesta vora de l'estret de Bass (figura 9.8). La petita diferència entre la salinitat de l'estret de Bass i la del Mar de Tasmània no és prou gran com per a compensar l'efecte de la densitat deguda a la diferència de temperatura, i l'aigua de l'Estret de Bass està al voltant de 0.4 en $\sigma_t$ més densa que l'aigua de la superfície del mar de Tasmània.

El flux mig a través de l'Estret de Bass està induït pel vent i cap a l'est durant l'hivern. L'aigua de l'Estret de Bass, es mou cap a l'est cap al front, on gira cap al nord i continua sobre la plataforma. Al sud de 38° 40' S és troba darrera del front, però més al nord flueix cap avall pel talús continental. La major part del flux descendent, conegut com la cascada d'aigua de l'Estret de Bass, es produeix en un canó prop de 38° 35' S (Figura 9.8). El moviment descendent addicional s'observa al llarg del pendent cap a l'est i al nord. A aproximadament 400 m de fondària l'aigua arriba al nivell de la seva pròpia densitat i comença a fluir al llarg del pendent com un corrent estret de 100 a 150 m d'extensió vertical (figura 9.9).

Fronts d'aigües somes

L'últim tipus de fronts que trobem a l'oceà costaner, conegut com fronts d'aigües somes, és probablement el més estudiat i entès de tots els sistemes frontals. Es dóna en regions poc profundes amb corrents de marea de moderades a fortes i són el resultat de la competència entre les dues entrades d'energia a l'oceà. L'entrada de calor de la radiació solar tendeix a establir una estratificació a la columna d'aigua. Els corrents de marea que flueixen sobre el fons del mar produeixen barreja turbulenta que tendeix a suprimir o destruir l'estratificació. Un mar costaner estarà estratificat allà on l'efecte de la barreja del corrent de marea és insuficient per trencar l'estratificació causada per l'escalfament a la superfície; pel contrari estarà totalment barrejat on la barreja per les marees sigui molt forta. La frontera entre les dues regions quedarà marcadà per un front poc profund.

És possible predir l'ocurrència i la localització dels fronts d'aigües somes a través d'una anàlisi de l'entrada de calor i el corrent de marea. L'entrada de calor és major a l'estiu i menor a l'hivern (quan als climes temperats i subpolars es converteix en pèrdua de calor). Els corrents de marea són febles a l'oceà profund, però augmenten la seva magnitud quan l'ona entra a les aigües poc profundes. A mesura que un s'acosta al mar costaner des de l'oceà profund arriba a un punt on l'estratificació que hi ha a l'oceà profund ja no pot ser mantinguda contra la barreja de la marea cada vegada més vigorosa. La situació es mostra esquemàticament a la figura 9.10. El front està associat amb un gradient de densitat i, per tant compatible amb un raig geostròfic al llarg d'ell, provocant la formació de remolins i trencament. Com tots els altres fronts també estan vinculats amb una convergència del corrent a la superfície.

Com que la temperatura a la regió homogènia és el resultat de barrejar la columna d'aigua des de la superfície fins al fons, és més freda que la temperatura de la superfície a la regió estratificada però més calenta que la temperatura a la capa de sota. Per tant, correspon a la temperatura trobar un lloc al centre de la termoclina. Aquesta característica única dels fronts de mar som ajuda a la seva identificació. La figura 9.11 mostra el front d'aigües somes que es troba al Mar d'Irlanda occidental. La temperatura de la regió barrejada a la dreta es troba a la regió estratificada de l'esquerra a una profunditat d'uns 18 m a la termoclina més baixa.

L'anàlisi teòrica de l'equilibri entre l'entrada de calor i la barreja de la marea mostra que la ubicació del front d'aigües somes es determina per la relació $h / u^3$, on $h$ és la profunditat de l'aigua i $u$ l'amplitud del corrent de marea (el màxim corrent de marea durant un període de marea). Els fronts d'aigües somes són per tant coneguts com fronts $h / u^3$. La comparació amb les observacions mostren que el valor crític per a la transició d'estratificat a mixt (és a dir, la ubicació del front) està en algun lloc prop de $\log_{10} (h /u^3) = 2.5$ o menys. Per tant, és possible predir l'existència de fronts d'aigües somes a partir d'un coneixement de la profunditat de l'aigua i del corrent de marea.

La figura 9.12 mostra l'aplicació per a l'Estret de Bass, que durant uns mesos a l'estiu edevé estratificat. El front de talús descrit anteriorment deixa espai per a l'existència de fronts d'aigües somes a banda i banda del llindar oriental i occidental. La comparació entre $log_{10} (h /u^3)$, calculat a partir d'un model numèric de marees a l'Estret de Bass i l'estratificació observada mostra que l'Estret de Bass, està estratificat on $log_{10} (h /u^3) > 3$ i està barrejat quan $log_{10} (h /u^3) < 3$. El grau d'estratificació es representa a la figura 9.12 a través de l'energia potencial $E_p$ continguda a la columna d'aigua que es defineix com

\begin{equation} E_p = \int_{-h}^0 (\rho - \rho_{av}) \;g \;z \; dz\label{eq:ep} \end{equation}

on $\rho_{av}$ és la densitat promitjada en la vertical de manera que $(\rho - \rho_{av})$ mesura la desviació de la mitjana, és a dir, el grau d'estratificació. Es va fer servir aquesta quantitat donat que les observacions proporcionen únicament informació sobre la densitat; les mesures actuals no hi eren disponibles.

La dependència de la posició del front respecte de la magnitud del corrent de marea pot donar lloc a un moviment regular del front. Si les marees tenen una desigualtat pronunciada quinzenal (hi ha una marcada diferència entre les marees vives i les marees mortes) la posició del front es mou cap a mar obert durant les marees vives i retrocedeix a aigües somes durant les marees mortes. La figura 9.13 mostra un exemple. Els fronts d'aigües somes han demostrat ser regions de producció primària molt intensificada.

Fronts als estuaris

Els estuaris són una part molt especial dels mars costaners, els quals seran tractats amb molta més profunditat en la segona part d'aquestes notes. No obstant un breu anàlisi dels fronts als estuaris és apropiat en el context actual.

Plomalls frontals

Els fronts associats als plomalls es formen on l'aigua relativament fresca arriba a la regió de la boca d'un estuari i es descarrega al medi ambient oceànic. Això pot passar a la part baixa d'una ria o amb la forma d'un ventilador que sobresurt de la desembocadura a l'oceà costaner. La figura 9.14 és un esbós d'un plomall frontal que s'estén més enllà de la boca de l'estuari. El front al voltant de tot el plomall és molt convergent i turbulent; és el lloc on l'aigua dolça del riu es dilueix en el medi ambient oceànic. Els plomalls frontals es noten sovint per una acumulació de materials a la deriva, com fulles o escuma. La combinació d'una major turbulència i les ones induïdes pel vent o la maror des de mar obert pot resultar molt incòmode per als vaixells més petits.

Fronts estuarins

Mentre que el plomall frontal es desenvolupa a la boca d'un estuari, els anomenats fronts estuarins no es limiten a aquesta àrea. En cas d'existir es disposen paral·lels als marges de l'estuari, a certa distància. Dinàmicament són una versió en miniatura dels front d'aigües somes en el sentit que la barreja per les marees competeix contra l'estabilitat generada per la flotabilitat de la columna d'aigua, essent la diferència que en un estuari l'estabilitat es manté gràcies a la salinitat en lloc de la temperatura.

La figura 9.15 mostra un esquema d'un front estuarí. L'entrada d'aigua del riu a la capçalera de l'estuari manté una forta estratificació de la salinitat. En molts estuaris això produeix una capa superior relativament dolça per sobre d'una capa inferior de salinitat propera a l'oceànica. Les dues capes estan separades per una forta haloclina. Al centre profund de l'estuari el corrent de marea no és prou fort com per a superar l'estratificació, però a les zones somes la turbulència produïda per l'acció de la marea resulta en un completa barreja vertical. El front d'estuari es forma llavors en el lloc on l'haloclina superior trenca la superfície.

Els principals factors responsables de la creació d'un front de estuarí són, doncs, la profunditat de l'aigua i la barreja per les marees. Com a resultat, el front estuarí segueix la topografia i es disposa més o menys paral·lel a la costa. Es desenvolupa millor en períodes de forta corrent de marea i poden desaparèixer quan el corrent passa a través del període més calmat.