Corrents oceàniques fredes
Es denominen «corrents oceàniques fredes» aquelles les aigües de les quals tenen una temperatura molt més frigga que l'aire atmosfèric en el qual estan en contacte. Esta idea sembla un contrasentit, perque les grans corrents d'aigües fredes es produïxen generalment en les costes occidentals dels continents de la zona intertropical o subtropical, com succeïx en la corrent de Humboldt en la costa occidental d'Amèrica del Sur, la corrent de les Canàries en la costa nort-occidental d'Àfrica, la corrent de Benguela en la costa suroccidental d'Àfrica, la corrent de Califòrnia en la costa nort-occidental d'Amèrica del Nort i la corrent d'Austràlia Occidental en l'oceà Índic. Totes estes corrents determinen un clima molt sec i fins a desértico en les costes que banyen, no solament pel menor evaporament quan la temperatura de les aigües és molt freda, sino també pel fenomen de subsidencia atmosfèrica en les costes occidentals de continents i illes, que impedix la formació de núvols les quals solament es presenten en àrees de convecció atmosfèrica, és dir, el fenomen opost a dita subsidencia.
La temperatura de les aigües oceàniques està en funció de la latitut a la que es troben, de la seua densitat, de la profunditat a la que es troben, la insolación que reben (en les variacions diàries i estacionals d'eixa insolación) aixina com de les característiques físiques i químiques de l'aigua pròpiament dita. Com les corrents oceàniques es referixen als moviments de les aigües en la superfície, solament distinguirem dos tipos de corrents: càlides, que es formen en les costes orientals dels continents i fredes que s'originen en les costes occidentals dels mateixos. No obstant, esta última idea requerix d'una matisació necessària perque les costes occidentals de Groenlàndia, Islàndia i Noruega a on també hi ha surgencia de les aigües profundes pel moviment de rotació terrestre, no creen un clima coster fret sino més temperado i fins a càlit, en comparació als llocs a la mateixa latitut pero ubicats en les costes orientals dels continents (contrasts entre les costes de Suècia en el golf de Botnia i les de Noruega en la mar de Noruega a la mateixa latitut: en el primer cas, el golf de Botnia es congela i impedix la navegació mentres que en el segon cas, tant en les costes, com molt adins dels fiorts, es troben lliures de gèl.
Podríem definir a les corrents marines fredes com aquelles que es produïxen en les costes occidentals dels continents en les àrees corresponents a la zona intertropical. I esta característica que sembla molt estranya (aigües fredes en climes càlits) es deu a l'aflorament, emersión o surgencia d'aigües profundes, lo que explica la seua temperatura freda, molt més frigga que la temperatura atmosfèrica en dites zones.
Les corrents que sorgixen en la zona polar àrtica, encara que podrien considerar-se totes com a corrents fredes són, a la seua volta, de dos tipos: corrents en emersión d'aigües profundes (com la corrent de Groenlàndia Occidental i corrents també fredes pero sense emersión d'aigües profundes com succeïx en la corrent de Groenlàndia Oriental. La diferència entre estes dos corrents resulta fonamental ya que la corrent de Groenlàndia Oriental és d'aigües superficials i més fredes que les de Groenlàndia Occidental, per lo que les costes occidentals de Groenlàndia estan molt més poblades que les orientals. Anem a explicar este fet en més detall: l'oceà glacial Àrtic té una comunicació àmplia en l'oceà Atlàntic i una molt reduïda en el Pacífic, per lo que la poderosa corrent del Golf, que du una enorme cantitat de calor cap a Europa, aplegant a reglotar la costa septentrional de Noruega, penetra en l'oceà Àrtic i dona orige a una corrent de compensació d'aigües fredes que ixen de nou cap a l'oceà Atlàntic, pero més fredes, junt a la costa de Groenlàndia (corrent de Groenlàndia Oriental, com s'ha dit) i junt a la costa oriental asiàtica en el estret de Bering (corrents de Kamchatka i de Oya Shivo). En realitat, tenim que acodir de nou a la definició de corrents marines fredes: formades per aigües de emersión la temperatura de les quals és menor que la temperatura de l'aire atmosfèric en eixe lloc. Això solament succeïx en la zona intertropical o subtropical, pero no en les franges de major latitut, a on la emersión d'aigües profundes es produïx a una temperatura de 4 °C o major, mentres que la temperatura atmosfèrica pot ser de -20 °C o molt manco. Com podem vore en eixa comparació, la corrent de Groenlàndia Oriental o la del Labrador estan en contacte en capes d'aire molt més fret, la qual cosa ocasiona que la capa superficial de la mar es congele formant la banquisa que aplega a impedir la navegació.
Orige de les corrents oceàniques fredes
[editar | editar còdic]
Ya s'ha senyalat que les corrents oceàniques fredes es deuen a la surgencia d'aigües profundes la temperatura de les quals en tot lo món es troba entorn als 4 °C (més exactament, 3,8 °C). I esta surgencia es produïx en les costes occidentals dels continents pel moviment de rotació terrestre que obliga a ascendir a les aigües profundes en chocar en el talús continental dels continents. En térmens més precisos, es tracta d'una diferència entre la velocitat angular del moviment de rotació terrestre (15º de llongitut per hora), que és la mateixa en tot lo món i en qualsevol part de les aigües oceàniques i la corresponent velocitat llineal de dites aigües que varia segons la profunditat a la que es troben ya que en el fondo de la mar, per l'enorme pressió que soporten les aigües abissals, la velocitat llineal és la mateixa que té el sol, és dir, el fondo submarí, pero en la superfície oceànica és alguna cosa menor, ya que en els 15º per hora que recorren tant en el fondo com en la superfície tenen que cobrir una llongitut major en trobar-se a una major distància del centre de la Terra, per lo que la circumferència superficial és major que la circumferència en el fondo de l'mar. La diferència entre la distància dels 15º de llongitut en el fondo de la mar i eixos mateixos 15º de llongitut en la superfície de l'oceà és equivalent a la diferent distància que establix el talús continental, considerat com l'hipotenusa d'un triàngul rectàngul format pel cateto major en la base (distància horisontal) i el cateto menor que correspon a la profunditat a la que es troba el fondo de l'mar. Aixina, en l'eixemple del gràfic el cateto major (4 km) correspondria a la distància horisontal en la superfície de l'oceà, mentres que el cateto menor seria la profunditat del punt inferior del talús, és dir, del punt a on l'hipotenusa toca en el fondo de l'oceà. Aixina, si els catetos medixen 3 i 4 km, l'hipotenusa tindrà 5 km: els quadrats seran 9 i 16 = 25, per lo que l'hipotenusa serà √25 = 5.
Com es pot inferir del gràfic, l'escala del mateix no guarda proporció en les mides de la realitat, ya que l'hipotenusa té una pendent molt menor per lo que la velocitat de l'aigua en la superfície en sentit este — oest és casi la mateixa que la del fondo submarí en sentit oest — este. Per a comprendre millor esta idea tindríem que imaginar una hipotenusa (pendent del talús continental) d'uns 50 a 100 km, en la mateixa profunditat de 3 km.
Aixina, la disminució de la velocitat llineal en la superfície oceànica, es traduïx, per inèrcia, en un desplaçament opost al del moviment de rotació terrestre per lo que les aigües que han emergit en les costes occidentals dels continents deurien seguir la direcció oest—este. No obstant, això no succeïx aixina per la força centrífuga del moviment de rotació terrestre que és la que origina la corrent equatorial, d'aigües càlides per ser superficials i no profundes (això succeïx en l'hemisferi nort, perque les aigües superficials de les costes del nort de l'Equador, de l'Oest de Colòmbia i d'América Central són aigües càlides). Per supost, en l'hemisferi Sur, una volta es troben en la superfície les aigües fredes que han sorgit junt a la costa tenen la tendència a desplaçar-se cap a l'equador terrestre per la força centrífuga del moviment de rotació terrestre, desplaçament que s'accentua per la configuració de les costes. El cas de la corrent de Humboldt és molt clar en este sentit, ya que la emersión d'aigües fredes com el resultat de l'ascens per l'inclinament del talús continental, quan apleguen a la superfície, són desviades cap a l'equador terrestre per la força centrífuga de la rotació terrestre la velocitat de la qual i direcció, com s'ha dit, s'accentua en este cas per la curvatura de les costes peruanes. Tot això demostra fefaentment que totes les corrents marines, siguen càlides o fredes, solament es produïxen en la superfície i no en nivells profunts, encara que esta idea deu tomerse en sentit general i matisar-se si tenim en conte la latitut, per la distinta força centrífuga en alluntar-nos de l'equador, és dir, d'acort en la latitut respectiva.
Característiques físiques i químiques de l'aigua de l'oceà
[editar | editar còdic]- Artícul principal → Aigua.
- Artícul principal → Corrents oceàniques.
L'aigua pot presentar els tres estats físics de la matèria en diferents condicions de pressió i temperatura i, en menor grau, segons la proporció de sòlits dissolts que continga. En condicions normals de pressió atmosfèrica i al nivell de la mar, l'aigua es congela als 0 °C i hervir als 100 °C quan es tracta d'aigua pura, és dir, quan no conté sediment o minerals en suspensió.
Les aigües oceàniques es calfen en la superfície gràcies a la radiació solar. D'esta manera, solament podran evaporar-se o congelar-se en dita superfície ya que és allí a on l'aigua pot estar en contacte en la radiació solar (fins a una profunditat d'uns 100 metros o alguna cosa més) i a on la temperatura atmosfèrica, que pot aplegar a ser molt baixa, és la que permet congelar l'aigua superficial quan alcança els 0 °C si és aigua pura (de pluja, per eixemple) o d'1,8º baix zero si conté els valores promig de sals de les aigües marines. Estos processos són molt fàcils d'entendre i es coneixen des de molt antic: si nos fiquem caminant en una plaja tranquila vorem que mida que aumenta la profunditat, les aigües del fondo es tornen més i més fredes com lo podem notar per la sensació tèrmica en els peus.
Lo dit anteriorment nos revela una espècie de llei sobre les aigües oceàniques: estes es disponen en capes, és dir, són aigües estratificadas en raó a la seua temperatura, la qual determina la seua densitat, tenint les aigües a partir de certa profunditat, una temperatura uniforme d'uns 3,8 °C, que és quan l'aigua té la seua màxima densitat. Com a resulta obvi, esta temperatura s'alcança a major profunditat en la zona intertropical i a menor profunditat en les zones polars i això no es deu solament al major calfament de les aigües oceàniques en la zona intertropical (a on incidixen els rajos solars més directament) sino a la menor densitat de dites aigües en la zona intertropical pel abombamiento equatorial de la Terra: en l'equador terrestre, les aigües són menys denses perque es troben una miqueta més de 21 km més alluntades del centre de la Terra que en els pols i, per això, la gravetat allí és menor. Aixina, la temperatura de l'aigua oceànica i la densitat de la mateixa estan estretament unides, per lo que es considera l'existència de tres capes principals: la capa epipelágica, fins a una profunditat d'uns 200 m (nivell a on ya no apleguen els rajos solars i la temperatura és d'uns 13 °C), la termoclina, que és una capa a on disminuïx la temperatura ràpidament entre els 13 °C (200 m de profunditat) i els 4 °C (1000 m de profunditat), a partir de la qual, tant la temperatura entorn als 4 °C com la densitat (que és la màxima a dita temperatura) permaneixen constants.[2]
I una atra llei que es deriva de l'anterior és que quan parlem de corrents marines sempre nos referim a corrents superficials de les aigües: el moviment de les aigües oceàniques es produïx en la superfície fins a una profunditat relativament somera. Per eixemple, a un submarí sumergit a uns 50 o 100 m de profunditat li passaria inadvertida una tempestat en ones de 10 m d'altura. Més encara, quan volem alluntar-nos mar adins per a evitar l'onage de la plaja, solem sumergir-nos just baix de cada ona que trenca per a véncer-la més fàcilment: en a penes 1 m baixe l'ona que trenca ya vencem casi tot l'espente de la mateixa cap a la plaja.
Intercanvi de calor entre els oceans i l'atmòsfera
[editar | editar còdic]- Artícul principal → Diatermancia.
En l'artícul sobre la diatermancia pot vore's en cert detall l'influència mútua entre el fluix d'energia en forma de calor, pero fent émfasis en el calfament de l'atmòsfera que ocorre en la zona de contacte entre l'aire per una part, i la superfície terrestre dels continents i illes aixina com la superfície aquàtica (oceans i mars), per l'atra. Ací és necessari recordar eixa influència mútua estudiant-la des del punt de vista de les aigües marines per ad açò és necessari establir les següents idees:
Lo mateix que succeïx en el calfament de la litósfera i de l'atmòsfera, el calfament de la hidrósfera es deu a la radiació solar. Este calfament d'orige solar està causat pels rajos solars de distinta llongitut d'ona la qual cosa, a la seua volta, li donen distintes possibilitats de fluix d'energia en el globo terrestre. La radiació solar varia segons el temps (les distintes estacions signifiquen canvis importants entre la cantitat de radiació solar rebuda per la superfície terrestre) i segons l'espai (en funció de la latitut, altitut, vegetació, aigües continentals i atres raons). En llínees generals, mentres que l'aire atmosfèric no absorbix directament calor per part de la radiació solar, la superfície terrestre i marítima absorbixen directament eixa energia continguda en la radiació solar: el sol la capta ràpidament i la reenvía seguidament a l'atmòsfera i la superfície de les mars i oceans la va absorbint llentament i la reenvía a l'atmòsfera prou temps despuix. L'absorció de la calor procedent de la radiació solar per part dels objectes en la superfície terrestre depén, en primer lloc, de l'estat físic de dits objectes d'acort en la massa dels mateixos. Aixina, un cos gaseós com l'aire atmosfèric és pràcticament transparent a la calor dels rajos solars: a esta propietat es diu diatermancia com es pot vore en l'artícul respectiu. En canvi, els cossos líquits de la superfície terrestre (oceans, mars i aigües continentals) absorbixen gran cantitat de calor procedent de la radiació solar i poden cedir dit calor a l'atmòsfera quan esta es troba més freda. Esta característica convertix a les aigües en una espècie de pila recargable, gràcies a la qual cosa existix vida sobre la Terra ya que proporciona el fluix d'energia present en el cicle hidrològic i els cicles biològics de la naturalea, en especial, el cicle del carbono. Quan l'aigua marina s'ha carregat de calor per la radiació solar, pot emetre part del mateix per mig de rajos infrarrojos (invisibles per a l'ull humà) que poden calfar a la seua volta a l'atmòsfera. Dit calfament es pot realisar de dos formes: directament, del modo descrit i indirectament, quan la calor absorbida per les aigües produïx un evaporament de les mateixes i és la calor que absorbix dit vapor (calor de vaporisació) el que aplega a lliberar-se en la condensació, per la qual cosa es diu, precisament, calor de condensació. Es tracta de fenomens termodinàmics coneguts des de molt antic. El balanç d'esta calor entre la mar i l'atmòsfera es presenta a curt i mijà determini molt estable i es compensa en el temps. Això significa que la major part de l'energia absorbida per la litósfera i la hidrósfera passen temporalment a l'atmòsfera i despuix de prendre diverses formes (meteors lluminosos, acuosos, elèctrics, etc) retorna a la litósfera, atmòsfera i, en major proporció, de nou a la hidrósfera, en raó a la seua major extensió.
El gèl en la superfície oceànica
[editar | editar còdic]- Artícul principal → Banquisa.
- Artícul principal → Iceberg.
Com el gèl té una densitat menor que l'aigua solament es troba en la superfície dels oceans en les zones polars, tenint la zona polar àrtica una major diversitat a lo llarc de l'any sobre la superfície coberta pels gèls. El gèl oceànic pot ser de dos tipos: Format en els glaciars continentals. Són els glaciars de Groenlàndia i l'Antàrtida, principalment, els que es van trencant en aplegar a la costa formant grans blocs que són duts per les corrents a latitut prou alluntades de la zona polar, especialment en l'hemisferi Nort. Estos blocs són els icebergs i constituïxen un perill per a la navegació en l'Atlàntic Nort. Format en la capa superficial de mars i oceans per la temperatura molt baixa de l'atmòsfera (banquisa). Es tracta d'un gèl relativament superficial, format per l'enorme diferència de temperatura entre les aigües oceàniques i la capa inferior de la troposfera.
En la zona polar antàrtica, l'extensió de la banquisa o gèls oceànics resulta més estable a lo llarc de l'any degut a que gran part de dita zona antàrtica està ocupada per les terres continentals de l'Antàrtida. I l'Antàrtida està rodejada en gran part de les seues costes per una capa de gèl que no pot alluntar-se molt de les terres en raó a l'existència de la corrent circumpolar antàrtica que espenta a eixos gèls cap al sur, per lo que es llimita el seu alvanç cap al nort en els tres grans oceans que convergixen en les aigües antàrtiques pel sur. És per això que el llímit dels gèls flotants es troba replegat prou al sur, a diferència del llímit dels gèls en la zona polar àrtica, que poden aplegar prou més cap a l'equador, com ho va atestar el naufragi del Titanic en chocar en un iceberg en una latitut similar a la del Noreste dels Estats Units i del nort d'Espanya i Portugal.
Referències
[editar | editar còdic]- Este artícul conté una traducció derivada de «Corrientes oceánicas frías» de Wikipedia en castellà publicada baix la Llicència de documentació lliure de GNU i la Llicència Creative Commons Reconeiximent-CompartirIgual 4.0 Internacional.