Consideracions generals
L’ecotò entre la terra i la mar és brusc i nítid, tal com suggereix aquesta imatge de la costa del cap de Favàritx (Menorca). Separa dos mons diferents, amb estratègies biològiques distintes, tant en el camp físic com en el camp químic.
Jordi Vidal.
La mar ha estat sempre un medi inhòspit i estrany per a l’home, i, encara que s’hi navega i s’hi pesca des de fa milers d’anys, el coneixement de la mar assolit durant la major part d’aquest temps no ha estat més que superficial. Només la tecnologia moderna, com més va més sofisticada, ha permès de superar en part la incapacitat biològica dels humans d’obtenir informació directa dels fons marins, d’estendre els propis sentits i afegir-n’hi de nous. Paral·lelament a l’obtenció d’informació s’ha hagut de crear o descobrir la lògica que en fes possible la interpretació. L’acumulació de grans quantitats de dades, obtingudes manualment o des de punts d’observació distants, permet una descripció més acurada de la mar en tots els seus aspectes (físics, geològics, químics i biològics), però exigeix l’ús de sistemes idonis per a processar-les automàticament. Els ordinadors electrònics són, des de fa alguns decennis, una eina fonamental en aquesta tasca descriptiva, però els avenços reals en oceanografia es basen en progressos en la teoria (hidrodinàmica, ecològica, etc.), suport i fonament del càlcul, que permet la interpretació de les observacions fetes i possibilita la predicció de fenòmens no observats.
Termòmetres d’inversió utilitzats en oceanografia, en posició invertida, tal com surten de l’aigua. L’un (A) és protegit de la pressió per una camisa de vidre tancada; l’altre (B) la té oberta. El caragol (3) que mostra el detall A’ assegura que la mica de mercuri que surt del dipòsit (1) durant la remuntada (per l’augment de la temperatura a les aigües superficials) quedi retingut i no afecti la lectura, que ha de ser la quantitat de mercuri que en girar el termòmetre s’ha separat i ha caigut al bulb (2). La branca capil·lar cega (4) assegura que el mercuri es trenqui sempre al mateix punt. A cada aparell hi ha, de fet, dos termòmetres (A"), el pròpiament d’inversió (5) i l’auxiliar (6), que permet saber la temperatura a la qual es fa la lectura del d’inversió i ferne la correcció.
Jordi Corbera, a partir de fonts diverses.
Abans d’endinsar-se en els abismes marins, es van haver de superar diverses etapes en el llarg camí cap a un coneixement més global i científic de la mar. La història de l’oceanografia cal fer-la arrencar probablement, a la darreria del segle XVIII, tancada ja l’etapa històrica dels grans descobriments que havia donat a les cultures occidentals la consciència d’una Terra limitada i esfèrica. Durant molt de temps, la qüestió principal que calia resoldre va ser la d’aconseguir una navegació segura, ràpida i precisa. Es van haver de perfeccionar els compassos, els cronòmetres, els estris per a observar els estels, i en general, tots els aspectes teòrics i pràctics de la navegació i la cartografia. L’expansió política i econòmica dels països depenia del domini de la mar.
Al segle XIX, la tasca de descoberta de noves costes havia deixat pas a la de cartografiar amb precisió les ja conegudes, encara que quedaven per fer les zones més inaccessibles de l’Àrtica i l’Antàrtica. La primera carta de vents de l’Atlàntic data del 1688 i la primera carta del corrent del Golf és del 1770, però no és fins a mitjan segle XIX que s’intenta de formalitzar una col·laboració internacional per a recollir sistemàticament dades oceanogràfiques i meteorològiques dels oceans. També al segle XIX comencen a fer-se exploracions importants de la mar, exclusivament científiques. Si bé, per exemple, el viatge del «Beagle», que portà Darwin a voltar pel món (1831-36), tenia com a principal objectiu la cartografia precisa d’una sèrie de costes de l’Amèrica del Sud, quaranta anys després la circumnavegació del «Challenger» (1872-76) va ser una expedició amb objectius totalment científics.
Termòmetres d’inversió instal·lats a un suport de la mateixa ampolla hidrogràfica. A cada nivell de fondària es baixen, com a mínim, un termòmetre protegit i un de no protegit. Un cop arribats a la fondària desitjada i deixats estabilitzar, se’ls fa girar mitjançant un dispositiu mecànic activat amb un missatger al mateix temps que es tanca l’ampolla. La columna de mercuri es trenca i la lectura es fa fora de l’aigua, amb els termòmetres en la posició invertida. La diferència entre les temperatures mesurades pel termòmetre protegit i el no protegit permet calcular la fondària a la qual s’han fet capgirar.
Javier Romero.
Passar de la pell de la mar al fons és una tasca única. La recerca oceanogràfica s’ha basat i es basa molt encara en mesures i preses de mostres cegues fetes des de la superfície. La imatge que tenim sovint d’una mar quasi uniforme en grans extensions, o si més no poc variable, és en gran part deguda a la pobresa de dades de què disposem. Tanmateix, vista des d’una altra òptica, aquesta pobresa és la que va permetre de construir uns primers models conceptuals prou correctes i útils per a fer de marc receptor de les noves dades, més nombroses i precises, que es van anar acumulant. El fet de mesurar amb precisió la temperatura de l’aigua a l’interior de la mar, per exemple, no va ser resolt fins a la darreria del XIX, amb els famosos termòmetres d’inversió de Negretti i Zambra, patentats el 1874. Fins fa molt poc aquests termòmetres eren l’únic sistema pràctic per a obtenir mesures precises de temperatura a diferents fondàries. Els termòmetres, com la majoria d’aparells de mesura, es pengen d’un cable d’acer, directament o incorporats a les ampolles de presa de mostres, i es baixen als nivells escollits. Des del vaixell, s’envia, lliscant pel cable, un pes (missatger) que en colpejar un dispositiu instal·lat en el suport del termòmetre (o de l’ampolla hidrogràfica) el fa capgirar, de tal manera que talla la columna de mercuri en un punt precís i deixa, per tant, registrada la temperatura in situ.
Amb aquest sistema les mesures només es podien fer, d’un sol cop, a intervals d’uns quants metres en la vertical. Habitualment, els nivells on es prenia la temperatura (i també les mostres d’aigua per a anàlisis químiques) eren separats per unes quantes desenes de metres a les capes superficials, els intervals augmentaven a mesura que s’incrementava la fondària de l’observació. Actualment, gràcies a l’electrònica, es poden fer perfils verticals de temperatura i de salinitat pràcticament continus des de la superfície fins a fondàries de milers de metres. La precisió i la freqüència més grans en les mesures ha permès d’observar una complexitat considerable superposada a la imatge que s’havia obtingut amb l’ús dels termòmetres de mercuri.
Perfils de temperatura, salinitat i densitat obtinguts al mateix punt de la Mediterrània mitjançant la presa de mostres discreta a base de botelles hidrogràfiques (a baix) o utilitzant un multisensor CTD («conductivity, temperature, depth») (a dalt); que dóna una gran resolució. La densitat augmenta amb la fondària, com és normal en condicions d’estabilitat hidrostàtica, ja que l’aigua menys densa sura sobre la més densa. Noteu, a dalt, que el perfil travessa una capa d’aigua més freda i menys salada entre els 30 i els 40 m (cosa que es perd al gràfic inferior) i que hi ha un altre gruix d’aigua lleugerament més freda i menys salada entre els 90 i els 100 m.
Carto-Tec, amb dades de l’Institut de Ciències del Mar.
De fet, la visió actual de la mar és molt recent, ja que, si bé les dimensions horitzontals, la distribució de continents i oceans són pràcticament conegudes des de fa un parell de segles, la batimetria precisa i la forma dels fons marins, per exemple, van haver d’esperar l’ús generalitzat dels ecosondadors a partir de la Segona Guerra Mundial, i per tant la interpretació de la seva forma és molt més recent. La teoria de la deriva dels continents emesa per Wegener el 1912 no va ser acceptada fins que, als anys seixanta, es van obtenir proves irrefutables mitjançant estudis geofísics (anomalies gravitatòries i geomagnètiques, sísmica) de la teoria de la tectònica de plaques. El reconeixement d’uns oceans que es fan i es desfan canvià els conceptes que fins llavors es tenia de la geologia del Planeta. La tectònica de plaques va permetre que es pogués donar una explicació històrica i lògica d’una gran part dels coneixements assolits en geologia, la majoria dels quals eren constituïts per descripcions d’estructures complicades i molt sovint incomprensibles.
L’estudi de la mar només és possible amb una metodologia científica estricta, i aquesta condició ha fet de l’oceanografia una de les disciplines més objectives dins les ciències de la natura i, potser per això, l’estudi de la mar ha permès de conèixer millor els continents. En el cas de la geologia això és molt clar, però també en el camp de l’ecologia, ciència que, en l’àmbit teòric i metodològic, s’ha anat alimentant contínuament i amb profit de la recerca en el medi marí.
Els oceans
Els oceans actuals ocupen un 71% de la superfície del nostre planeta i contenen el 97% de l’aigua existent a la Terra en forma lliure. Del 3% restant, dos terços són als casquets polars i a les glaceres, en forma sòlida, i un terç als continents (superficial i subterrània). L’atmosfera conté només el 0,002% de l’aigua lliure del planeta.
Esquema general simplificat de la distribució de baixes i altes pressions i de la circulació atmosfèrica superficial que afecta els oceans mundials.
Carto-Tec
Esquema general simplificat de la circulació superficial de l’aigua dels oceans.
Carto-Tec
Les condicions ambientals primàries que afecten les masses marines i terrestres de la Terra són determinades, a grans trets, pels intervals de latitud en què es troben. El fet que l’eix de rotació talli el pla que conté l’òrbita terrestre al voltant del Sol amb un angle de 23,5° fa que la distribució de radiació solar variï amb la latitud, que hi hagi estacions i també que la durada dels dies i les nits canviï relativament poc al llarg de l’any per a la majoria de latituds. És una situació que podríem considerar més rica que la que es donaria si l’eix de rotació fos sempre perpendicular al pla orbital de la Terra, ja que, en aquest cas, no hi hauria estacions ni diferències en la durada de dies i nits.
Val a dir que els oceans mundials presenten una variabilitat considerable, com si la seva distribució entre latituds i llur extensió fos el resultat d’un disseny experimental a escala planetària que tractés de maximitzar la variabilitat de condicions, amb l’única limitació de l’espai. En l’actualitat hi ha una regió polar ocupada per un oceà (l’Àrtic) i una altra d’ocupada per un continent (l’Antàrtida). Al voltant d’aquest continent hi ha un oceà restringit a una franja de latituds altes (l’Antàrtic), orientat en el sentit dels paral·lels, sense solució de continuïtat. L’Atlàntic és un oceà que s’estén entre les màximes latituds possibles, ateses les condicions ja dites pels pols, i en els seus extrems N i S té aigües gèlides. El Pacífic té un límit septentrional a una latitud inferior a la de l’Atlàntic, i no té una comunicació tan important amb l’Àrtic. L’Índic s’estén entre les latituds altes de l’Antàrtic i les costes asiàtiques de l’índia (al voltant dels 20° N).
Funcionament de l’atmosfera i l’oceà com a màquines tèrmiques acoblades. L’atmosfera té un bon rendiment, ja que s’escalfa a la part de sota (superfície de la Terra, a alta pressió) i es refreda a dalt (baixa pressió). La mar. en canvi, es veu obligada a escalfar-se i refredar-se per la superfície (baixa pressió). La convecció vertical és fàcil que s’estableixi a l’atmosfera, però és molt més difícil a la mar. En els oceans, l’aigua més densa, que ocupa les màximes fondàries, té el seu origen en les zones de latituds altes, on l’aigua de mar es congela (principalment a la mar de Wedell).
Román Montull, original de l’autor.
La distribució desigual de la radiació solar en la superfície del planeta segons la latitud fa que les regions de latituds altes tinguin temperatures sempre baixes, mentre que les latituds baixes poden assolir temperatures molt altes. La circulació de l’atmosfera i dels oceans és deguda a aquestes diferències d’insolació i tendeix a redistribuir la calor a escala planetària. Tanmateix, s’ha de dir que aquesta redistribució entre les latituds baixes i altes no és senzilla, ja que les possibles cèl·lules de convecció que es podrien originar es veuen trencades i modificades per l’efecte de la rotació terrestre (força de Coriolis) i per la variació latitudinal de la seva magnitud (que és màxima als pols i nul·la a l’equador). Des del punt de vista termodinàmic, cal indicar que l’atmosfera treballa com una màquina tèrmica eficient, ja que s’escalfa per sota (al nivell del terra o de la mar, a una pressió alta) i es refreda per dalt (a una pressió baixa). La mar, en canvi, s’escalfa i es refreda per la mateixa superfície, a la mateixa pressió. Per això, les cèl·lules de convecció amb components verticals són possibles i altament eficients en el cas de l’atmosfera, mentre que als oceans les cèl·lules més eficients s’han d’estendre horitzontalment, ja que la convecció vertical es veu extraordinàriament disminuïda. La convecció vertical als oceans i entre latituds mitjanes mostra un ritme estacional quan es produeix (a l’hivern es pot barrejar la columna d’aigua tot uniformitzantse fins a fondàries variables però mai no gaire importants), mentre que a latituds altes o, en certes condicions locals especials, en latituds més baixes (com a la Mediterrània), la pèrdua de flotabilitat de les capes superficials de l’aigua fa que s’enfonsin prou per a nodrir d’aigua nova les masses profundes dels oceans.
Circulació atmosfèrica i marina en un bloc comprès entre l’equador i l’Antàrtida. L’aire atmosfèric circula entre l’equador i el pol, però recircula també en cadascuna de les tres cèl·lules convectives (representades obertes en el dibuix). A la mar hi ha dos grans compartiments marins: el superior, temperat, comprès entre latituds mitjanes de cada hemisferi i d’un gruix variable, des de la superfície fins a la termoclina principal; i l’inferior, fred, connectat amb l’atmosfera tan sols a latituds superiors als 50°. AAF aigües antàrtiques fondes; Al aigua antàrtica intermèdia; CST convergència subtropical; CSP convergència subpolar; DANT divergència antàrtica.
Román Montull, original de l’autor.
Els oceans i les mars que existeixen avui dia tenen orígens geològics diferents o representen estadis diferents dins de la història evolutiva de les mars. Els grans oceans, com ara l’Atlàntic o el Pacífic, es formaren per l’obertura d’escletxes actives en l’escorça terrestre en les quals es produeix escorça oceànica nova. Aquesta activitat sísmica i volcànica es correspon amb l’expansió dels oceans (l’Atlàntic, per exemple, s’eixampla uns 3 cm cada any) i la separació de les plaques veïnes, que arrosseguen amb elles els continents. Aquesta expansió, però, no pot durar sempre a tot arreu, ja que qualsevol expansió i aparició en un punt de la superfície del planeta de nova escorça oceànica ha d’anar acompanyada de la desaparició d’una quantitat similar d’escorça oceànica en un altre indret. Per això, no hi ha cap fons oceànic d’edat superior als 250 milions d’anys. La subducció (enfonsament) d’escorça oceànica per dessota de plaques continentals és la responsable de l’activitat sísmica profunda més intensa, de l’aparició de les fosses marines i dels arcs d’illes volcàniques que sovint tanquen (entre elles i el continent veí) mars epicontinentals (es troben exemples de tot això en quasi totes les vores del Pacífic). D’altra banda, l’apropament o la col·lisió de plaques, que també es van produint necessàriament en el planeta, són l’origen de serralades imponents (com les de l’Himàlaia) o de mars com la Mediterrània.
A continuació, la taula mostra exemples de mars i oceans classificats segons el seu estadi d’evolució geològica, amb indicació dels tipus de muntanyes, moviments i sediments que hi són característics. Cal remarcar que s’hi ha inclòs la zona del Rift africà perquè es pot considerar com un oceà incipient, malgrat que encara no és cobert d’aigua, i l’Himàlaia, estadi final d’un oceà que ja no té aigua al damunt. (Font: P. Kennet, modificat).
Grau de maduració de diferents mars i oceans del món
| ESTADI | EXEMPLE | MUNTANYES | MOVIMENTS | SEDIMENTS |
| Embrionari | Valls del rift est-africà | Aixecament en bloc | Aixecament | Negligibles |
| Jove | Mar Roja i golf d’Aden | Aixecament en bloc | Aixecament i expansió | Plataformes petites, evaporites |
| Madur | Atlàntic | Dorsal mèdio-oceànica | Expansió | Plataformes extenses |
| Davallada | Pacífic | Arcs d’illes | Compressió | Arcs d’illes |
| Terminal | Mediterrània | Muntanyes joves | Compressió i aixecament | Evaporites, capes roges, tascons clàstics |
| Relicte | Línia hindú, Himàlaia | Muntanyes joves | Compressió i aixecament | Capes roges |
L’aigua marina
L’aigua de mar prové del desgasament (pèrdua d’elements i compostos volàtils) de la massa incandescent del planeta. Probablement, els oceans van començar a formar-se fa uns 3500 milions d’anys, quan la temperatura de la superfície terrestre va baixar prou per a poder permetre l’acumulació d’aigua i altres compostos en forma líquida i gasosa en les cobertes fluides primitives del planeta. Hom creu que el desgasament va passar per un període catastròfic (ràpid), quan va diferenciarse el nucli del mantell fos. Per tant, és molt probable que el volum dels oceans no hagi variat gaire, sinó que més aviat hagi estat molt semblant a l’actual en els últims 2500 milions d’anys.
L’aigua de mar ha estat salada des dels seus inicis i la seva composició és similar a la de l’aigua continguda a l’interior de les roques volcàniques. El contingut elevat de sals planteja problemes especials, teòrics i pràctics, més o menys importants, a la física, la química i la biologia marines. L’anàlisi química d’una sèrie de mostres d’aigua de mar recollides arreu del món feta per Dittmar a la darreria del XIX (1877) va mostrar que la composició elemental de l’aigua de totes les mars és extraordinàriament constant. Aquest fet va simplificar considerablement les perspectives, almenys pel que fa a la física. Els físics necessiten conèixer amb precisió la densitat de l’aigua per a poder descriure acuradament la distribució de la massa en mars i oceans, i per tant els cal conèixer bé la distribució conjunta de la temperatura i la salinitat. Aquesta va resultar fàcil de calcular ja que, gràcies a la constància de les proporcions entre els diferents elements, tan sols cal conèixer la concentració d’un dels components majoritaris per a deduir la dels altres. Al tombant de segle, Knudsen i altres van posar a punt un mètode analític per a mesurar la dormitat (concentració de clorurs i altres halurs mitjançant una reacció amb nitrat d’argent), i obtingueren la salinitat de la mostra amb una senzilla operació aritmètica. Per al càlcul de la densitat es van confeccionar experimentalment unes taules que permetien d’introduir les correccions degudes a la temperatura, la salinitat i la pressió (fondària). Aquestes taules eren necessàries per a poder aplicar a la mar la dinàmica de fluids desenvolupada per la meteorologia, fet que es va produir al començament del segle i que va assenyalar el naixement de l’oceanografia física moderna (Bjerknes, Ekman, Helland-Hansen, etc.).
Principals elements de l’aigua de mar i principals formes químiques en què es troben. Les formes de carboni inorgànic i de bor són les principals responsables de la capacitat tamponadora del pH. Les formes inorgàniques de nitrogen, fòsfor i silici es presenten en concentracions molt variables a causa de llur interacció amb els processos biològics (nutrients inorgànics); fora de les zones costaneres, les seves concentracions mínimes es troben a la superfície dels oceans més pobres, i les màximes, al fons del Pacífic. La llista que es mostra al quadre es podria continuar fins a 78 elements. Excepte l’alumini, el ferro, el zenc i el molibdè, que es troben en concentracions de 0,01 mg/l, tots els altres hi són en concentracions inferiors.
Dades d’E.D. Golberg, recopilades per l’autor
L’aigua marina conté quantitats mesurables de pràcticament tots els elements químics del planeta, però només uns quants formen part de les sals majoritàries que són responsables de la salinitat. Els anions més importants són el clorur, el sulfat i el bicarbonat, i els principals cations són el sodi, el magnesi, el calci i el potassi; aquests ions representen més del 99,8% de tots els equivalents químics presents en l’aigua de mar, i es troben en una proporció que es pot considerar pràcticament constant. Entre els elements que es troben en proporcions variables, els més importants són els utilitzats activament pels organismes: la distribució espacial i temporal de les concentracions de les sals inorgàniques de nitrogen, fòsfor i silici, estan directament relacionades amb la distribució i l’activitat dels organismes marins. Aquestes relacions constitueixen un dels objectes d’estudi de més interès en ecologia.
Actualment la salinitat no es calcula mitjançant la valoració de la dormitat, sinó que es fa mesurant la conductivitat elèctrica de l’aigua, la qual depèn de la concentració de sals i de la temperatura. Aquesta, rarament s’obté amb els termòmetres de mercuri, sinó que s’utilitzen termistors o termoaparells. Pel que fa als ions d’interès en química marina i en ecologia, s’han desenvolupat també tècniques analítiques que no solament han permès d’augmentar la sensibilitat i la precisió, sinó que han permès de reduir el volum de mostra necessari per a portar-Íes a terme. Un dels problemes de la química marina és que moltes substàncies d’interès es troben en concentracions molt diluïdes, però en un medi amb una concentració salina total alta. Algunes tècniques recents que utilitzen sensors específics (com ara elèctrodes, membranes, etc.) tenen problemes en aplicar-los al medi marí precisament a causa de l’alta salinitat global. En realitat, els àmbits de variació de salinitat, de temperatura i de pressió que trobem a l’aigua de mar, l’activitat dels organismes, la interacció amb l’atmosfera, amb les roques i els sediments, i la varietat de condicions dinàmiques als oceans, fan que la complexitat i la varietat de substàncies inorgàniques i orgàniques dissoltes o en forma de partícules que es poden trobar barrejades en qualsevol mostra sigui enorme. Entre altres coses, l’equació d’estat de l’aigua de mar és encara, un problema no resolt del tot en l’actualitat.
La capacitat biològica de la mar
El conreu de mol·luscs, crustacis o peixos és possible en zones costaneres afavorides, que són físicament semitancades i enriquides de forma natural. La il·lustració recull les instal·lacions de cria de musclos al delta de l’Ebre
Jordi Vidal.
La biologia marina fou i és encara un dels principals centres d’interès en l’estudi de la mar. A mitjan segle XIX, la creença que a partir d’uns quants centenars de metres ja no hi havia vida possible (a causa de les altes pressions i, probablement, per la manca de llum i per les baixes temperatures) va empènyer significativament les primeres expedicions oceàniques importants. De fet, es tenien proves indirectes de l’existència d’animals a grans fondàries (incrustats per exemple en els cables telegràfics transoceànics recuperats per a llur reparació), però les conclusions precipitades d’alguns naturalistes prestigiosos, com ara Forbes, i el conservadorisme sempitern de la majoria d’institucions acadèmiques, van allargar més del compte aquestes idees.
Les primeres expedicions científiques oceàniques van fer augmentar espectacularment les llistes d’espècies de la fauna i la flora marines. Com que es capturaven nombroses espècies a totes les fondàries en totes les mars, es va passar ràpidament a creure que la mar era una mena de terra promesa: actualment, encara és estesa la creença que la mar podrà solucionar la fam al món, i aquesta idea es troba sovint en la base de discursos polítics que traspuen demagògia, si no ignorància.
Actualment se sap que la producció marina de recursos renovables explotables és més aviat reduïda. La producció mitjana dels oceans mundials és tan baixa com la de les zones terrestres subdesèrtiques. De fet, l’explotació mundial dels recursos renovables marins correspon a la d’una petita fracció de la superfície total dels oceans: la de les plataformes continentals arran de costes i zones poc profundes (prop d’un 10% de la superfície dels oceans), i les d’unes poques zones localitzades als marges orientals dels principals oceans, on afloren aigües subsuperficials (Califòrnia, el Perú, Sud-àfrica, NW d’Àfrica, i altres, que representen tan sols el 0,1% de la superfície total dels oceans). En aquestes es captura el 50% de la pesca total mundial, la qual, d’altra banda, representa només el 0,07% de la producció primària marina. Aquest percentatge tan reduït és el que fa pensar que les mars són desaprofitades, ja que la relació entre els productes alimentaris extrets dels continents i els que s’extreuen dels oceans és de 50:1. A terra, la producció ramadera representa el 0,6% de la primària total dels continents; cal assenyalar, però, que la producció agrícola n’és el 20%, i que una bona part és consumida com a pinso pel bestiar.
En realitat, no es pot ser gaire optimista respecte a l’explotabilitat de la mar i, en tot cas, no es pot ser simplista. No tots els ecosistemes són igualment explotables en el sentit de poder suportar l’extracció d’una part de la biomassa sense deixar de funcionar tal com ho anaven fent, i es pot calcular que a la mar més d’un 70% dels ecosistemes explotables estan sotmesos a una extracció continuada de biomassa. En concret, l’home extreu al voltant d’un 28% de la producció mundial de peixos als oceans. Encara que hi hagi bancs de pesca infraexplotats, la majoria dels importants, explotats des de temps antic, es troben sobreexplotats i el seu futur depèn d’una gestió acurada i ferma.
Si en el futur podem aprofitar millor els oceans, serà com a resultat d’un esforç considerable, i probablement d’avenços en camps aparentment tan allunyats com ara l’enginyeria genètica. En el cas dels oceans, passar de la recol·lecció i la caça al conreu pot ser tan llarg com en el cas terrestre, malgrat que es poden assenyalar algunes diferències importants entre els dos medis des d’aquest punt de vista. Algunes d’històriques, com ara el fet que la humanitat té uns coneixements científics i unes possibilitats tècniques molt superiors als dels nostres avantpassats prehistòrics, poden fer pensar que no ens ha de ser tan difícil d’augmentar el rendiment dels oceans. De fet, és cert que la gestió correcta dels ecosistemes explotables només és possible amb un coneixement científic profund del seu funcionament, i que la possibilitat d’augmentar-ne el rendiment pot dependre de l’aplicació de tecnologies avançades. Ara bé, per passar de la caça al conreu, s’han d’afrontar problemes específics com ara les possibilitats que ofereix el material genètic del qual es parteix. Els animals i les plantes marins, per les característiques pròpies dels oceans, no semblen mostrar la diversitat d’espècies, subspècies, varietats i races dels organismes continentals, ni la facilitat per a donar-ne. D’altra banda, la mar tampoc no és fàcilment parcel·lable, i és un medi mòbil en tres dimensions, no en dues com la terra. També s’ha de tenir en compte que si a terra el principal factor limitant de la producció és l’aigua, a la mar d’aigua no en falta. El que manca a la mar són els nutrients, i aquests es dilueixen i es dispersen fàcilment, la qual cosa fa que no sigui senzill d’adobar la mar d’una manera controlada. Fixem-nos que fins ara s’exploten principalment bancs naturals de pesca o comunitats naturals de vegetals. El conreu de mol·luscs, crustacis o peixos només és possible en zones costaneres afavorides que són físicament semitancades i que són enriquides generalment de forma natural. Els conreus d’animals marins que tenen importància comercial són en realitat sistemes d’engreixament més o menys controlat de formes juvenils obtingudes del medi natural. Els casos en què s’ha aconseguit de fer comercialment rendible el conreu d’animals marins tancant i controlant el seu cicle reproductor són pocs i la seva importància és més científica que no pas econòmica, ja que el control complet del cicle reproductor de les espècies és un primer pas per a la seva manipulació genètica. De tota manera, aquestes «explotacions» ramaderes marines també estan limitades geogràficament a zones costaneres de condicions especials. Si els oceans han de representar veritablement un salt quantitatiu important en la producció d’aliments per a la humanitat, aquesta limitació a les zones costaneres probablement hauria de desaparèixer.
La circulació marina
L'equilibri hidrostàtic
L’oceanografia física es basa en la mecànica de Newton. Així, una massa d’aigua quieta romandrà quieta si no hi ha cap força que actuï sobre ella. En aquestes condicions, cal que tota massa d’aigua, a qualsevol nivell, suri per damunt de l’aigua que té a sota. En altres paraules, la densitat de l’aigua ha de créixer en augmentar la fondària, ja que, seguint el principi d’Arquimedes, una situació inversa seria inestable i l’aigua de sota tendiria a pujar i a substituir la de nivells superiors, capgirant la columna. A la mar hi ha situacions en les quals es produeixen inestabilitats d’aquest tipus, per exemple quan l’aigua superficial es refreda. Aquestes, però, no duren gaire, ja que tendeixen ràpidament a desaparèixer, tot restablint-se l’equilibri hidrostàtic mitjançant una barreja violenta. Els moviments verticals associats a aquesta barreja turbulenta són difícilment formalitzables pel seu caràcter caòtic. Excepte, doncs, en situacions puntuals i momentànies, en qualsevol perfil vertical, a la mar es compleix l’equació hidrostàtica i la densitat augmenta, si més no lleugerament, des de la superfície al fons.
Les forces que intervenen en la dinàmica marina
La superfície isòbara p0 divideix l’espai en dues regions de pressió diferent (P1 i P2). La gravetat assenyala la vertical i les superfícies horitzontals (perpendiculars a la vertical) són les de nivell. Si la isòbara talla la superfície de nivell, apareix una força resultant (força del gradient de pressió) sobre l’horitzontal, que va de les altes (P2) a les baixes pressions (P1). Al mig de les aigües de la mar, lluny de la superfície i del fons, aquesta força només pot ser compensada per la de Coriolis, que apareix quan l’aigua es mou i que és de magnitud proporcional a la velocitat del corrent i a la latitud, i de direcció perpendicular a la velocitat de l’aigua. En el cas barotròpic (A), les isopicnes són paral·leles a les isòbares, i la velocitat horitzontal és perpendicular al gràfic, és a dir entraria cap a dins de la pantalla (hemisferi nord); en el cas baroclínic (B) les isopicnes no són paral·leles a les isòbares, i en el punt B’ la direcció de la velocitat de l’aigua és en la direcció del gràfic, cap a dins de la pantalla (hemisferi nord), mentre que en el B" li és perpendicular, és a dir, que surt de la pantalla cap al lector (hemisferi nord).
Román Montull, original de l’autor.
Les forces que s’han de tenir en compte en la descripció formal de la dinàmica marina són, fonamentalment, de dos tipus: les que promouen el moviment, o primàries, i les que apareixen quan hi ha moviment, o secundàries. Entre les primeres hi ha el pes, que actua en tota la massa, i les forces externes que actuen a les vores del sistema, com ara el vent, en la superfície. Entre les forces secundàries, hi ha la de Coriolis, deguda a la rotació terrestre, i les de fricció. La força de Coriolis apareix pel fet de referir el moviment a uns eixos situats sobre un punt de la superfície del planeta, que és el nostre punt de vista habitual. El seu valor depèn de la latitud i de la velocitat de l’aigua. La fricció interna en el fluid és responsable de l’esmorteïment dels moviments que, en darrer terme, es dissipen en forma de calor, i es pot escriure com un terme proporcional a les segones derivades de la velocitat respecte a l’espai. Per a la majoria de moviments, les marees es poden introduir com a canvis en l’altura de la mar i, per tant, afecten els valors de la pressió i en fan aparèixer gradients horitzontals.
Les diferències de pressió que poden aparèixer entre parells de punts diferents situats en un mateix nivell tenen associada una força continguda en aquest nivell (força del gradient horitzontal de pressió) que actua des de les altes pressions cap a les baixes. La pressió pot variar d’un punt respecte a un altre per canvis en la densitat o l’altura de la columna d’aigua que hi ha al damunt de cada punt, o per canvis en la pressió atmosfèrica. Quan els corrents són constants i, per tant, la situació és estacionària, la suma de totes les forces involucrades és nul·la.
Les propietats físiques de l’aigua de la mar
La densitat
Àmbit de salinitat i temperatura que inclou la major part de les aigües oceàniques mundials en forma de diagrama de temperatura i salinitat, amb indicació expressa de l’interval que comprèn el 90% de les aigües mundials i el que comprèn les aigües de la Mediterrània. S’indiquen les corbès d’igual densitat (isopicnes). Els números corresponen a la densitat expressada en kg/m3 menys 1000 (valor anomenat sigma-t).
Román Montull, original de l’autor.
La densitat o el seu invers, el volum específic (el volum ocupat per una unitat de massa), són fonamentals en la formulació de la dinàmica dels oceans. La variació temporal de la velocitat de l’aigua en un punt depèn de la distribució de la massa en el camp gravitatori, que defineix un camp de pesos i que, per tant, comporta l’aparició d’un camp de pressions. També depèn de les forces imposades des de l’exterior (les que provenen del vent o les de fregament amb les vores i el fons) i de la força aparent de Coriolis. D’altra banda, els guanys o les pèrdues de calor, d’aigua o de sals afecten la densitat i, per tant, modifiquen la distribució de la massa. L’oceanografia física intenta d’entendre i d’explicar formalment (de manera que es puguin fer càlculs i previsions) els moviments que hom observa en les masses d’aigua i la modificació de llurs característiques.
La densitat de l’aigua de mar depèn fonamentalment de la temperatura, la salinitat i la pressió. L’augment de temperatura comporta una disminució de la densitat, mentre que l’augment de la salinitat la fa augmentar. L’aigua és lleugerament comprimible i, per tant, a les altes pressions que es poden assolir al fons de la mar els seus efectes són perceptibles (cal recordar que 10 m d’aigua equivalen aproximadament a una atmosfera de pressió).
L’aigua pura en estat líquid, a una atmosfera de pressió, té una densitat màxima d’1 g/cm3 a 3,94°C. Amb l’augment de salinitat, la temperatura a la qual s’assoleix la densitat màxima decreix. Igualment, amb salinitats creixents, el punt de congelació també decreix, però ho fa més lentament que la temperatura de màxima densitat, i ambdues temperatures coincideixen (–1,33°C) quan la salinitat arriba al 24,7‰. Per tant, a l’aigua de mar i per salinitats superiors a 24,7‰ l’anomalia del màxim de densitat desapareix, i és sempre més densa l’aigua més freda.
La compressibilitat
Pel que fa a la compressibilitat de l’aigua, el volum es redueix en un 0,5% per cada 100 atmosferes (o sia, per cada 1000 m de fondària). En la majoria de problemes quotidians aquesta compressibilitat pot no tenir-se en compte en els càlculs, però cal fer-ho quan es tracta d’estudiar la densitat o la temperatura de l’aigua a fondàries considerables. En aquest cas, petites diferències poden ser l’origen de forces suficients per a moure grans masses d’aigua, ja sia horitzontalment o verticalment. Una massa d’aigua desplaçada del seu nivell sense que bescanviï calor ni sal amb la dels voltants, experimenta un canvi de temperatura, dit adiabàtic, a la ratlla de 0,14°C cada 1000 m, a una fondària mitjana de 5000 m. Tot i que aquests canvis són molt minsos, tenen importància en ambients on les temperatures són extraordinàriament constants en distàncies considerables. Per això, en oceanografia es calculen la temperatura i la densitat potencials, que són les que correspondrien a una certa aigua si la portéssim adiabàticament a la superfície. Les densitats potencials permeten de comparar fàcilment les densitats d’aigües de nivells diferents. Quan les densitats calculades in situ són semblants, no poden comparar-se directament, ja que la densitat és una funció no lineal de la temperatura, la salinitat i la pressió.
La calor específica
L’aigua té una calor específica alta, a la ratlla d’una cal/g °C. La calor latent de vaporització de l’aigua, o sia la que absorbeix o cedeix una unitat de massa en canviar d’estat entre líquid i gas, també és alta (unes 585 cal/g a 20°C per a l’aigua de mar). Per això, les masses d’aigua poden emmagatzemar i lliurar calor en quantitats importants, tot modificant el clima local al seu voltant, tant a l’estiu com a l’hivern. El guany o la pèrdua d’aigua per condensació o evaporació no solament representa canvis de massa, sinó també canvis de calor importants. Així, per exemple, la mitjana d’evaporació a la Mediterrània occidental és al voltant de 1200 mm per any, que representa una pèrdua de 70 Kcal/cm2 · any. Atès que el flux de radiació incident mitjà és d’unes 140 Kcal/cm2 · any, l’evaporació compensa ella sola la meitat del flux de radiació incident.
La tensió superficial
Una altra característica important de l’aigua és la seva tensió superficial, la més alta de tots els líquids a temperatures normals (72-76 dina/cm a 20°C). Aquesta propietat està integrada en el paisatge marí, ja que és la responsable de l’aparició de les petites ones capil·lars. En aquestes ones, que tenen altures d’uns quants mil·límetres o centímetres, la tensió superficial actua com a principal força restauradora, més important que la gravetat. En la definició de les característiques i les propietats globals de la superfície lliure de l’aigua, la tensió superficial és també important, i no solament afecta els fluxos a través d’ella, sinó també la possibilitat que organismes petits visquin a sobre o penjats de la pellícula superficial. Aquests organismes tenen dispositius que, sense mullar-se, aprofiten les forces d’atracció de les molècules d’aigua que són l’origen de la tensió superficial. Hi ha moltes substàncies químiques tensioactives que la modifiquen, algunes alliberades pels mateixos organismes, altres abocades al medi per l’home, ja sia directament a la mar o bé als rius. La disminució de la tensió superficial a causa de la presència de substàncies tensioactives pot arribar a ser molt sovint de 20 dina/cm.
La viscositat
Finalment, cal esmentar la viscositat molecular, propietat responsable de la transmissió de moviment entre dues capes de fluid paral·leles i també de l’esmorteïment del moviment i de la seva conversió final en calor per fregament intern. Formalment, pot definir-se com un coeficient de proporcionalitat entre un esforç (força per unitat de superfície en la mateixa direcció d’aquesta) i un gradient de velocitat en la direcció perpendicular a l’esforç. Per a l’aigua de mar, la viscositat dinàmica val 1,4 × 10-3 kg/m · s (aigua de 35‰ de salinitat i a una temperatura de 10°C), i varia molt més en funció de la temperatura que no pas de la salinitat. En passar de 0°C a 25°C, la viscositat de l’aigua es redueix aproximadament a la meitat. Això pot tenir importància per als organismes petits o per a les partícules en suspensió en el líquid, ja que afecta les forces de fricció al voltant de llurs superfícies. Així, per exemple, una partícula que se sedimenti des de la superfície cap al fons, pot ser retinguda (alentida la caiguda) en passar de les aigües superiors calentes a les inferiors més fredes. També poden ser afectades la mobilitat dels organismes microscòpics i llur capacitat de moviment natatori o alimentari.
Tanmateix, com a factor de fricció en els moviments de l’aigua a escala macroscòpica, la viscositat molecular no és tan important. En hidrodinámica clàssica, l’estudi formal del moviment mitjà de les aigües (moviments macroscòpics) va dur a la introducció del concepte de viscositat turbulenta. La fricció molecular s’entén intuïtivament com a resultat de les col·lisions entre les molècules veïnes. A escala macroscòpica, es pot pensar en la col·lisió de paquetets d’aigua més grans i, formalment, la fricció macroscòpica es fa proporcional a la variància o covariància dels components de la velocitat en les tres direccions de l’espai. El que cal indicar aquí és que la viscositat turbulenta, a diferència de la molecular, ja no és una propietat de l’aigua, i per tant dependent de la seva temperatura o salinitat, sinó que és una propietat del flux. El seu valor prop de la superfície de la mar agitada pot arribar a ser 1011 vegades superior a la molecular, i en el sentit horitzontal és unes 106 vegades més gran que en el vertical, a causa de l’estratificació de les masses d’aigua i del fet que, lluny de la superfície, la interacció entre l’oceà i l’atmosfera deixa de notarse. En la pràctica, però, resulta un paràmetre difícil d’estimar, ja que varia contínuament en funció dels mateixos canvis del flux.
La interacció de la mar amb la radiació solar i l’atmosfera
L’absorció diferencial de les diferents bandes de l’espectre solar per l’aigua marina, segons la longitud d’ona de cada radiació, fa que els colors aparents de les coses variïn en augmentar la fondària, ja que no hi són il·luminades amb llum blanca, sinó només amb la part de l’espectre que hi arriba. Així, una mateixa gamma pren un aspecte cromàtic diferent a 2 m de fondària (a dalt) que a 10 m (a baix), car les radiacions vermelles i violades són absorbides de seguida, mentre que les blaves penetren més profundament.
Xavier Safont / M. Alba Camprubí.
Tot i que el flux de radiació solar que el planeta rep en les capes més externes de l’atmosfera és pràcticament constant, l’energia radiant que veritablement arriba fins a la superfície de l’aigua depèn de l’altura del sol sobre l’horitzó (latitud, època de l’any i hora del dia) i del gruix i la transparència de l’atmosfera (partícules, vapor d’aigua i núvols). Dels aproximadament 34 mW/cm2 que arriben com a mitjana a la part alta de l’atmosfera, un 36% és reflectit i 5 mW/cm2 són absorbits per l’alta atmosfera i la troposfera. Per tant, només 16,5 mW/cm2 queden disponibles a la superfície de la mar. Aquesta radiació mitjana es reparteix segons la latitud (l’angle d’incidència de la radiació sobre la superfície), de tal manera que els pols en reben molta menys que l’equador. A més a més, l’energia és atenuada per la presència de núvols i de partícules en suspensió en l’aire.
L’aigua també reflecteix, dispersa i absorbeix la radiació solar, més intensament que l’atmosfera. Les diferents longituds d’ona que componen la radiació solar són afectades en diferent grau per l’aigua, les sals, les substàncies orgàniques dissoltes o les partícules en suspensió en el líquid. El resultat global és que l’espectre de la radiació (el repartiment de l’energia electromagnètica en diferents freqüències) es modifica molt en interactuar amb la mar. La radiació de 0,48 µm de longitud d’ona és la que penetra més avall. Les radiacions d’ona curta (ultraviolades) i les infraroges (per sobre de 0,7 µm) són intensament absorbides per l’aigua. La llum visible és dispersada i absorbida per substàncies i partícules. És notòria l’absorció produïda per la clorofil·la i altres pigments fotosintètics. A les aigües costaneres, on hi ha una concentració elevada de matèria orgànica (també coneguda amb el nom de substància groga), els blaus també s’absorbeixen molt, i el color de la mar és més verdós, encara que depèn molt de la llum reflectida per les partícules en suspensió que hi hagi.
Variació amb la fondària de la radiació fotosintèticament activa per dues aigües de transparència diferent (a dalt) i valors que pren la irradiància relativa (en escala logarítmica) segons la longitud d’ona (a baix) a diferents fondàries i també amb dues aigües diferents, de les quals la del gràfic A és menys transparent que la del B. La radiació és atenuada selectivament per l’aigua i les substàncies dissoltes i particulades que conté. Els primers colors que desapareixen són els vermells i l’ultraviolat.
Carto-Tec, original d’Enric Ballesteros.
L’atenuació global de la radiació solar a l’aigua segueix una llei exponencial del tipus Iz/ = Io e-kz, on Io i Iz són les intensitats de la radiació a la superfície i a z metres de fondària, k és el coeficient d’atenuació (diferent per a cada longitud d’ona), z és la fondària en metres i e és la base dels logaritmes naturals. El coeficient k (mesurat en m-1) és el resultat global de les contribucions parcials dels diferents elements dissolts i particulats presents a l’aigua i de l’aigua mateixa.
L’energia radiant absorbida és transformada en calor i, per tant, en un increment de temperatura de l’aigua, sobretot en els primers centímetres o metres, arran de la superfície. Tanmateix, no s’hi donen diferències verticals espectaculars de temperatura, ja que la calor és transportada cap avall per acció del vent que agita l’aigua i fa que es barregi. Aquesta barreja representa un treball mecànic que és incorporat a la màquina termodinàmica marina en forma d’una estructura vertical de densitats. L’acció conjunta del flux de radiació i del vent durant la primavera i l’estiu fa aparèixer una capa superior d’unes quantes desenes de metres, ben barrejada, amb una temperatura relativament elevada i quasi uniforme, situada a sobre d’una capa fonda bastant més freda. El gradient vertical de temperatura no és, doncs, constant i mostra un màxim a la base de la capa uniforme superior (termoclina). Coincidint amb l’anterior discontinuïtat, o situat una mica més avall, també hi ha un màxim del gradient vertical de densitat (picnoclina). En aquests nivells, coincideixen aproximadament canvis també importants de diverses característiques físiques, químiques i biològiques de l’aigua. Aquests canvis són deguts a la interacció de l’estructura física de l’aigua, la penetració de la llum visible i els organismes autòtrofs i heteròtrofs.
A les latituds mitjanes, com ara a la Mediterrània, durant l’estiu augmenta la calor acumulada a la mar; aquesta s’estructura fortament i adquireix una estabilitat vertical important a causa de la diferència de densitats entre les capes superficials i les profundes. En arribar la tardor, el sentit del flux de calor per la superfície s’inverteix, i les aigües de les capes superiors es refreden. Aquest augment de la densitat de l’aigua més superficial introdueix una inestabilitat que fa que es barregi la columna d’aigua. A l’hivern s’arriba a obtenir una columna de temperatura pràcticament uniforme en els primers centenars de metres (algunes vegades més i tot). L’augment de densitat de les aigües superficials també és deguda, en part, a l’evaporació provocada per vents intensos i secs. A la Mediterrània occidental, la tramuntana, vent fort, fred i sec, provoca a la zona del golf del Lleó una forta barreja vertical de l’aigua en els mesos d’hivern, cosa que comentarem amb detall més endavant.
Comparació dels gradients verticals de diversos paràmetres corresponents a un mostreig d’hivern i un d’estiu. A l’hivern el refredament i el treball del vent fan que les aigües superficials perdin flotabilitat, s’enfonsin i es barregin amb les inferiors: els gradients verticals són molt dèbils i les aigües superficials ben il·luminades tenen nutrients. A l’estiu, l’augment de la insolació i la disminució del treball mecànic exercit pel vent sobre la mar fan que aquesta s’estratifiqui, de manera que la circulació vertical es veu interrompuda; els organismes vegetals del plàncton consumeixen els nutrients de la capa superficial il·luminada i apareixen uns gradients verticals d’organismes i nutrients molt forts, i generalment també es produeix un màxim relatiu dels valors de clorofil·la per sota de la termoclina, a un nivell on arriba aproximadament un 1% de la llum incident a la superfície, i on hi ha nitrats suficients. A la part inferior del màxim de clorofil·la, sovint hi apareix un màxim de nitrit, producte sobretot de la ineficaç activitat metabòlica de les cèl·lules del fitoplàncton en la reducció de nitrat i de l’activitat bacteriana.
Carto-Tec, original de l’autor.
L’intercanvi de calor i aigua entre la mar i l’atmosfera produeix diferències de densitat que en fondària i en certes extensions poden reflectir-se en diferències de pressió horitzontals, les quals generen forces i, per tant, poden generar corrents. D’altra banda, les aigües denses que es formen a l’hivern i que s’enfonsen tendeixen a aturar-se en el seu camí vertical i a estendre’s horitzontalment en assolir el nivell on llur densitat iguala la de l’aigua del voltant. La circulació profunda dels oceans és provocada inicialment per fenòmens d’aquest tipus, encara que és molt modificada per barreges amb les masses d’aigua veïnes, per fregaments amb les conques o cubetes oceàniques, per fenòmens dinàmics (com ara la força de Coriolis) o, senzillament, per les característiques topogràfiques que canalitzen els fluxos.
El vent no solament produeix onades i és el motor de la barreja mecànica de les aigües, sinó que pot generar corrents superficials, els quals poden penetrar més o menys en fondària, segons quina sigui l’estructura vertical de densitats. Per tal que l’acció superficial del vent es reflecteixi en un corrent, cal que el vent sigui relativament fort i bufi en una mateixa direcció durant un temps prou llarg. Ekman va calcular quin seria el corrent provocat per un vent de força i direcció constants en una mar d’estructura vertical homogènia. El model d’Ekman prediu que el corrent superficial té una direcció orientada uns 45° cap a la dreta de la del vent (a l’hemisferi sud seria cap a l’esquerra) i que, en fondària, la intensitat del corrent disminueix exponencialment i va girant de direcció cap a la dreta a mesura que ens allunyem de la superfície. Això fa que, a una certa fondària, el corrent arribi a estar dirigit justament en una direcció oposada al que hi ha en superfície, encara que la seva intensitat s’hagi reduït molt. Les condicions imposades pel model són difícilment esperables en una mar real, ja que els vents rarament bufen en una mateixa direcció i amb la mateixa intensitat durant prou temps per a poder arribar al règim estacionari.
Aflorament d’aigües prop de la costa provocat per l’acció d’un vent que hi bufa paral·lelament. La circulació marina superficial és en direcció 45° cap a la dreta respecte de la direcció del vent; però en un gruix d’aigua d’unes desenes de metres el transport horitzontal global és 90º cap a la dreta del vent (hemisferi nord). Per tant, l’aigua se separa de la costa i força una elevació de les capes inferiors al costat de terra. L’aflorament d’aigua fa pujar un flux de nutrients cap a la capa il·luminada, que dóna lloc a un augment important de la producció algal, i de retruc també de la biomassa de tots els nivells tròfics de l’ecosistema.
Ricardo Génova, original de l’autor.
A la mar, doncs, és possible d’observar l’efecte del vent durant el règim transitori, però amb la dificultat que, en molts casos, el que es dóna és una successió d’estats transitoris, cap dels quals no arriba tampoc a desenvolupar-se del tot. El més interessant, potser, d’aquest model és que el transport global d’aigua resulta dirigit uns 90° cap a la dreta de la direcció del vent (a l’hemisferi nord). En les condicions reals, per tant, es pot afirmar que el transport d’aigua provocat pel vent a la capa superior és cap a la dreta de la direcció del vent a l’hemisferi nord (cap a l’esquerra al sud). Quan el vent bufa paral·lelament a una costa, deixant aquesta a mà esquerra a l’hemisferi nord, el transport d’aigua tendeix a fer-se de terra a mar. En aquestes condicions, l’aigua desplaçada només pot ser substituïda per aigua situada per sota de la capa superficial, que llavors es veu obligada a pujar. Aquest fenomen, anomenat aflorament costaner, es produeix de manera regular en algunes costes dels marges orientals dels oceans i és el principal causant de la seva riquesa pesquera, ja que l’aigua que puja és rica en nutrients inorgànics (nitrats, fosfats, silicats).
La circulació i la producció biològica als ecosistemes marins
La producció del plàncton vegetal a la mar es troba restringida a les capes il·luminades superficials, on ràpidament es consumeixen els elements nutrients que, en ser incorporats pels organismes autòtrofs, passen d’estar dissolts a estar en forma particulada. Tard o d’hora els organismes se sedimenten i desapareixen, per tant, de les capes superficials. Els organismes morts i els detrits orgànics es precipiten cap al fons, i en el seu camí són destruïts per animals i bacteris que oxiden i redissolen els nutrients. Per això, les aigües situades fora de la zona il·luminada són sempre riques en nutrients dissolts, mentre que en la major part dels oceans, les aigües superficials en tenen molt pocs. El factor limitant, doncs, de la producció marina són els nutrients, els quals han d’arribar a la superfície perquè es posi en funcionament l’ecosistema. La barreja vertical d’hivern és la manera com es torna a començar, de forma generalitzada, el cicle de producció anual a les mars temperades. Els afloraments costaners i alguns altres mecanismes, que podríem denominar genèricament divergències, es poden produir a totes les latituds i en qualsevol època i són responsables de l’existència de zones on la productivitat marina es veu afavorida. Al contrari, hi ha zones on la producció és baixa, ja que l’aigua té tendència a baixar (convergència) i, per tant, impedeix l’ascensió d’aigua rica dels nivells inferiors.
Si bé ja hem fet notar que és pràcticament impossible de trobar exemples reals a la mar que s’ajustin a les condicions estrictes del model d’Ekman, això no vol pas dir que el mecanisme deixi de ser vàlid. De fet, la circulació oceànica superficial està molt ben correlada amb el règim mitjà de vents. Així, per exemple, al N i al S de l’equador, els alisis, vents prou coneguts per la seva constància en direcció i intensitat, generen un transport d’aigua cap a l’W. A latituds més altes, els vents predominants de component W, estan associats als corrents dirigits cap a l’E. La presència dels continents orientats de N a S contribueix a convertir aquests corrents en uns grans girs anticiclònics centrats més o menys a les latituds mitjanes en cadascun dels hemisferis. Al centre d’aquests girs la mar és força oligotròfica (molt poc productiva), ja que l’aigua superficial tendeix a acumular-s’hi.
La circulació anticiclònica sobre la mar produeix una convergència de l’aigua superficial cap al centre de l’alta pressió. La conseqüència biològica és un empobriment de la producció primària. En canvi, sota una depressió, la circulació ciclònica provoca una retirada de l’aigua superficial cap a les vores, la qual cosa força una pujada central d’aigua de capes inferiors, més riques en nutrients.
Ricardo Génova, original de l’autor.
La interacció de la circulació atmosfèrica i l’afavoriment o no de la producció és fàcil de comprendre analitzant quin és el transport d’aigua associat als girs ciclònics i anticiclònics que hi pugui haver a sobre. Per començar, la direcció del vent al voltant d’una depressió o d’un anticicló és indicada per les línies isobàriques que ens mostren els mapes sinòptics del temps. A l’hemisferi nord, la direcció del vent sempre deixa les altes pressions a la dreta i les baixes a l’esquerra. Aquest vent, anomenat tèrmic o geostròfic, respon a l’equilibri entre la força del gradient de pressió i la força de Coriolis. La primera és dirigida de les altes a les baixes pressions, en direcció sempre perpendicular a les línies isobàriques, i la seva magnitud és proporcional al nombre d’aquestes línies que es poden comptar per unitat de distància. La de Coriolis és perpendicular a la direcció del moviment del vent i es proporcional a la seva intensitat. Per tant, com que l’equilibri de les dues forces implica que han de ser en la mateixa direcció (però en sentits contraris) i que han de tenir el mateix valor absolut, la direcció del vent ha de ser la que indiquen les línies isobàriques i el sentit ha de ser deixant les altes pressions a la dreta a l’hemisferi nord i a l’esquerra a l’hemisferi sud. Aquest vent geostròfic és frenat prop de la superfície de l’aigua (o de terra) a causa de la fricció. Aquesta és una força que té la mateixa direcció que el vent, però que és dirigida en sentit contrari. A nivell de terra, doncs, hi ha una tercera força i l’equilibri dinàmic s’obté quan la suma de les tres forces dóna zero. Com que la força del gradient de pressió a nivell de terra és indicada per la direcció perpendicular a les isòbares, i la força de Coriolis disminueix de magnitud a causa de l’efecte de frenada, cal que el vent canviï de direcció just el necessari perquè la suma de la fricció i la força de Coriolis, d’una banda, i la força del gradient de pressió, de l’altra, es trobin compensades. A la pràctica, el vent tendeix a bufar cap a les baixes pressions, creuant les línies isobàriques amb un angle d’uns 10-15°. El transport d’aigua, doncs, seguirà una direcció aproximadament perpendicular a la del vent, i desplaçada cap a la dreta a l’hemisferi nord. Per tant, hi haurà un flux net d’aigua cap al centre dels anticiclons i cap a fora a les depressions. Aquests fluxos indiquen una tendència a buidar les capes superficials d’aigua a sota de les borrasques i a omplir o acumular l’aigua a sota dels anticiclons. Com que l’aigua tendeix a mantenir l’estabilitat dinàmica, al centre de les depressions hi ha un descens (d’uns quants centímetres) del nivell de la superfície i una elevació (de metres) de les capes inferiors més denses, mentre que, al voltant, l’aigua es mou circularment i tendeix a compensar els gradients horitzontals de pressió associats als desnivells. Així, per exemple, en el cas que hi hagués una termoclina, aquesta es corba i agafa una forma convexa. Si la depressió va acompanyada d’un temporal que agita l’aigua i si l’estratificació no és gaire forta, l’aigua rica dels nivells inferiors pot arribar en massa a la superfície i produir-hi un augment important de la producció primària. En el cas dels anticiclons, l’efecte és justament l’invers, i la termoclina tendeix a enfonsar-se. Per raó d’aquest mecanisme, les zones on hi ha una ciclogènesi important acostumen a ser relativament més riques que les zones on predomina una situació anticiclònica. Entre aquestes últimes, a l’Atlàntic septentrional hi ha la coneguda mar dels Sargassos, d’aigües molt clares i que es troba situada al centre d’un gir anticiclònic.
El planeta blau: una màquina tèrmica que funciona entre dues temperatures no gaire distants, que permeten trobar l’aigua en tres estats fonamentals, de sòlid, líquid i vapor. Tot plegat, dues capes de fluids, l’oceà i l’atmosfera, funcionant acoblats sobre la superfície d’una esfera en rotació.
Imatge cedida pel Centre Meteorològic de Barcelona.
Els corrents generals oceànics i quasi permanents són el resultat de l’acció conjunta dels règims de vent predominants i dels canvis de temperatura i salinitat produïts per la interacció oceà-atmosfera. Sobre zones profundes, lluny de les costes i de la superfície, es pot considerar que la fricció interna del fluid és negligible i que l’equilibri estacionari s’obté (com en el cas de l’atmosfera fora de la influència del Sol) en igualar-se la força de Coriolis i la del gradient de pressió. Aquesta última es pot calcular, mitjançant les mesures de temperatura i salinitat que permeten de conèixer la distribució de la massa (de les densitats) i, per tant, la de pressions.
Prop de les costes, la fricció amb el fons, les marees i els vents locals introdueixen una complexitat considerable que fa molt més difícil de modelar els corrents. Malgrat tot, gràcies als ordinadors cada cop més grans i més ràpids en el càlcul, molt sovint es poden resoldre numèricament els sistemes d’equacions diferencials corresponents. Els models senzills, com el dels corrents geostròfics que, un cop resolts analíticament, permeten de fer càlculs amb una sèrie de dades de camp, van aportar, al seu temps, idees noves a l’oceanografia, i la facilitat amb què es poden aplicar els ha fets molt útils. Els models que, per la seva complexitat, s’han de resoldre numèricament per a cada sèrie de dades experimentals o de condicions de contorn que se’ls imposi, rarament aporten conceptes nous, però permeten de solucionar problemes d’interès quan són aplicats, particularment, a qüestions d’enginyeria de ports i costes. Actualment, les noves eines informàtiques comencen a permetre l’anàlisi de sistemes d’equacions més realistes, però la hidrodinàmica portada a un cert detall no permet gaires generalitzacions i sovint es «redueix» a una descripció més o menys precisa de realitats particulars. S’ha de dir, també, que en augmentar la complexitat i el detall dels models augmenta també la dificultat de definir correctament i amb prou precisió les condicions de contorn (els camps de vent o corrent, els intercanvis entre la mar i l’atmosfera, la batimetria, la forma de la costa, etc.), de les quals depèn fortament la solució numèrica.
Les masses d’aigua i la circulació profunda
En les aigües dels oceans mundials no totes les combinacions de temperatura i salinitat que són possibles es donen en volums semblants. D’altra banda, les combinacions que es presenten són extraordinàriament constants i, per a cada massa d’aigua, segueixen aproximadament una recta en el diagrama T/S. En la figura, les corbes de nivell (o l’altura de les crestes en el diagrama tridimensional) són proporcionals al volum de l’aigua existent en la mar que té aquella combinació de temperatura i salinitat.
Eduard Clavero, original de L.V. Worthington, modificat.
Els oceans mundials tenen uns 4000 m de profunditat mitjana i, per tant, tots els aspectes de circulació superficial comentats en els paràgrafs anteriors fan referència tan sols a la pell del sistema. Això sí, tota l’aigua que omple aquests oceans ha estat algun cop en contacte amb l’atmosfera, i alguns dels mecanismes físics que, actuant conjuntament, donen forma a la circulació superficial oceànica, també es deixen sentir molt més avall, a la circulació profunda. En particular, els fluxos de matèria i d’energia a través de la superfície de l’aigua, poden provocar, en alguns llocs, barreges verticals intenses i afectar gruixos d’aigua no estrictament superficials.
L’aigua que hi ha a centenars o a milers de metres de fondària es mou horitzontalment però també mostra components verticals, especialment en algunes zones concretes dels oceans. La imatge que tenim sovint de les profunditats marines, com la d’una immensitat fosca i tranquil·la, no sempre es correspon amb la realitat. Stommel ja va predir, cap als anys cinquanta sobre la base de càlculs efectuats amb una sèrie de dades de temperatura i salinitat de l’Atlàntic septentrional, que hi devia haver un corrent submarí intens i profund cap al S davant de les costes orientals dels Estats Units. Es va comprovar, molt més tard, amb mesures directes de corrents, que Stommel tenia raó, i a molts altres indrets dels oceans s’han mesurat corrents importants a grans fondàries o s’han fotografiat les marques que deixen sobre el sediment en fregar el fons. Malgrat tot, encara és més o menys vàlida la idea que, en general, les masses d’aigua que ocupen la major part del volum dels oceans es mouen amb parsimònia, lentament, però inexorablement.
Extensió geogràfica de les masses d’aigua que tenen una distribució vertical comuna de temperatura i salinitat segons les corbes del diagrama T/S (a dalt) i esquema de la circulació profunda dels oceans mundials (a baix). Al primer mapa s’indiquen les zones de formació d’aigua central (convergència subtropical), les convergències àrtica i antàrtica on s’enfonsen les aigües intermèdies, i les zones de formació d’aigua de fons. Noteu que les aigües de la Mediterrània que s’escapen per Gibraltar cap a l’Atlàntic i les de la mar Roja són aigües intermèdies (situades entre les centrals i les fondes) en el context oceànic.
Carto-Tec, a partir de fonts diverses.
Pel que fa als moviments verticals, són molt limitats per l’estructura estratificada dels oceans, però ja hem vist que l’aigua que hi ha just per sota de les capes superficials pot, eventualment, assolir la capa il·luminada (afloraments, divergències), i la que hi ha a la superfície pot enfonsar-se fins a milers de metres. Hi ha una diferència fonamental, però, entre aquestes dues possibilitats. En primer lloc, una aigua que és allunyada de la superfície (desconnectada de l’atmosfera) no pot variar de salinitat i de temperatura i, per tant, de densitat, si no és per barreges amb aigües veïnes (les quals, d’altra banda, han de tenir necessàriament una densitat igual o molt similar). Així doncs, per a pujar cap a nivells més alts, cal un mecanisme hidrodinàmic que introdueixi prou energia. En canvi, per a baixar cap a nivells inferiors, una aigua superficial, en contacte amb l’aire, només ha de perdre flotabilitat, cosa que es pot aconseguir cedint calor i aigua cap a l’atmosfera. Els freds de l’hivern i l’evaporació intensa (especialment important quan el vent és fort) poden promoure moviments convectius verticals importants i, de fet, ho fan. A més a més, simplement per barreges d’aigües, és fàcil de produir un enfonsament, però no una ascensió. Si es barregen dues aigües de temperatura i salinitat diferents però de densitat igual, l’aigua resultant és de densitat superior a la de les dues mares, i, per tant, s’enfonsa respecte a elles.
Totes les aigües que omplen els oceans han estat alguna vegada en contacte amb l’atmosfera, on han adquirit, precisament, la seva densitat definitiva abans d’endinsar-se i començar a interactuar amb altres masses d’aigua també desconnectades de la superfície. En totes aquestes, la temperatura i la salinitat corresponents al cor d’un volum important i homogeni d’aigua no pot variar. Aquestes dues propietats són conservatives i, en barrejar-se dues masses d’aigua, la salinitat i la temperatura resultants es poden calcular fàcilment si es coneixen les de les aigües d’origen i les proporcions de la barreja. Les concentracions de substàncies relacionades amb l’activitat biològica (els nutrients i l’oxigen, per exemple) no són propietats conservatives, ja que poden variar localment a qualsevol fondària per acció dels organismes. Podem dir, per tant, que la temperatura i la salinitat d’una mostra d’aigua són una mena de signe d’identitat. La pràctica de situar les mostres successives d’una estació oceanogràfica en un diagrama T/S (les abscisses són salinitats i les ordenades, temperatures), fou introduïda per Helland-Hansen el 1916. No totes les combinacions de temperatura i salinitat que són possibles en l’aigua de mar són igualment probables.
Les característiques meteorològiques segueixen un marcat cicle anual i les condicions ambientals regnants es repeteixen si fa no fa cada any en la majoria de llocs. Això succeeix en molts indrets dels oceans on també arriben aigües de característiques similars un any darrere l’altre. El resultat és que hi ha unes zones on, a l’hivern, es formen aigües denses de característiques molt constants, que s’enfonsen i es desplacen horitzontalment per a situar-se entre els nivells (o aigües) que els correspon per la seva densitat: les masses d’aigua més denses omplen els nivells més pregons mentre que les altres se situen per sobre, en estrats més o menys ben definits.
En els oceans poden distingir-se, pel que fa a la possibilitat de produir aigua densa, tres àrees principals. Les de latituds més altes, on les aigües superficials es glacen a l’hivern; les de latituds altes, però on no es glaça la mar; i les àrees de latituds baixes, on no hi ha un refredament suficient a l’hivern per a produir aigua de temperatura molt baixa, però que en ocasions pot mostrar una barreja vertical intensa i formació d’aigua relativament densa, sobretot a causa de la seva alta salinitat. Les primeres zones són l’origen de les aigües més fredes i denses dels oceans. Les segones originen aigües fondes i intermediàries, o bé, si llur origen és en una latitud una mica més baixa, aigües anomenades centrals, que són aigües subsuperficials i que omplen aproximadament, com a mitjana, els primers 500 m en la major part dels oceans entre les latituds de 50°N i 40°S. Aquestes zones de convergència (àrtica i antàrtica, i subtropical) se situen entre els 40° i 50° de latitud, encara que és variable en els diferents oceans. Finalment, en algunes mars marginals, com ara la Mediterrània o la mar Roja, es produeixen aigües intermediàries, que són lleugerament més denses que les centrals, relativament calentes però força salades, que s’introdueixen com falques entre aquestes últimes i les de fons.
Esquema d’un tall meridional de l’oceà Atlàntic on s’indiquen les principals masses d’aigua que s’hi poden trobar. A dalt, les corbes indiquen la salinitat i permeten separar aproximadament les aigües fondes, les intermèdies i les centrals. A baix, el croquis ordena segons la fondària i segons la latitud les diferents masses d’aigua. Noteu que, en els dos esquemes, les escales de latitud no es corresponen exactament.
Eduard Clavero, a partir de fonts diverses.
L’aigua més densa i freda es produeix a sota dels glaços marins de les latituds més altes. Un dels principals llocs de formació és la mar de Weddell, a l’Antàrtic, al S de l’Atlàntic, però també es formen quantitats considerables d’aigües de fons a l’extrem N d’aquest oceà (mar de Noruega) i a diversos punts al voltant del continent antàrtic. El mecanisme és específic per a l’aigua de mar o salada i no és possible en l’aigua dolça. El glaç d’aigua de mar és més plàstic i granulós que el d’aigua dolça i és menys salat que l’aigua a partir de la qual s’ha format.
Això és molt important, ja que quan es glaça la mar, a sota de la capa de glaç augmenta la salinitat i per tant l’aigua es torna més densa i s’enfonsa. Pel fet que són d’orígens geogràfics diferents, les masses d’aigua de fons no són totes iguals. La més densa és la de l’Antàrtida, que ocupa les parts més baixes de totes les conques oceàniques. Per sobre hi podem trobar l’aigua de fons de l’Atlàntic septentrional o bé altres aigües fondes o intermediàries formades en qualsevol dels oceans.
A latituds no tan elevades es produeixen també aigües denses, de característiques molt constants, que se situen per sobre de les aigües de fons. La fusió de glaços (tant marins com de glaceres) fa que a les latituds altes, a les convergències àrtica i antàrtica, la salinitat superficial sigui relativament baixa. Com que es tracta d’aigües molt fredes, donen lloc a aigües que se situen en posicions intermèdies.
Per tant, és corrent que en un perfil vertical realitzat al mig de qualsevol oceà, per sota de l’aigua superficial (la que es va adaptant als canvis meteorològics i que pot tenir un gruix d’uns 100 m), hi puguem trobar aigua central, aigua intermediària, aigües fondes i aigües de fons. Aquestes diferents masses d’aigua queden descrites, en un diagrama T/S, per una banda estreta de punts (les mostres assenyalades per parells de dades de temperatura i salinitat).
El fet que, en alguns punts concrets dels oceans, s’enfonsi aigua en quantitats importants implica que, en altres llocs, hi ha d’haver una remuntada d’aigua. De fet, això passa a molts llocs, en alguns d’una manera poc perceptible però continuada, i en d’altres d’una manera més clara i en massa (a les zones d’aflorament oceànic). La circulació profunda funciona, doncs, com una mena de gran sistema de vasos comunicants on, per uns extrems, s’afegeix aigua nova i densa, que progressa i en uns anys arriba als extrems més allunyats de totes les conques oceàniques.
Distribució vertical de la temperatura i la salinitat de les principals masses d’aigua dels oceans mundials (s’indiquen les fondàries, en metres). Les aigües tipus s’han representat per un punt. Les superficials tenen combinacions de temperatura i salinitat molt variables i no apareixen en aquests esquemes ja que no es poden tipificar.
Carto-Tec, a partir de fonts diverses.
La temperatura i la salinitat d’aquestes aigües permet d’identificar-les i de localitzar els rastres que deixen, àdhuc després d’haver-se barrejat, en part, amb aigües situades per sobre o per sota. Així, per exemple, l’aigua mediterrània que surt per l’estret de Gibraltar cap a l’Atlàntic pot detectar-se fàcilment a uns mil metres de fondària, davant de Galícia, pel lleuger increment de temperatura i de salinitat que hi ha entre la capa superior d’aigua central de l’Atlàntic septentrional i l’aigua inferior d’origen en el Labrador, però s’arriba a detectar fins i tot a l’Atlàntic meridional, a l’altura de Sud-àfrica.
L’aigua que s’enfonsa i deixa el contacte amb l’atmosfera acostuma a tenir un contingut alt d’oxigen. Aquest es consumeix de mica en mica a mesura que passa el temps, a causa del consum per respiració. La concentració d’oxigen va minvant i pot donar una idea del temps transcorregut des que va deixar la superfície. Ara bé, hi ha massa factors que influeixen en aquest procés per a poder utilitzar-lo en el càlcul de l’edat de les aigües fondes, però això es pot fer amb traçadors radioactius. Sortosament, el carboni 14 és un traçador natural que manté la seva proporció atmosfèrica constant i, per tant, es coneix la concentració inicial de carboni radioactiu en l’aigua en el moment que va deixar la superfície. Un cop desconnectada, l’aigua ja no rep més carboni radioactiu de l’atmosfera i el que té es va desintegrant. Gràcies a aquest rellotge, s’han pogut estimar les edats de les principals masses d’aigua fonda i els temps de residència de les aigües a les diferents conques oceàniques. Així, per exemple, les aigües superficials oceàniques són les més joves, com és lògic i, com a mitjana, tenen entre 50 i 60 anys; les aigües centrals tenen a la ratlla de 100 o 200 anys; les fondes de l’Atlàntic tenen entre 200 i 500 anys, mentre que les més velles són al fons del Pacífic i s’acosten als 1000 anys. Pel que fa al temps de residència, s’ha estimat que és d’uns 500 anys per a les aigües de l’Atlàntic i d’uns 800 anys per a les del Pacífic. Aquesta mesura indica la mitjana de temps que passa una molècula d’aigua en una conca, des que hi entra fins que en surt.