Oceanografia Física Descritiva

Oceanografia Física Descritiva
NOTAS DE AULA 1
Prof. Daniel Rigo
[email protected]
DHS – CT – UFES
2002/1
IMPORTÂNCIA DA OCEAN OGRAFIA FÍSICA:
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Interações oceano-atmosfera: regulação térmica
Estabilidade de costa e estruturas costeiras (ondas e correntes)
Distribuição de correntes e massas d’água
Dispersão de solutos/contaminantes (correntes)
Localização dos cardumes (massas d’água)
Segurança de embarcações e plataformas (ventos e ondas)
Navegação (marés e ondas)
BIBLIOGRAFIA
Apel, J. R. Principles of Ocean Physics. International Geophysics Series, vol 38. Academic
Press. Great Britain, 1999.
Dietrich, Kalle, Krauss, Siedler. Oceanography. 2nd Edition. Wiley-Interscience.
Pickard, G. L., Emery, W. J. Descriptive Physical Oceanography. An Introduction. 5th
Edition. Butterworth-Heinemann Ltd. Geat Britain, 1990.
Robert, E. The Sea. Vol. 1. Physical Oceanography. Krieger Publishing Company. New York,
1980.
Robert, E. The Sea. Vol. 2. The Composition of Sea-Water. Comparative and Descriptive
Oceanography. Krieger Publishing Company. New York, 1980.
Stowe, K. Ocean Science. 2nd Edition. John Wiley & Sons. New York, 1983.
Summerhayes, C. P., Thorpe, S. A. Oceanography. An Illustrated Guide.John Wiley & Sons.
New York, 1998.
ÁREAS DA OCEANOGRAFIA FÍSICA
Oceanografia Física Descritiva :
Estudo das propriedades físicas da água e a distribuição destas pelos oceanos, delimitação das
massas de água, descrição dos principais sistemas de correntes. Caráter mais experimental.
Oceanografia Física Dinâmica:
Estudo do movimento da água e aplicação de modelos matemáticos que possam prever esse
movimento. Inclui o estudo de ondas geradas por vento, marés, ressurgências, convergências,
subsidências de água por diferenças de densidade. Caráter mais teórico e matemático.
CARACTERÍSTICAS GERAIS DOS OCEANOS
Oceanos: são bacias compostas por água salgada que se distribuem na superfície terrestre,
delimitadas pelos continentes.
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Oceano Pacífico (46%)
Oceano Atlântico (23%)
Oceano Índico (20%)
Oceano Ártico
Oceano Antártico
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Mares: corpos d’água menores, delimitados por contornos de terra ou cadeias de ilhas
(Mediterrâneo, Mar do Japão) ou ainda, por regiões com características oceanográficas
particulares que os definam como um corpo d’água distinto (Mar da Noruegua,
Labrador e Mar da Tasmânia).
CARACTERIZAÇÃO FÍSIC A DAS BACIAS OCEÂNIC AS
Distribuição dos oceanos:
Oceanos: 71% da superfície terrestre
Continentes: 29%
Proporção entre área oceânica e continental
Hemisfério Norte 1,5 : 1
Hemisfério Sul: 4 : 1
CONTINENTES E OCEANO S
Tomando-se como referência o nível médio do mar, os oceanos apresentam maiores
profundidades quando comparados com as altitudes continentais:
- 11% dos continentes encontram-se acima de 2000m de altitude.
- 84% oceanos encontram-se abaixo dos 2000m de profundidade.
Pontos extremos:
Continente: Everest 8.840m
Oceanos: Fossa das Marianas 10.920m
Profundidades médias dos oceanos: ~ 4.000m
Profundidades médias dos mares: ~ 1.200m
Característica importante: Profundidades médias de 4 Km são pouco expressivas quando
comparadas com os comprimentos que variam de 5.000 a 15.000Km. Analisando desta forma
os oceanos parecem uma fina camada sobre a Terra.
DIVISÕES DOS OCEANOS
Continentes: formam os principais limites das bacias oceânicas. As características do fundo e
configurações da costa são importantes, pois influenciam na circulação.
Costa: parte da porção de terra próxima ao marque sofreu ou vem sofrendo modificações em
função destas interações.
•
Plataforma Continental: estende -se da costa com gradiente de profundidade de 1 para
500 até a região de talude ou quebra da plataforma onde o gradiente sobe para 1 para
20. Apresentam largura média de 65Km. Algumas regiões apresentam plataforma bem
estreita, outras podem chegar a mais de dez vezes este valor.
•
Talude: região de transição entre a plataforma e o oceano profundo. Gradiente de
profundidade muito acentuado.
Presença de canions submarinos: vales formados pela desembocadura de rios.
Sopé:região localizada entre o talude e a planície abissal. Região de acúmulo sedimentar.
Região Abissal: ultima e mais extensa região oceânica; profundidades entre 3000 e 6000.
Regiões mais profundas, apenas 1%. Altamente irregular, presença de montanhas, vales e
planícies.
Cordilheira Meso-oceânica: inicio no sul da Groenlândia, atravessa o meio do Atlântico, o
Índico e o Pacífico.
Separa as águas do fundo. Identificável pelas características a leste e a oeste da cadeia.
Existência de cadeias de montanhas no fundo oceânico: montes submarinos podendo ou não
aflorar formando ilhas
Leque Submarino do Amazonas
COMPOSIÇÃO DO FUNDO OCEÂNICO
Material de formação do fundo oceânico:
Plataforma e Talude: material sedimentar de origem continental
Região abissal:
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Argilas (red clay) origem mineral com 30% de material orgânico provenientes de
fontes continentais
•
Vazas calcáreas : material de origem animal, decomposição do plâncton. Sedimento
formado por restos de conchas e carapaças.
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Vazas silicosas: carapaças de organismos planctônicos. Origem animal e vegetal.
ÁGUA
A água como um líquido vital:
• Consumo humano
• Consumo animal
• Regulação térmica do planeta
• Irrigação e Produção de alimentos
• Efluente doméstico e industrial
• Lazer
O Ciclo Hidrológico
Distribuição da água no planeta
Oceanografia Física Descritiva
NOTAS DE AULA 2
Prof. Daniel Rigo
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DHS – CT – UFES
2002/1
ÁGUA
Molécula formada por 2 átomos de H e um de O
Oxigênio: 4 pares de elétrons – forma tetraédrica
forma ideal 109,5o
altamente eletronegativo
2 pares de elétrons não compartilhados
Hidrogênio: pequena carga positiva
1 par de elétron não compartilhado
Formam ligações covalentes polares:
Uma das poucas substâncias que ocorrem nas três fases na natureza:
- Fase Gasosa Vapor d’água: desordem molecular – alta energia
- Fase Líquida: maior arranjo molecular
- Fase Sólida: estrutura molecular definida e ordenada rigidez
Mudanças de fase associadas a adição ou retirada de energia sob forma de calor – conversão em
energia cinética das partículas
Mudanças de estado da água:
Líquido – Sólido: ponto de congelamento (0 o C a 1 atm)
Líquido – Gasoso: ponto de ebulição (100 o C a 1 atm)
A fase sólida apresenta menor agitação molecular e menos espaços livres sendo assim (em geral)
mais densa que as outras formas (apesar da “anomalia volumétrica” permitir que o gelo flutue).
Pontes de Hidrogênio:
Força intermolecular fraca causada pela atração de uma extremidade negativa de uma molécula
de H2O por uma extremidade positiva de outra. Ligações por pontes de Hidrogênio conferem
ordem ao arranjo molecular.
Fase sólida: todas as ligações possíveis estão formadas (04) conferindo uma forma hexagonal.
Fase líquida: grande agitação molecular formação e quebras rápidas das ligações.
Outros hidretos que formam pontes de Hidrogênio: NH3 e HF
Encontrados na natureza ape nas na forma gasosa; importantes apenas se dissolvidos em água.
Outros compostos de Hidrogênio da grupo VIA indicam que os pontos de ebulição e
congelamento da água seriam –68 o C e –90 o C caso não houvessem as pontes de Hidrogênio.
Ponto de Ebulição alto: maior quantidade de calor é necessária para quebrar as ligações
moleculares.
Ponto de Congelamento alto: pontes de Hidrogênio conferem uma maior organização molecular à
medida que a água resfria sendo necessária uma perda de calor menor.
Calor específico: maior de todos os sólidos e líquidos exceto NH3.
Água líquida: 1 cal/o Cg - necessário 1 cal para aumentar em 1o C a massa de 1g de água.
Gelo: 0,50 cal/o Cg ; Vapor d’água: 0,44 cal/o Cg
Importante propriedade na regulação térmica:
Inverno x Verão
Litoral x Interior
Calor Latente de fusão: calor necessário para se transformar 1g de gelo em água.
Maior de todas as substâncias exceto NH3
Calor Latente de ebulição: calor (energia) necessário a ser removida para se transformar 1g de
gelo em água .
Maior de todas as substâncias
Importante mecanismo de transferência de calor e água para a atmosfera
Variação de Densidade da Água: Por que os lagos só congelam na superfície?
Outras Características
Tensão superficial: maior de todos os líquidos. Pontes de Hidrogênio formam uma cadeia de
moléculas que agem como uma fina película na superfície do líquido.
Importante na formação de ondas.
Viscosidade: em termos práticos é a medida de quanto o fluido resiste a mudanças em sua forma
sob a ação de uma força.
Compressibilidade: estrutura mais ordenada confere uma baixa compressibilidade a água.
Maior solubilidade entre os líquidos.
A ÁGUA DO MAR
Solução eletrolítica formada por diversos sais iônicos.
Principal sal dissolvido é o Cloreto de Sódio (NaCl) com apr ox. 86%.
Cátions atraem a extremidade negativa da molécula de água (O) e ânions atraem a extremidade
positiva da molécula de água (H), formando íons hidratados:
Efeitos da Salinidade na água
Até então falamos da água como uma substância pura. A adição de sais na água altera uma série
de propriedades, de grande importância no estudo da oceanografia física.
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Diminui o ponto de congelamento
Diminui a temperatura em que a água atinge o ponto de máxima densidade
Aumenta a viscosidade
Aumenta a velocidade do som
Pressão osmótica: alta concentração de íons, maior pressão osmótica que a água pura.
Composição Química da Água do Mar:
Composição Química da Água do Mar
SALINI DADE NOS OCEANOS
Massa total de sais dissolvidos no oceano: 5 × 106 tons.
Capaz de cobrir a Terra com uma camada de 40 metros de espessura ou de 140 metros,
considerando apenas os continentes.
Apesar da complexidade água do mar, tem uma composição estável:
"A quantidade total dos principais íons dissolvidos podem variar de um ponto a outro do
oceano, mas suas proporções relativas permanecem constantes".
Esta uniformidade na água do mar, evidenciada pelo equilíbrio da composição, é assegurada por
diversos processos regulatórios: o principal é a circulação global de massas d' água.
Início do século:
Determinada a partir da quantidade de íon cloreto (mais o equivalente em brometos e iodetos),
chamada clorinidade, por titulação com nitrato de prata e então corrigida para a salinidade por
uma relação entre a taxa de cloretos medida e o total de sais dissolvidos.
Antiga definição:
A quantidade de massa de prata necessária para precipitar completamente os halogênios em
0,3285324Kg de amostra de água salgada.
3Ag+(aq) + Cl-(aq)+ Br- (aq) +I- (aq) = AgCl(s) + AgBr (s) + AgI(s)
Unidade:
g/Kg (gramas de sal por Kg de água do mar)
ppt (parts per thousand)
o
/oo (partes por mil)
A relação entre clorinidade e salinidade é expressa por: Salinidade = 1,80655 x Clorinidade
Mais recentemente a definição:
"Quantidade total de materiais sólidos, em gramas, em 1 quilograma de água do mar
quando todo o carbonato for convertido em óxido, o íon Bromo e o íon Iodo substituído por
íon Cloro, e toda a matéria orgânica completamente oxidada”.
Escala de salinidade prática (PPS 78)
A partir de 1978, a definição formal de salinidade, passou a ser a salinidade prática (S) de uma
amostra de água o mar, definida por:
S = 0,008 - 0,1692 K15 1/2 + 25,3851 K15 + 14,0941 K15 3/2 - 7,0261 K15 2 + 2,7081 K15 5/2
Onde a razão de condutividade K15 é definida por:
K15 = condutividade da água do mar / condutividade de uma solução padrão de KCl
sendo:
T = 15 o C,
Pressão = 1 atm,
Concentração de KCl na solução padrão = 32,4356 g/Kg.
A PSS 78 é considerada válida para o intervalo entre 2 a 42 o/oo, -2 a 35 o C e pressão equivalente
entre 0 e 10.000 metros.
Como K15 é uma razão, a salinidade hoje em dia é apresentada somente por números (é
adimensional), sem ppt, ppm ou o/oo!! Ex: S = 35,00
Precisão de salinômetro por condutividade: +/- 0,001
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Salinidade média dos oceanos: 34,69 g/Kg H2O
Possui uma distribuição vertical característica
Variações relacionadas a evaporação e precipitação
Valores mínimos próximos ao equador e máximos em torno de latitudes 25o
Distribuição de salinidade e temperatura
Salinidade:
99% : 33 a 38
Temperatura:
99% : -2o a 30 o C
Valores médios, por latitude, de salinidade superficial e o balanço E - P (Evap.-Precip).
a) Seção vertical de salinidade no Oeste do Oceano Atlântico.
b) Perfis verticais em A e B respectivamente.
ATENTAR PARA HALOCLINA
DENSIDADE (MASSA ESPECÍFICA) DA ÁGUA DO MAR
É a medida da massa total de água do mar numa unidade de volume.
Importância:
- Determina a profundidade que uma determinada massa d’água encontra o equilíbrio.
- Relacionada com a circulação geostrófica.
Devido a maior dificuldade de se obter dados diretos de densidade, foi desenvolvida uma relação
que permite calcular a densidade a partir das propriedades que a governam: temperatura,
salinidade e pressão.
Unidade: Kg/m3 e em águas oceânicas varia de 1021 kg/m3 (supefície) até 1070 Kg/m3 (a
10000m de prof undidade)
Forma mais usual de representar a densidade é através de uma quantidade chamada Sigma s,t,p
definida como:
Sigma s,t,p = densidade – 1000 kg/m3
Em alguns casos o efeito da pressão pode ser desprezado, sendo comumente utilizada uma
relação chamada Sigma s,t,0 que corresponde a densidade de uma amostra de água do mar
quando a pressão total sobre ela foi reduzida a pressão atmosférica porém a salinidade e
temperatura foram medidas in situ.
Sigma-t = (densidade – 1) x 1000
A relação Sigma-t, salinidade e temperatura não é linear, não existindo uma relação simples para
expressá-la.
Na prática, os valores de sigma-t são obtidos através de tabelas , ou por expressões polinomiais de
salinidade e temperatura para cálculos computacionais.
Cálculo do Sigma-T
Efeito da Pressão na Densidade
OCEANOGRAFIA FÍSICA DESCRITIVA
NOTAS DE AULA 3
Prof. Daniel Rigo
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DHS – CT – UFES
2002/1
TEMPERATURA E TRANSFERÊNCIA DE CALOR NOS OCEANOS
1 - Importância da temperatura em Oceanografia
?
Facilmente mensurável com termômetros, é a propriedade física de mais fácil
observação, e é importante em:
- Identificação de massas d'água.
- Interação ar-mar.
- Obtenção indireta da densidade, velocidade da propagação do som e
salinidade.
- Investigações ecológicas.
- Estudos de corrosão.
- Microestrutura oceânica.
?
Na maior parte da camada superior (acima de 500m) dos oceanos, nas
médias e baixas latitudes, a temperatura é o principal parâmetro na
determinação da densidade.
2 - Distribuição de temperatura nos Oceanos
2.1 - Radiação solar
?
A energia que rege a distribuição de temperatura na Terra e que mantém os
movimentos atmosféricos e oceânicos provém do sol na forma de radiação
eletromagnética.
?
Em média, somente cerca de 70% da radiação solar consegue penetrar na
atmosfera. Os 30% restantes são refletidos de volta pelas nuvens e partículas
de poeira.
?
Dos 70%, tem-se que:
17% são absorvidos pela atmosfera
23% chegam à superfície como luz difusa
30% chegam à superfície como luz direta.
?
O ultravioleta é bastante absorvido pelas camadas de ozônio na atmosfera
superior.
Figura – Balanço de calor da Terra
?
O aquecimento da atmosfera é realizado da porção inferior para cima. Isto
pode ser explicado de modo simples imaginando a atmosfera como uma
camada de vidro transparente. A radiação solar de ondas curtas não
“percebe” o vidro, atravessando-o e atingindo o solo (figura abaixo). A
superfície por sua vez é aquecida e reflete parte da radiação recebida, no
entanto esta radiação refletida apresenta comprimentos de onda longos, as
quais são “percebidas” pelo vidro. Assim o vidro absorve parte desta radiação
(aquecendo-se) e reflete outra parte transmitindo uma carga extra de radiação
para o solo. (Efeito estufa)
Radiação solar
? pequeno
peque
vidro
? grande
chão
Figura - Esquema simplificado da incidência da radiação solar na superfície da Terra.
?
As previsões ao longo do tempo necessitam de modelos que simulem o clima
da Terra. Os modelos existentes são complexos, porém ainda grosseiros,
onde a quantidade de CO2 é apenas uma das variáveis. Por isso as previsões
alarmantes publicadas sobre o efeito estufa são discutíveis.
?
Albedo É a quantidade de insolação refletida pela superfície da Terra.
Figura – Áreas na superfície da Terra que são iguais em tamanho recebem
diferentes níveis de radiação solar enquanto se tornam mais obliquas em relação
aos raios solares.(a,b e c). Com o aumento da latitude, o ângulo entre os raios do sol
e a Terra aumenta e a radiação solar recebida igualmente nas áreas superficiais
diminui(d). Notar também que os raios do sol precisam viajar uma distância maior
através da atmosfera com o aumento da latitude.
?
Variações sazonais da insolação - A intensidade de insolação depende
primeiramente do ângulo com que a luz solar chega à superfície terrestre. Nos
pólos a insolação é semestral
.MÁXIMA INSOLAÇÃO
Posição do sol
Período
Equador
equinócios de março e
Trópico de Câncer
setembro
Trópico de Capricórnio
solstício de junho
solstício de dezembro
Figura - Máxima insolação.
2.2 - Transferência de calor e água na interface Oceano x Atmosfera
?
A temperatura superficial dos oceanos depende da insolação recebida e da
quantidade de calor que é irradiada de volta para a atmosfera. Quanto mais
quente é a superfície, mais calor esta irradia. O calor é também transferido
por condução e evaporação
?
Condução: se a superfície do mar é mais quente do que a do ar localizado
diretamente acima desta, o calor pode ser transferido desta para a atmosfera.
Em média, a superfície do mar é mais quente do que a do ar sobrejacente,
então, existe uma perda líquida de calor dos oceanos para a atmosfera por
condução. Esta perda é relativamente pouco importante no balanço total de
calor dos oceanos e poderia até ser desprezada não fosse o efeito da
convecção (subida de ar quente) dos ventos que retira o ar aquecido da
posição sobre a superfície do mar.
?
Evaporação: é o principal mecanismo de transferência de calor do oceano
para a atmosfera (1 ordem de grandeza maior do que a condução). A perda
de calor, nos oceanos, por evaporação é aproximadamente 25% do calor total
que chega á Terra.
2.3 - Temperatura superficial dos Oceanos
?
O calor absorvido é transferido para as camadas inferiores por dois
processos: condução (extremamente lento) e advecção (causada por ventos
e ondas, sendo portanto o principal agente.).
?
Nas regiões oceânicas, a temperatura superficial tende a apresentar uma
distribuição que segue aproximadamente um padrão zonal, no qual as
isotermas (linhas de mesma temperatura) distribuem-se aproximadamente na
direção E-W.
Figura - Temperatura superficial dos oceanos em fevereiro
Figura - Temperatura superficial dos oceanos em agosto
?
Próximo à costa, onde as correntes divergem, as isotermas podem oscilar
mais para norte ou para sul. Nestas regiões também, mais precisamente nos
contornos Oeste dos continentes, encontram-se por vezes temperaturas mais
baixas devido ao fenômeno denominado ressurgência, que se caracteriza por
uma subida de águas frias sub -superficiais. As isotermas tendem então a
disporem-se seguindo a direção imposta pela costa (geralmente N-S).
?
Segundo o padrão zonal de distribuição de temperaturas superficiais dos
oceanos, estas variam de cerca de 28 °C no Equador até -2 °C (? ponto de
congelamento) próximo às regiões geladas em altas latitudes.
?
Nas regiões tropicais e nos pólos os gradientes de temperatura (com a
latitude) são menores do que em regiões temperadas.
2.4 - Distribuição da temperatura com a profundidade
?
A temperatura nas camadas superiores e a termoclina: Abaixo da camada
superficial, pode-se dividir o oceano em três zonas distintas considerando-se
a estrutura vertical de temperatura:
Figura - Perfis médios de temperatura em oceano aberto.
?
1 - Zona superior: compreende a camada entre 50 e 200 metros de
profundidade. Nesta porção as temperaturas tendem a ser iguais às da
superfície devido a processos intensos de mistura ocasionados,
principalmente, pela ação de ondas. Por isso essa região é chamada de
camada de mistura.
?
2 - Zona intermediária : entre 200 e 1000 metros de profundidade. Nesta
região a temperatura decresce rapidamente.
?
3 - Zona inferior: abaixo de 1000 metros, onde a temperatura decresce
lentamente.
Profundidade
(metros)
0 (superfície)
500
1000
4000
T (°C)
20
8
5
2
Figura - Temperaturas típicas das médias latitudes
?
Na porção intermediária, a profundidade de gradiente de temperatura máximo
é chamado de termoclina. Como este ponto exato é de difícil determinação
"in situ", prefere-se falar em região de termoclina. Esta seria a faixa de
profundidade que apresenta os maiores gradientes de temperatura
comparados aos gradientes das porções superiores e inferiores à mesma, na
coluna d'água.
?
Em latitudes médias e baixas, observa -se sempre a presença da termoclina
entre 200 e 1000 metros de profundidade, a qual é chamada termoclina
permanente.
?
Em princípio esperava-se que o calor fosse ser transferido para as camadas
inferiores por difusão, uma vez que as camadas de água superiores são mais
aquecidas e assim a diferença de temperatura entre as camadas superior e
inferior deveria eventualmente desaparecer, o que de fato não se observa.
Sugere-se que enquanto ocorre esta transferência de calor (basicamente por
difusão) para as camadas inferiores, nas médias e baixas latitudes, ocorre
simultaneamente um movimento de água fria do fundo para cima (transferência de calor por advecção) movido pelo afundamento de massas d'água
polares das altas latitudes. Acredita-se que os dois processos estejam em um
equilíbrio dinâmico de longo termo, e que a termoclina permanente é a feição
resultante deste fenômeno.
Este é o mecanismo básico, a diferença na forma da termoclina em diferentes
regiões requer explicações detalhadas. É possível que outros mecanismos,
tais como a mistura e o fluxo lateral façam parte do processo.
2.5 - Variações temporais da temperatura nas camadas superiores
?
A temperatura na camada superior mostra variações sazonais,
particularmente nas médias latitudes. No inverno, quando a temperatura
superficial é mais baixa e as ondas são maiores, a camada de mistura se
estende a regiões mais profundas podendo atingir a termoclina permanente.
?
No verão, o aquecimento intenso na superfície diminui a densidade das
camadas superficiais aumentando a estabilidade, impedindo a turbulência que
é o principal agente de trocas termais no oceano. Como conseqüência
desenvolve-se uma nova termoclina na porção superior. É a chamada
termoclina sazonal (figura abaixo). Pode-se dizer que enquanto o oceano é
aquecido lentamente e mal, este é resfriado rapidamente e bem.
Figura - Subida e descida da termoclina sazonal em 50°N, 145°W no Nordeste do Pacífico.
?
Em altas latitudes, as temperaturas superficiais, sendo menores, não
propiciam a formação de termoclina permanente. Observa-se por vezes
apenas a termoclina sazonal. Nas altas latitudes Norte encontra-se uma
camada dicotermal entre 50 e 100 metros. Esta é caracterizada pela
presença de águas mais frias, chegando até -1,6 °C, entremeando duas
camadas, superior e inferior, de águas mais quentes. A estabilidade é
alcançada com o aumento da salinidade com a profundidade dentro da
camada.
?
As variações anuais de temperatura na superfície (em oceano aberto)
aumentam conforme nos deslocamos do equador para as médias latitudes,
decrescendo então em direção aos pólos (devido ao calor requerido pelos
processos de degelo ou resfriamento nas regiões de mares gelados), como
se observa na figura abaixo . Próximo a costa as maiores variações anuais
ocorrem em áreas mais protegidas. As variações anuais de temperatura, em
geral decrescem com a profundidade e são raramente perceptíveis abaixo de
100 a 300 metros.
Regiões
equatoriais
temperadas
mares semifechados
? T (°C)
2
8
10 -20
polares
2
Figura - Variação sazonal da temperatura por regiões oceânicas
SOM NAS ÁGUAS OCEÂNICAS
?
Na atmosfera, muito da informação que o homem recebe do meio físico lhe
chega por meio de energia ondulatória, seja eletromagnética (luz), seja
mecânica (som).
?
Uma característica importante do ambiente oceânico é a opacidade para
energia eletromagnética, e a alta condutividade de sons.
?
O oceano é cheio de sons; ondas quebrando, roncos e grunhidos de peixes,
explosão de bolhas, caranguejos e lagostas estalam suas presas, e baleias
assoviando e cantando.
?
O som viaja mais longe e mais rápido nas águas oceânicas que no ar.
?
Velocidade média do som à 20ºC :
Na água do oceano= 1500 m/s
No ar seco= 334 m/s
?
A velocidade do som na água oceânica aumenta com o aumento da
temperatura, pressão, conteúdo de sais.
?
A água dissipa energia do som de alta freqüência mais rápido que a energia
do som de baixa freqüência. Por isso sons de alta freqüência não viajam tanto
quanto os de baixa freqüência.
?
O som é refletido de volta depois de bater em um objeto, por isso o som pode
ser usado para encontrar objetos, perceber sua forma, e determinar sua
distância a partir da origem do som.
Figura – Viajando a uma velocidade média de 1500 m/s, um pulso de som deixa
o navio, viaja para baixo, bate no fundo, e retorna. Em 4500 m de água, o som
requer 3 seg para alcançar o fundo e 3 seg para retornar.
?
Com o ecobatímetro, a distância ao fundo pode ser medida até as maiores
profundidades conhecidas. Com o sonar, a distância e direção de um
submarino podem ser avaliadas num raio de algumas centenas de metros.
?
Para medir a profundidade da água um limitado som irradiado é dirigido
verticalmente através da água do oceano para o fundo do oceano. O som
irradiado passa através de camadas aproximadamente horizontais de
água nas quais o conteúdo de sal, temperatura e pressão variam. A
velocidade do som muda continuamente com sua passagem de camada
para camada, até ele alcançar o fundo do oceano e ser refletido de volta
para o barco. Pequena refração, ou inclinação, do som irradiado ocorre,
devido seu caminho ser perpendicular ao das camadas de água.
?
Em todo movimento de onda, a passagem através de um meio pode ser
influenciada por refração (mudança de direção devido à mudança de
velocidade da onda), absorção da energia da onda pelo meio, e
espalhamento pelos objetos do meio (siltes, bolhas de gás, peixes e
outros).
?
Em uma água de salinidade 34,85% (média de água profunda) e
temperatura 0ºC, a velocidade do som é 1445 m/s. Aumenta de
aproximadamente 4 m/s por ºC de elevação de temperatura, de 1,5 m/ s
por unidade de % e de 18 m/s por 1000 m de profundidade.
?
As freqüências dos sons que são de interesse no oceano variam de 1Hz
(1 hertz = 1 vibração por seg.) ou menos a centenas de kHz (kilohertz).
Como a velocidade (C), freqüência (n) e comprimento de onda (?) estão
ligados pela equação da onda C=n?, os comprimentos de onda do som no
oceano cobrem uma vasta amplitude, isto é, de cerca de 1500 m para n =
1 Hz até 7 cm para n = 200 kHz. Entretanto, a maioria dos instrumentos de
som subaquáticos usa uma faixa mais restritiva de 10 a 100 kHz para a
qual os comprimentos de onda seria 14 a 1,4 cm.
?
Como a dimensão da fonte sonora do ecobatímetro não é muito maior que
o comprimento de onda, a largura angular do feixe sonoro emitido é muito
grande. Num ecobatímetro de 12 kHz, a largura do feixe em que a energia
é superior à metade do máximo é da ordem de 30 a 60º sendo, assim,
difícil distinguir detalhes da topografia do fundo. É possível aumentar a
resolução usando freqüências mais altas, 100 ou mesmo 200 kHz, mas
como a absorção da energia sonora pela água do oceano aumenta com o
quadrado da freqüência, o alcance é consideravelmente reduzido, isto é,
mais tênue é a camada que o som logrará penetrar.
?
No funcionamento do ecobatímetro, a energia sonora é dirigida
verticalmente para baixo, e o único efeito da mudança das propriedades
da água é modificar a velocidade do som e, assim, introduzir um erro
quando se determina a profundidade com a fórmula: profundidade = ½ tV,
em que t é o tempo que leva o impulso sonoro a chegar ao fundo e voltar.
No alto-mar a velocidade do som varia com a profundidade, algumas
dezenas de metros a mais ou a menos por segundo, e para fins de
batimetria usa-se uma média, e correções deduzidas das propriedades da
água, se são desejas profundidades rigorosas. O fato de a velocidade
depender das propriedades da água produz também uma refração, isto é,
a direção de propagação das ondas sonoras pode ser desviada pelas
mudanças ou heterogeneidades das propriedades características do mar.
?
Heterogeneidades minúsculas mudam a direção de ondas vizinhas e são
a razão básica da dificuldade de se formar imagens com ondas sonoras. O
efeito é o mesmo do que quando se olha um objeto através do ar quente
que sobe sobre uma chapa quente ou que sai do tubo de descarga de um
avião a jato.
?
SONAR (sound navigation e ranging) – um ressoador de eco alinhado
para enviar uma irradiação limitada de pulsos de som aproximadamente
horizontais para determinar a amplitude de um refletor, que pode ser um
submarino ou um cardume de peixes. O transdutor pode ser girado em
360ºC de maneira que a direção e a distância do alvo será conhecida.
?
Entretanto, o alvo pode não estar na profundidade, distância e ângulo
indicados, devido ao som irradiado poder mudar sua velocidade como sua
passagem obliqua através das camadas de água de diferentes
densidades. A figura ilustra a refração dos sons irradiados e a formação
de zonas de sombra para os sons, ou seja, áreas do oceano nas quais os
sons não penetram. Também mostra sons irradiados enviados para
regiões nas quais os sons viajam mais lentamente e para regiões nas
quais as ondas sonoras viajam mais rapidamente.
Figura – Ondas sonoras mudam a velocidade e refratam a medida em que viajam
através de camadas de águas de diferentes densidades. O ângulo no qual o som
irradiado deixa o navio aponta um alvo na posição indicada ou fantasma. Para
determinar a posição real do alvo o grau de refração e mudança na velocidade com
a profundidade devem ser conhecidos.
?
Para interpretar o eco de retorno e para determinar a distância e
profundidade corretamente, o operador de sonar deve ter informações
sobre as propriedades da água através da qual o som passa.
?
A cerca de 1000 m a combinação de conteúdo salino, temperatura e
pressão criam uma zona de velocidade mínima para o som, SOFAR
(sound fixing and ranging) channel. Ondas sonoras produzidas dentro
do canal sonoro não escapam dele a menos que elas sejam dirigidas para
cima em ângulo agudo. Em vez disso, a maioria da ene rgia sonora salta
de volta e para diante ao longo do canal por grandes distâncias.
Explosões testadas iniciadas nesse canal perto da Austrália tem produzido
sons audíveis tão longe quanto nas Bermudas.
Figura – (a) A variação combinada da temperatura, salinidade e pressão com a
profundidade produzem uma velocidade mínima do som a cerca de 1000 m. (b) O
som gerado nessa profundidade é aprisionado em uma camada conhecida como
“sofar channel”.
LUZ NAS ÁGUAS OCEÂNICAS
?
A luz incidente na superfície do oceano é uma das muitas formas de radiação
eletromagnética que a Terra recebe do sol. Uma completa amplitude dessa
radiação pode ser vista no espectro eletromagnético mostrado na figura.
Figura – Espectro eletromagnético
?
Cada cor integrante da luz visível representa uma amplitude de comprimento
de onda; os mais longos estão na extremidade vermelha do espectro, e os
menores estão na extremidade azul-violeta.
?
A água do oceano transmite somente uma parte da luz visível do espectro
eletromagnético. Cerca de 60% da energia luminosa penetrante é absorvida
no primeiro metro, e cerca de 80% é absorvida depois de 10 m.
?
Somente 1% da luz total disponível na superfície é deixada na água mais
clara 150 m abaixo, e nenhuma luz penetra abaixo de 1000 m.
?
Todos os comprimentos de onda da luz visível não são igualmente
transmitidos. Os comprimentos de onda longos da extremidade vermelha do
espectro são absorvidos rapidamente dentro dos 10 m mais superficiais,
enquanto os comprimentos de onda da luz verde-azulada são transmitidos
para maiores profundidades.
Figura – A percentagem da energia solar no oceano decresce com o aumento da
profundidade. Os longos comprimentos de onda da luz vermelha são absorvidos
primeiro e o pico de cor muda em direção aos menores comprimentos de onda da
luz verde-azulada.
?
Devido a todos os comprimentos de onda, ou cores, estarem presentes para
iluminar objetos em águas pouco profundas, os objetos são vistos em suas
cores naturais, ou seja, como na superfície. Os objetos em águas profundas
comumente aparecem em cores mais escuras devido serem iluminados pela
luz azul.
?
As águas oceânicas comumente parecem verde-azulada devido aos
comprimentos de onda dessa cor, sendo absorvido no mínimo, estão mais
disponíveis para serem refletidos e atingir de volta o observador.
?
Águas costeiras variam nas cores parecendo verde, amarelo, marrom ou
vermelho. As cores de partículas de siltes e de um grande número de
organismos microscópicos é revelada pela luz incidente na água.
?
Devido a refração da luz, quando ela passa do ar (menos denso>velocidade
da luz) para a água (mais densa<velocidade da luz) objetos vistos através da
superfície da água não estão onde eles parecem estar. A refração é afetada
levemente pela mudança na salinidade, temperatura e pressão.
Figura – Objetos que não estão diretamente na linha individual de visão podem ser
vistos na água devido a refração da linha dos raios. A refração é causada pelo
decréscimo da velocidade da luz na água.
?
Enquanto a luz passa através da água, ela é absorvida e espalhada por
partículas em suspensão (siltes, organismos uni-celulares) e pelas moléculas
de sais e de água. A luz também é absorvida por plantas para ser usada em
seus processos vitais.
?
O decréscimo na intensidade da luz sobre a distancia é conhecido como
atenuação
Oceanografia Física Descritiva
NOTAS DE AULA 4
Prof. Daniel Rigo
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DHS – CT – UFES
2002/1
AQUECIMENTO E RESFRIAMENTO DA SUPERFÍCIE DA TERRA
1 – O balanço de calor
?
Para manter sua temperatura média de 16ºC, a Terra do mesmo jeito que
ganha, perde color.
?
Na média mundial, a Terra e sua atmosfera devem irradiar calor de volta para o
espaço da mesma forma que eles recebem do sol. Estes ganhos e perdas de
calor são representados pelo balanço de calor.
?
O balanço de calor de uma pequena porção local dos oceanos deve levar em
consideração o seguinte:
-
Energia total absorvida na superfície do oceano nesta área;
Perda de energia devido à evaporação, e pela transferência de calor para
dentro e para fora da área pelas correntes;
Aquecimento ou resfriamento da atmosfera que cobre a área através do
calor proveniente da superfície do oceano, e do calor reirradiado para o
espaço a partir da superfície do oceano;
?
Os fatores acima variam com o tempo, apresentando variações diárias e
sazonais.
?
Medidas realizadas na superfície da Terra mostraram que, nas latitudes
equatoriais, mais calor é ganho que perdido na média sobre um ciclo anual. Já,
altas altitudes, mais calor é perdido que ganho.
Figura – Comparação da entrada de radiação solar e saída de radiação de ondas
longas com a latitude.
?
Ventos e correntes oceânicas removem o excesso de calor acumulado nos
trópicos e o liberam nas latitudes altas para manter o padrão de temperatura
atual da superfície da Terra.
2 – Ciclos anuais de radiação solar
?
O balanço total de calor e a distribuição média de entrada e saída de energia
radiante com a latitude não incluem mudanças do ciclo anual de energia radiante
relacionadas à migração sazonal norte-sul do sol.
?
Quando estas variações são incluídas, o ciclo anual de variação sazonal da
radiação solar diária média é mais pronunciado em médias e altas latitudes.
Nelas o ângulo de incidência dos raios do sol na Terra e a extensão da luz do
dia mudam drasticamente do verão para o inverno.
Figura – Valores de radiação solar diária média em diferentes latitudes durante o
ano. Atentar para valores de pico.
3 – Calor específico
?
Áreas de terra e áreas do oceano respondem diferentemente à radiação solar.
?
As áreas do continente têm calor específico baixo e os oceanos calor específico
alto.
?
As amplitudes anuais das temperaturas superficiais da terra e do oceano são
dadas na Figura.
Figura – Amplitude anual da temperatura superficial do meio do oceano é
consideravelmente menor que a amplitude anual da temperatura superficial da terra
nas latitudes altas. A amplitude anual máxima da temperatura superficial do oceano
ocorre nas altitudes médias.
?
Devido à distribuição desigual de terra entre os dois hemisférios, a variação na
temperatura do verão para o inverno em terra nas latitudes médias é muito maior
no hemisfério norte que no hemisfério sul. Compare as temperaturas superficiais
das áreas de terra e água no verão e no inverno a cerca de 60ºN.
Figura – (a) As medidas de julho mostram as massas de terra do hemisfério norte com
temperaturas consideravelmente quentes, mas as águas do oceano não variam
drasticamente do inverno para o verão. A distribuição de temperatura superficial do
oceano movimenta -se para o norte e para o sul com a mudança das estações.
Correntes norte-sul ao longo da costa dos continentes são também visíveis. (b) Em
janeiro, Sibéria e Canadá mostram temperatura superficial próxima a –30ºC; ao mesmo
tempo, latitudes entre 30º e 50º sul mostram temperaturas quentes de verão.
?
O calor que é absorvido através da superfície do oceano no verão é misturado
para baixo pelos ventos, ondas e correntes.
?
No inverno, o calor é transferido para cima através da superfície fria.
?
O efeito líquido desse processo é a pequena variação anual das temperaturas
superficiais no meio do oceano: 0º a 2ºC nos trópicos e 5º a 8ºC em latitudes
médias.
?
A variação de 2º a 4ºC na temperatura do meio do oceano em latitudes polares
são resultado mais da formação e do derretimento de gelo no oceano do que ao
resfriamento e ao aquecimento das águas do oceano.
PADRÕES DE EVAPORAÇÃO E PRECIPITAÇÃO
?
A salinidade da água superficial do meio do oceano é controlada pela
distribuição das zonas mundiais de evaporação e precipitação.
Figura – Valores de salinidade superficial média do meio do oceano correspondem a
mudanças médias em valores de evaporação menos precipitação que ocorrem com a
latitude.
Figura – Salinidades superficiais médias do oceano no verão do hemisfério norte
(ppm).
?
A salinidade média do oceano é considerada em 35 ppm.
?
Nos trópicos, a precipitação é grande na terra e no oceano. Em terra, o resultado
é a floresta úmida tropical; no oceano a água superficial tem salinidade baixa,
cerca de 34,5 ppm.
?
A aproximadamente 30ºN e 30ºS, as taxas de evaporação são altas. Essas são
as latitudes de terras desérticas do mundo e de aumento da salinidade na
superfície das águas, cerca de 36,7 ppm.
?
Mais longe para o norte e para o sul, de 50ºN a 60ºN e de 50ºS a 60ºS, a
precipitação é novamente forte, produzindo águas superficiais frias, mas menos
salgadas, cerca de 34 ppm, e áreas fortemente florestais do hemisfério norte.
?
Oceanos congelados nas latitudes polares são formados no inverno. Durante o
processo de congelamento, a salinidade da água por baixo do gelo aumenta, e
no verão o descongelamento do gelo reduz a salinidade superficial mais uma
vez.
ESTRUTURA DA DENSIDADE E CIRCULAÇÃO VERTICAL
?
A densidade da água superficial do oceano é controlada pelas variações
combinadas de temperatura e salinidade. Muitas combinações de salinidade e
temperatura produzem a mesma densidade; isto é mostrado nas linhas de
densidade constante da Figura.
Figura – Densidade x temperatura e salinidade
?
Com o aumento da salinidade, a densidade aumenta; com o aumento da
temperatura, a densidade decresce.
?
A salinidade pode ser aumentada pela evaporação ou pela formação de gelo no
oceano; e pode ser diminuída pela precipitação, pelo fluxo da água de rios, pelo
derretimento do gelo, ou pela combinação desses fatores.
?
Mudanças na pressão também afetam a densidade. Com o aumento da pressão,
a densidade aumenta. Visto que a pressão exerce um papel menor na
determinação da densidade da água superficial, seus efeitos serão ignorados na
discussão a seguir.
1 – Processos superficiais
?
Águas menos densas permanecem na superfície. Por exemplo, as águas
superficiais quentes e de baixa densidade das latitudes equatoriais.
?
Embora as águas superficiais nas latitudes 30ºN e 30ºS sejam quentes, elas
apresentam salinidade mais alta. Por isso, elas são mais densas que as águas
equatoriais (quentes e de baixa salinidade).
?
Essas águas superficiais da latitude 30ºN afundam abaixo das águas superficiais
equatoriais; isto se estende a partir da superfície a 30 º para baixo da camada
equatorial menos densa e retorna para a superfície a 30ºS.
?
Salinidade e temperatura combinadas nas águas superficiais a 50º-60ºN e 50º60ºS produz uma água que é mais densa que as equatoriais ou as superficiais
da latitude 30 º.
?
As águas da latitude 30º, por conseguinte afundam por baixo das equatoriais e
das águas superficiais a 30º e estendem-se a partir da superfície de um
hemisfério abaixo de outros tipos de água até a superfície do outro hemisfério.
?
Condições de inverno das regiões polares abaixam a temperatura da água
superficial e, se gelo é formado, aumenta a salinidade superficial. O resultado é
uma água superficial densa que afunda nas latitudes polares.
?
Essas variações nas propriedades da água superficial e mudanças resultantes
de densidade produzem um oceano constituído de camadas de densidade. Este
sistema de camadas é mostrado na Figura.
?
A espessura e a extensão horizontal de cada camada está relacionada a taxa
com a qual a água é formada e o tamanho da região superficial sobre a qual foi
formada.
Figura – Águas de diferentes densidades formam um oceano em camadas. A
densidade de cada camada é determinada na superfície pelo clima e latitude na qual foi
formada. Valores de densidade são dados em gramas por centímetro cúbico.
2 – Variações com a profundidade
?
Os oceanos possuem uma camada superficial bem misturada de
aproximadamente 100 m e camadas de densidade crescente até uma
profundidade de cerca de 1000 m.
?
Abaixo de 1000 m as águas do oceano profundo são relativamente
homogêneas.
?
Uma região entre 100 m e cerca de 1000 m, onde a densidade varia
rapidamente com a profundidade é chamada de picnoclina.
Figura – Densidade aumenta com a profundidade no oceano. A picnoclina é a região
na qual a densidade varia rapidamente com a profundidade.
?
Abaixo da camada superficial de 100 m a temperatura decresce rapidamente
com a profundidade até o nível de 1000 m. A zona de variação rápida da
temperatura com a profundidade é chamada termoclina. Abaixo da termoclina,
a temperatura é relativamente uniforme sobre a profundidade, mostrando um
pequeno decréscimo até o fundo do oceano.
?
Uma situação similar ocorre com a salinidade. Abaixo da superfície da água nas
latitudes médias, a salinidade aumenta rapidamente até cerca da 1000 m; essa
zona de grande variação relativa da salinidade com a profundidade é chamada
de haloclina. Depois da haloclina, condições relativamente uniformes se
estendem até o fundo do oceano.
Figura – Haloclina e termoclina
?
Se a densidade da água aumenta com a profundidade, a coluna de água da
superfície até o fundo é estável. Se existir água mais densa no topo de água
menos densa a coluna de água é instável.
?
Uma coluna de água instável não pode persistir; a água superficial mais densa
afunda e a água menos densa na profundidade sobe para repor a água
superficial. Reversão vertical da água acontece.
?
Uma coluna de água neutralmente estável é facilmente misturada na vertical
pelo vento, ação das ondas e correntes.
?
Se a coluna de água tem a mesma densidade ao longo da profundidade, ela tem
estabilidade neutra e é chamada isopicnal. Se a temperatura da água não sofre
variação ao longo da vertical, a coluna de água é isotermal; e se a salinidade é
constante ao longo da profundidade, ela é isohalina.
OBS: Isopleta é linha de mesma densidade.
3 – Circulação dirigida pela densidade
?
Processos que aumentam a densidade da água na superfície causam
movimento convectivo da água, ou circulação vertical.
?
Em função de a densidade ser normalmente controlada pelas mudanças de
temperatura e salinidade na superfície, a circulação vertical é chamada
Circulação Termohalina.
?
Um excelente exemplo de circulação termohalina ocorre no mar Weddell da
Antártica, onde o resfriamento e o congelamento produzem água superficial
densa que afunda para o fundo do oceano. Essa água descendo ao longo da
costa da Antártica é a água mais densa encontrada em oceanos abertos.
?
Em latitudes temperadas no oceano aberto a temperatura superficial da água
muda com as estações.
Figuras – A estrutura da temperatura da camada superficial varia durante o ano. Na
ausência de ventos fortes e ação de ondas no verão, o aquecimento solar produz uma
termoclina superficial. Durante o outono e o inverno a superfície esfriando e condições
de tempestades causam mistura e reviravolta vertical, o que elimina a termoclina
superficial e produz uma camada profunda misturada pelo vento. Na primavera a
termoclina reaparece.
?
Mudanças sazonais de temperatura são mais importantes que mudanças de
salinidade na alteração da densidade no oceano aberto. Por exemplo, no
oceano Atlântico a água superficial a 30ºN e 30ºS tem salinidade alta, mas é
quente durante o ano, então ela permanece na superfície.
?
Nas águas das latitudes 50ºN-60ºS no Atlântico norte tem a salinidade mais
baixa, mas são frias, especialmente durante o inverno. Então afunda e flui por
baixo da mais salgada, mas mais quente água superficial.
?
Perto da costa, a salinidade do oceano pode se tornar mais importante que a
temperatura no controle da densidade. Isso é particularmente verificado em
baias semi-fechadas, estreitos e fiordes que recebem grandes quantidades de
água doce. No caso de águas doces extremamente frias (0ºC a 1ºC) proveniente
de degelo serem adicionadas às águas do rio, quando essa água encontra as
águas salinas sua salinidade é tão baixa que ela não afunda, mas permanece na
superfície movimentando-se na direção do oceano como “água doce de
cobertura”.
?
Em regiões polares, quando o oceano congelado derrete, uma camada de água
doce forma-se na superfície e lentamente se dilui por debaixo da água
superficial.
SUBMERGÊNCIA (DOWNWELLING) E EMERSÃO (UPWELLING)
SUBSIDÊNCIA E RESSURGÊNCIA
?
Quando águas densas da superfície afundam e alcançam um nível no qual ela é
mais densa que a água acima e menos densa que a água abaixo, ela espalhase horizontalmente ao mesmo tempo em que mais água descende atrás dela.
?
Na superfície, a água move -se horizontalmente para a região onde o
afundamento ocorre. A água densa que tinha descido desloca água para cima,
completando o ciclo. Uma vez que a água é uma quantidade fixa nos oceanos,
ela não pode ser acumulada ou removida de uma dada região sem que haja
movimento de água entre essas regiões: Princípio da continuidade de fluxo.
?
Áreas de circulação termohalina onde águas afundam são chamadas zonas de
submergência; áreas de subida de água são chamadas zonas de emersão.
?
A submergência (ou subsidência) x transporte de oxigênio para a profundidade.
?
A emersão (ou ressurgência) x retorno à superfície para re-fertilização.
?
Submergência e emersão referem-se ao movimento vertical da água para cima e
para baixo. Estão presentes na circulação termohalina, mas podem ser
causados por correntes superficiais provocadas pelo vento.
?
Quando as águas superficiais são levadas a juntar-se ou a ir contra a costa pelo
vento, uma superfície de convergência é formada. Águas na superfície de
convergência afundam. Quando o vento sopra separando a superfície da água
ou afastando da costa, uma superfície de divergência ocorre e água debaixo
emerge.
Figura -
Submergência e emersão (subsidência e ressurgência).
Convergência e divergência.
?
Durante o lento movimento da água a partir da superfície para o fundo e de
volta, a água continuamente mistura-se com camadas adjacentes, gradualmente
trocando propriedades químicas e físicas.
?
A velocidade da água de submergência e emersão é cerca de 0,1 a 1,5 m/dia.
As velocidades das correntes superficiais oceânicas atingem 1,5 m/s.
Movimentos horizontais em profundidade devido ao fluxo termohalino é da
ordem de 0,01 cm/s.
?
As águas captadas nesse lento mas inexorável ciclo de movimento pode levar
1000 anos desde as maiores profundidades oceânicas antes de retornar à
superfície.
Traçadores químicos
?
Traçadores químicos – substâncias que ocorrem em pequenas quantidades nos
oceanos; eles não interferem no movimento da água, mas podem ser usados
para entender tipos de movimento da água através do oceano.
?
Traçadores transientes – são substâncias que mudam suas distribuições com o
tempo e tem sido usualmente adicionada aos oceanos por meios humanos.
Quando cuidadosamente amostrados e analisados esses traçadores transientes
fornecem a quantidade de dados usada em modelos computacionais e
matemáticos dos caminhos da água nos oceanos.
?
Testes atmosféricos de armas nucleares em 1950 e 1960 produziram materiais
radioativos que continuam persistindo em traços nos oceanos. Pesquisas de
1972-73 mostraram que águas contendo substâncias radioativas que partiram
da superfície do mar alcançaram o fundo do Atlântico Norte a 5000 m de
profundidade ao norte de 40ºN. Ao sul dessa latitude nenhuma substância
radioativa estava presente abaixo de 3000 m, indicando uma taxa muito mais
rápida de transporte por submergência que a esperada.
Oceanografia Física Descritiva
NOTAS DE AULA 5
Prof. Daniel Rigo
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DHS – CT – UFES
2002/1
OS OCEANOS EM CAMADAS
?
Os oceanógrafos têm tomado medidas de salinidade e temperatura com a
profundidade para muitas posições na superfície e por muitos anos.
Gradualmente acumularam suficientes dados para identificar as camadas de
água que compõem cada oceano e cada superfície que gerou as camadas.
?
A estrutura de um oceano é determinada pelas propriedades das camadas de
água presentes sob a superfície do oceano.
?
Cada camada recebeu suas características de salinidade, temperatura e
densidade na superfície.
?
A densidade da água controla a profundidade com a qual a água afunda. A
espessura e extensão de cada camada estão relacionadas com a taxa de sua
formação e o tamanho da região superficial de origem.
?
A água que afunda da superfície para espalhar em profundidade
eventualmente sobe em outra localização ou mistura lentamente com as
camadas adjacentes. Em todos os casos, a água que afunda para a
profundidade desloca um volume equivalente de água para cima em direção à
superfície em alguma outra localização assim a circulação vertical do oceano
pode continuar.
Figura – Anatomia do Oceano Atlântico.
Seminário
ESTRUTURA DOS OCEANOS
Grupos fornecerão material de estudo para os colegas.
CURVAS T -S
?
As distribuições da salinidade e temperatura com a profundidade produzem
padrões distintos em áreas diferentes do oceano.
?
Diagrama T-S - valores de salinidade e temperatura para cada profundidade
observada plotados no diagrama de temperatura versus salinidade.
?
Curva T-S – curva da distribuição da temperatura e salinidade com a
profundidade.
- Curvas T-S e massas d’água
?
Curvas T-S feitas para áreas geográficas grandes dos oceanos são similares
na forma e caem dentro de zonas estreitas no diagrama T-S.
?
A Figura mostra famílias específicas de curvas T-S as quais foram nomeadas,
e são referenciadas com as massas d’água.
Figura – As curvas T-S descrevem a estrutura vertical das massas d’água do
oceano. Pares de valores de salinidade e temperatura da superfície até o fundo são
usados para construir essas curvas.
?
A Figura abaixo mostra a distribuição dessas massas d’água identificadas
pelas curvas T-S da Figura acima.
Figura – Distribuição geográfica das massas d’água que apresentam distribuições
verticais similares de salinidade e temperatura. Os quadrados marcam as regiões
nas quais águas centrais e superficiais são formadas; triângulos indicam as linhas ao
longo das quais águas intermediárias e profundas afundam; círculos sólidos indicam
a formação das águas de fundo.
?
Algumas das massas de água descritas por essas curvas T-S apresentam
características muito diferentes na superfície mas em profundidades são
muito mais uniformes, com uma limitada amplitude de salinidade e
temperatura.
?
Onde a água profunda do Atlântico Norte e a água de fundo da Antártica são
formadas e afundam, a água não se dispõe em camadas, e os mesmos
valores para a salinidade e temperatura são encontrados em todas as
profundidades (Tipo d’água).
?
Tipo d’água – Ex: água de fundo da Antártica, representada por um ponto.
?
As curvas T-S ? instrumento de diagnóstico, mostram erros em dados,
indicam a estabilidade da densidade de uma coluna de água em diferentes
profundidades.
Figura – (a) Diagrama T-S mostrando três tipos de água e quatro massas d´água; (b)
Exemplo de um diagrama de massas d´água T-S realístico (Atlântico) e tipos d´água
básicos.
Oceanografia Física Descritiva
NOTAS DE AULA 6
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DHS – CT – UFES
2002/1
O OCEANO E A ATMOSFERA
1 – A atmosfera
- Estrutura da atmosfera
?
Atmosfera – mistura de gases aproximadamente homogênea presente em 90
km acima da Terra.
?
Troposfera – temperatura decresce da média na superfície da Terra de 16ºC
até –60ºC. Contém 90% da mistura de gases da atmosfera. Aquecida por
baixo. (reirradiação, condução da superfície da Terra, evaporação e
condensação). Precipitação, evaporação, circulação convectiva, sistema de
ventos e nuvens estão na troposfera.
Calor e água movem-se entre a superfície da Terra e a atmosfera, causando
os movimentos que produzem os ventos, o tempo, as ondas do oceano e as
correntes superficiais do oceano.
?
Tropopausa – marca a zona de temperatura mínima entre a troposfera e a
estratosfera. Região dos ventos de alta altitude, chamados escoamentos de
jato que comandam sistemas de ventos e trajetórias de tempestades.
?
Estratosfera – temperatura aumenta com o aumento da elevação. O ozônio
ocorre principalmente na estratosfera. Ele absorve a radiação ultra-violeta da
luz do sol e aquece a estratosfera.
?
Mesosfera – muito pouca absorção da energia solar e a temperatura volta a
decrescer com o aumento da elevação.
?
Termosfera – estende-se até o espaço.
Figura – Estrutura da atmosfera. Distribuição da temperatura do ar com a altura.
- Composição do ar
?
Composição do ar seco
?
Vapor d’água tem densidade menor que a densidade do ar seco.
?
O ar torna-se menos denso quando é aquecido, sua pressão atmosférica
decresce e o conteúdo de vapor d’água aumenta. E vice-versa
?
Mudanças na densidade do ar permitem que o ar se mova verticalmente e
cause movimento convectivo atmosférico.
- Pressão atmosférica
?
Definição – força com a qual a coluna de ar pressiona uma área. da superfície
da Terra.
?
Ao nível do mar é em média = 1 bar = 1x106 dina/cm2
?
Linha isóbara – linhas que marcam pressão constante nos mapas de tempo.
Quanto mais próximas estiverem mais fortes serão os ventos.
?
Zona de baixa pressão – densidade do ar menor que a média, pressão
atmosférica menor que a média.
?
Zona de alta pressão – densidade do ar maior que a média.
Figura – Zonas de alta pressão e baixa pressão
?
Frentes frias – ocorrem quando ar mais frio e mais denso cunha-se por baixo
de ar mais quente e menos denso.
?
Frentes quentes – ocorrem quando ar menos denso e mais quente move-se
sobre ar mais denso e mais frio.
2 – A atmosfera em movimento
?
O ar move-se porque em um lugar ar menos denso sobe afastando-se da
superfície da Terra, enquanto em outro lugar ar mais denso mergulha
aproximando-se da superfície da Terra. Entre estas áreas ocorre fluxo de ar
horizontal em dois níveis – ventos superficiais e ventos altos (aloft). Figura
?
- Circulação de ar dessa maneira forma uma célula de convecção baseada
em movimentos de ar verticais devido a mudanças de densidade do ar. Ar
menos denso sobe e ar mais denso mergulha.
Figura – Uma célula de convecção é formada na atmosfera quando ar é aquecido
em um local e resfriado em outro. (Ventos superficiais e ventos altos).
VENTOS EM UMA TERRA SEM ROTAÇÃO
?
O aquecimento e o resfriamento do ar e os ganhos e perdas de vapor de
água no ar estão relacionados a:
-
?
Distribuição desigual do calor solar sobre a superfície da Terra;
A presença ou ausência de água;
A variação na temperatura dos materiais que constituem a superfície
da Terra em resposta ao aquecimento;
Imaginemos uma Terra sem continentes e sem rotação, mas aquecida como
a Terra natural. Neste modelo coberto com camadas uniformes de atmosfera
e água, o padrão de vento é muito simples:
-
-
-
-
Perto do equador o ar, aquecido a partir de baixo, sobe; uma vez no
alto, o ar flui na direção dos pólos onde é resfriado e mergulha para
fluir de volta na direção do equador;
Devido a distribuição desigual de calor solar sobre a superfície da
Terra, quantidades grandes de calor e vapor d’água são transferidas
para a atmosfera perto do equador;
Esse ar menos denso sobe e enquanto sobe resfria, o vapor de água
condensa e chuva se forma; o ar frio e seco permanece alto e flui em
direção aos pólos onde mergulha para produzir uma massa de ar
densa fria e seca e uma zona de pressão atmosférica alta;
Duas células grandes de circulação convectiva são formadas cada uma
estendendo-se dos pólos ao equador;
Nesse modelo, os ventos superficiais do hemisfério norte sopram do
norte para o sul, e os ventos mais altos sopram do sul para o norte;
Já, no hemisfério sul os ventos superficiais do sopram do sul para o
norte, e os ventos mais altos sopram do norte para o sul;
É importante lembrar que os ventos são nomeados pela direção a partir
da qual eles sopram. Ex: Um vento norte sopra do norte para o sul.
Nesse modelo, os ventos superficiais do hemisfério norte são ventos
norte e os ventos superficiais do hemisfério sul são ventos sul;
A Figura ilustra o modelo.
Figura – Aquecimento no equador e resfriamento nos pólos produz uma única célula
convectiva grande em cada hemisfério em um modelo de Terra sem rotação e
coberta por água.
EFEITOS DA ROTAÇÃO
?
Considere um modelo de Terra sem continentes, coberta por água, aquecida
como a Terra natural e com rotação. A gravidade torna cativa a atmosfera da
Terra, mas a atmosfera não é rigidamente atada à superfície da Terra.
?
Existe fricção pequena ou baixa, entre a superfície da Terra e a atmosfera, e
a atmosfera move-se um pouco independentemente da superfície da Terra.
?
Por exemplo, uma parcela de ar que aparece estar estacionária acima de um
ponto no equador é verdadeiramente virada com a Terra e move-se na
direção leste a uma velocidade de cerca de 1700 km/h.
?
Se um vento sul sopra essa parcela de ar diretamente para o norte, ela é
movimentada através de círculos de latitudes com circunferências
progressivamente menores.
?
Nas latitudes altas, pontos na superfície da Terra movem-se para leste mais
lentamente. A 60ºN, a velocidade para leste de um ponto na superfície da
Terra devida à rotação é somente a metade da velocidade no equador.
?
Por essa razão, uma parcela do ar que estava originalmente movendo-se
somente para o norte em relação a Terra no equador carrega com ele sua
velocidade equatorial para leste. De modo que ele está agora se
movimentando para leste em uma velocidade que é maior que a velocidade
para leste da superfície da Terra nessas latitudes altas.
?
Por isso a parcela de ar é desviada para o leste, em relação a superfície da
Terra, enquanto ela movimenta -se das baixas latitudes para as altas latitudes.
No hemisfério norte essa deflexão é para a direita da direção do movimento
do ar. Figura
?
Se uma parcela de ar move -se em direção ao sul para o equador no
hemisfério norte, então se move a partir de uma latitude onde a posição na
Terra possui uma baixa velocidade na direção leste para uma latitude onde a
posição na Terra possui uma alta velocidade na direção leste.
Figura – Em função do ar que se movimenta para o norte a partir do equador no
ponto A carregar sua velocidade para o leste inicial, o ar é defletido para a direita da
sua direção de vento inicial no hemisfério norte. No hemisfério sul, ar
movimentando-se para o sul a partir do ponto B é defletido para a esquerda.
?
Essa posição move-se para o leste, em relação ao ar, quando o ar move-se
de latitudes altas para latitudes baixas. Essa relação ocasiona que o ar caia
atrás da posição na Terra, uma vez que o ar é movimentado para a direção
oeste relativamente a Terra. A deflexão é ainda para a direita da direção do
movimento no hemisfério norte. Um padrão similar no hemisfério sul mostra
que a deflexão é para a esquerda da direção do movimento. Figura
Figura – Ar movendo-se para o equador passa de latitudes de baixa velocidade para
o leste para latitudes de alta velocidade para o leste. O resultado é deflexão para a
direita da direção inicial de vento no hemisfério norte e deflexão para a esquerda no
hemisfério sul. Não existe deflexão no equador.
Deflexões devidas ao ar movimentar-se para a esquerda ou para a direita.
(Referindo-se a Figura abaixo)
-
-
-
-
O ar em movimento para a direção leste é movido para o leste mais
rápido que a superfície da Terra debaixo dele, referindo-se ao eixo da
Terra.
O ar é afetado pela força centrífuga agindo na direção para fora a do
eixo de rotação da Terra que é mais forte que a força centrífuga que
está agindo na superfície da Terra.
Esse pequeno excesso de força agindo no ar está em parte agindo
contra a força da gravidade da Terra, e em parte agindo paralelo à
superfície da Terra, direcionada para latitudes baixas.
Aquela parte da força centrifuga que age contra a força da gravidade
da Terra é tão pequena que tem efeito muito pequeno.
Aquela parte que age paralela a superfície da Terra está sem oposição
e causa uma deflexão para latitudes baixas do ar em movimento, ou
para a direita de seu movimento no hemisfério norte.
Ar em movimento para a direção oeste é movido para o leste mais
lentamente relativamente à superfície da Terra.
- Esse ar é afetado pela força centrífuga agindo na direção para fora do
eixo de rotação da Terra, que é mais fraca que a força centrífuga que
está agindo na superfície da Terra.
- Em função da força centrífuga agindo sobre a superfície da Terra ser
maior que a força centrífuga que age no ar, existe uma força fraca
atuando na direção do eixo de rotação da Terra.
- Essa força está atuando em parte na direção da gravidade, e em parte
para as latitudes altas.
- A deflexão continua sendo para a direita do movimento do vento inicial
no hemisfério norte.
- No hemisfério sul, a deflexão do ar que se move para leste em
direção às baixas latitudes e do ar que se move para oeste para as
altas latitudes resulta em uma deflexão do ar para e esquerda de sua
direção original de movimento.
-
Figura – Deflexão do ar em movimento para a direção leste e do ar em movimento
para a direção oeste. Não existe deflexão no equador.
?
Se nós estivéssemos nos movendo da superfície da Terra para fora em
direção ao espaço e estivéssemos capacitados para observar os movimentos
da Terra e da atmosfera, nós poderíamos ver o movimento independente da
atmosfera e também observar a Terra expulsando a partir de baixo as
parcelas de ar em movimento.
?
Ainda que vivamos em uma superfície da Terra movente nós a consideramos
estacionária, e nós tomamos nossas medidas de movimento de ar
relativamente à superfície “estacionária”.
?
Portanto, a partir da superfície da Terra nós vemos as parcelas de ar em
movimento defletidas de suas trajetórias, defletidas para a direita no
hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério sul.
?
A aparente deflexão do ar em movimento relativamente à superfície da Terra
é chamada de efeito Coriolis, depois de Gaspard Gustave de Coriolis (17921843), quem matematicamente resolveu o problema da deflexão do
movimento sem fricção quando o movimento é referido a um corpo em
rotação.
?
Como uma das leis do movimento na física postula que um corpo colocado
em movimento ao longo de uma reta continua a se mover ao longo da reta a
menos que ele seja sofra a ação de uma força, como um empurrão ou um
freio, o efeito Coriolis é freqüentemente chamado de força Coriolis. Se o
termo força é usado, lembre-se que é uma força aparente, e que a deflexão
aparece somente quando o movimento de um objeto que é sujeito à pequena
ou nenhuma fricção é calculado em um sistema de referência em rotação.
?
A magnitude da força de Coriolis aumenta com o aumento da latitude,
aumenta com a velocidade do ar em movimento, e é dependente da taxa de
rotação da Terra em seu eixo.
FAIXAS DE VENTOS
?
Aplicando rotação (efeito Coriolis), ao modelo de Terra estacionária
modificam-se consideravelmente os ventos.
?
Referindo-se a Figura:
-
-
-
O ar continua a subir no equador e fluir alto para o norte e para o sul,
mas ele não pode continuar a mover-se na direção norte e na direção
sul sem ser defletido para a direita no hemisfério norte e para a
esquerda no hemisfério sul;
Essa deflexão causa pequenos circuitos nas grandes, hemisféricas
células de convecção da atmosfera do modelo estacionário da Terra;
O ar defletido alto mergulha a 30ºN e 30ºS, ele move-se ao longo da
superfície coberta de água, ou para voltar para o equador ou para 60ºN
e 60ºS;
O ar mais alto que alcança os pólos esfria, mergulha, e move-se para
as latitudes baixas, aquecendo e elevando vapor d’água; a 60ºN e
60ºS ele sobe novamente;
O resultado é a formação de três células de convecção em cada
hemisfério para uma Terra em movimento.
Figura – A circulação da atmosfera da Terra resulta em um sistema de ventos
superficiais com seis faixas.
?
Considere o fluxo de ar superficial nos três sistemas de células:
-
-
-
Entre 0º e 30ºN e S os ventos superficiais são defletidos relativamente
a Terra, soprando do norte e do leste no hemisfério norte e do sul e do
oeste no hemisfério sul;
Essa deflexão cria faixas de ar em movimento que são conhecidas
como ventos alísios;
Entre 30ºN e 60ºN, os fluxos superficiais defletidos produzem ventos
que sopram para o sul e para oeste, enquanto entre 30ºS e 60ºS eles
sopram para o norte e para oeste.
Nos dois hemisférios esses ventos são chamados ventos de oeste;
Entre 60ºN e o Pólo Norte, os ventos sopram do norte e do leste,
enquanto entre 60ºS e o Pólo Sul, eles sopram do sul e do leste;
Em ambos os casos eles são chamados polares de leste.
?
A 0º e 60ºN e S, ar úmido de baixa densidade sobe em áreas de pressão
atmosférica baixa; essas são zonas de nuvens e chuvas.
?
Zonas de ar denso descendo a 30º e 90ºN e S são áreas de alta pressão
atmosférica, baixa precipitação e céus claros.
?
Rajadas de vento são formadas quando o ar sopra sobre a superfície da
Terra de regiões de alta pressão atmosférica para baixa pressão atmosférica.
?
Nas zonas de movimento vertical, entre as rajadas de vento, os ventos
superficiais são instáveis. Sendo impróprias para propulsão a vento.
?
A área de ascensão do ar no equador é conhecida como região de
calmarias no equador (doldrums), e as áreas de alta pressão em 30ºN e S
são conhecidas como latitudes de cavalos – horse latitudes (regiões de
calmarias).
Figura – Distribuição dos ventos no Oceano Pacífico. As setas apontam na direção
que o vento sopra e são proporcionais em tamanho à velocidade do vento. Ventos
suaves (< 4 m/s) em azul, Ventos fortes (> 14 m/s) em amarelo. Velocidade e
direção do vento foram calculadas a partir da reflexão do radar a partir das
pequenas ondas provocadas pelo vento que tornam rugosa a superfície do oceano.
(1) – Ventos soprando do oeste no hemisfério sul, sopram continuamente em torno de
toda parte sul do oceano exceto próximo à extremidade da América do Sul.
(2) Tempestades intensas são mostradas em (2) e (3).
(4) O forte e constante vento alísio do sudeste.
(5) O verão no hemisfério norte é caracterizado pela grande célula de pressão alta no
norte do Pacífico.
(6) Circulação nas cercanias desta célula produzem os ventos ao longo da costa que
induz emergência.
Ventos e borrascas são formados na fronteira entre os ventos alísios mais ao norte e
mais ao sul, os doldrums (calmarias).
3 – Alterações nas faixas de ventos
?
Mais duas considerações devem ser feitas para, do modelo de Terra em
rotação coberto d’água, alcançarmos a Terra real:
-
(1) Mudanças sazonais na temperatura da superfície da Terra devido
ao aquecimento solar;
(2) A adição dos grandes blocos de terra continentais.
?
Tanto o oceano como a superfície dos continentes permanecem quentes nas
latitudes equatoriais e frios nas latitudes polares através de todo o ano.
?
Mas as latitudes médias apresentam mudanças de temperatura sazonais,
abrangendo do calor no verão para o frio no inverno.
?
As temperaturas das superfícies dos continentes apresentam uma flutuação
sazonal maior que a temperatura da superfície dos oceanos, devido ao calor
específico das águas do oceano ser maior que as das terras continentais, e
também porque os oceanos têm a habilidade de transferir calor da superfície
para a profundidade no verão e da profundidade para a superfície no inverno.
As terras continentais não transmitem calor dessa maneira.
MUDANÇAS SAZONAIS
?
A presença de terras continentais e água em quantidades aproximadamente
iguais nas latitudes médias do hemisfério norte produz um padrão sazonal
médio de pressão atmosférica.
?
Durante os meses quentes do verão, a terra é mais aquecida que o oceano
Figura. O ar sobre a terra é aquecido por baixo e sobe, criando uma área de
baixa pressão, enquanto o ar sobre o oceano esfria e afunda, produzindo uma
área de pressão alta sobre a água.
Figura – (a) As medidas de julho mostram as massas de terra do hemisfério norte
com temperaturas consideravelmente que ntes, mas as águas do oceano não variam
drasticamente do inverno para o verão. A distribuição de temperatura superficial do
oceano movimenta-se para o norte e para o sul com a mudança das estações.
Correntes norte-sul ao longo da costa dos continentes são também visíveis. (b) Em
janeiro, Sibéria e Canadá mostram temperatura superficial próxima a – 30ºC; ao
mesmo tempo, latitudes entre 30º e 50º sul mostram temperaturas quentes de verão.
?
No verão, zonas de baixa pressão em 60ºN e 0º tendem a combinar-se sobre
a terra, penetrando através da faixa de pressão alta ao longo da latitude 30ºN.
?
Isso quebra a faixa de alta pressão em muitas células de alta pressão sobre o
oceano ao invés da manutenção das zonas latitudinais de pressão estendidas
continuamente em torno da terra.
No inverno, o reverso é verdadeiro nas latitudes médias Figura acima. A terra
torna-se mais fria que a água, e o ar sobe sobre a água e desce sobre a terra,
criando uma zona de baixa pressão sobre o oceano.
?
?
Sobre a terra, a zona polar de alta pressão espalha para a zona de alta
pressão a 30ºN, quebrando a faixa de baixa pressão centrada em cerca de
60ºN em discretas células de baixa pressão que estão centradas sobre a
água aquecida do oceano.
?
Nessas latitudes médias, a alteração sazonal de células de alta e de baixa
pressão quebra as zonas latitudinais de pressão e faixas de ventos que foram
vistas no modelo de Terra coberta por água, para produzir a distribuição de
pressão do ar mostrada na Figura abaixo.
Figura – Pressões médias ao nível do mar expressas em milibar para (a) Julho e (b)
Janeiro
?
Durante o verão no hemisfério norte, o ar nas células de pressão alta sobre
a porção central dos oceanos Atlântico norte e do Pacífico norte descende e
flui para fora em direção às áreas de baixa pressão do continente.
?
Enquanto o ar descendente move-se para fora é defletido para a direita,
produzindo ventos que espiralam na direção horária ao redor das células de
alta pressão.
?
No lado norte dessas células de alta pressão estão os ventos de oeste, e no
lado sul estão os ventos de leste (do norte); no lado leste da célula estão
ventos norte , e no lado oeste estão ventos sul.
?
No inverno o ar circula no sentido anti-horário em torno das células de baixa
pressão sobre os oceanos do norte, e as direções dos ventos prevalecentes
revertem. Figuras abaixo
Figuras – (a) Ventos fluem na direção horária em torno das células de alta pressão
no hemisfério norte no verão e (b) na direção anti-horária em torno das células de
baixa pressão no inverno.
?
Ao longo da costa do Pacífico dos E.U.A., os ventos do norte esfriam as áreas
costeiras no verão, e os ventos do sul aquecem-nas no inverno.
?
O leste dos E.U.A. recebe ar quente e úmido das latitudes baixas no verão, e
ar frio move-se para baixo das altas latitudes no inverno.
?
Embora essas mudanças sazonais modifiquem as faixas de ventos e pressão
que foram desenvolvidas no modelo de Terra coberta por água, as faixas
gerais dos ventos e da pressão são ainda identificáveis sobre a Terra nas
latitudes do norte quando as pressões atmosféricas são tomadas em média
sobre um ciclo anual.
A rotação do fluxo de ar em torno das células de ar de alta e baixa pressão é
reversa no hemisfério sul. Nas latitudes médias, existem poucas terras
continentais, e a temperatura da água predomina.
?
?
Existe um pequeno efeito sazonal; a pressão atmosférica e o padrão de
ventos criados pelas temperaturas superficiais mudam pouco sobre um ciclo
anual e são muito similares àqueles desenvolvidos para o modelo de Terra
coberta por água.
O EFEITO MONÇÃO
?
A diferença de temperatura entre a terra e a água produz efeitos de grande
escala e de pequena escala nas áreas costeiras.
?
Os de grande escala são as monções indianas.
?
O efeito monção em uma pequena escala local é visto ao longo da costa ou
ao longo das margens de um lago.
?
Durante o dia, a terra é aquecida mais rápido que a água, e o ar sobe sobre a
terra.
?
O ar sobre a água move-se para repô-lo, criando uma brisa rumo a terra.
?
À noite, a terra esfria rapidamente, e a água torna-se mais quente que a terra.
?
O ar sobre a água sobe, e o ar sobre a terra move-se para repô-lo, criando
uma brisa que sopra de terra (terral). Figura
Figura – Monções locais: vento terral
O EFEITO TOPOGRÁFICO
?
Em função dos continentes subirem alto acima da superfície dos oceanos,
eles afetam os ventos de outra maneira. Como os ventos voam cruzando o
oceano, eles alcançam a terra e são forçados a subir para continuar o
movimento cruzando a terra, Figuras
Figuras – Ar úmido subindo sobre a terra expande, esfria, e perde sua umidade no
lado das montanhas voltado para os ventos. Ar descendente comprime, esquenta, e
torna-se seco, criando uma região de sombra de precipitação no lado a sota-vento.
?
Os ventos alísios mais ao sul na costa leste da América do sul deslizam e
cruzam as terras baixas e então sobem para cruzar os Andes, produzindo
precipitação, grandes sistemas de rios, e vegetação abundante no lado leste
dos Andes e um deserto no lado oeste das montanhas.
?
O controle do padrão de precipitação devido mudanças de elevação é
chamado efeito orográfico.
Oceanografia Física Descritiva
NOTAS DE AULA 7
Prof. Daniel Rigo
[email protected]
DHS – CT – UFES
2002/1
CORRENTES DE JATO
?
Centrados sobre zonas de ar descendente e ascendente próximo a 60ºN e S
e 30ºN e S estão as correntes de jato, ventos de alta velocidade da parte
superior da troposfera.
?
As correntes de jato polares (60ºN e S) são ventos de oeste, situados acima
da fronteira entre ventes de leste polares e ventos de oeste. As correntes de
jato sub-tropicais (30ºN e S) são ventos de leste, encontrados acima da zona
entre os alísios e os de oeste. Figura
Figura – Círculos de correntes de jato polar no hemisfério norte acima da fronteira
entre os ventos de leste polares e os ventos oeste. Ele é defletido para o norte e
para o sul pelas células alternadas de pressão de ar da zona temperada norte.
?
A localização e movimento das correntes de jato polar são controlados pela
localização e extensão da fronteira do ar sub-tropical e polar e da forma de
alternação da zona temperada dos sistemas de baixa e alta pressão. A
posição das correntes de jato polar e a fronteira do ar sub-tropical e polar são
importantes na determinação do tempo nas zonas temperadas.
?
Circulação de ar em torno desses sistemas de pressão transporta ar quente
subtropical para as altas latitudes e ar frio polar para as baixas latitudes. A
mais importante fonte de calor nesse sistema é o vapor de água ganho pela
evaporação nos sub-trópicos e condensado assim que esfria nas altas
latitudes.
?
Nas regiões equatoriais, grandes sistemas de nuvens cumulus formados no
ar ascendente de regiões de calmaria são movidos para oeste pelos jatos
sub-tropicais.
FURACÕES
?
Embora os ventos alísios dos trópicos soprem estavelmente, eles podem
desenvolver variações em velocidade e direção quando os ventos movem-se
sobre águas de temperaturas diferentes.
?
Essas variações causam convergência do ar em movimento e depois, à
medida que o ar oscila, divergência. Isso produz um distúrbio na pressão
conhecido como uma onda de leste. Ela é visível como uma dobra
pronunciada nas isóbaras sobre os oceanos tropicais.
?
Se a temperatura da superfície do oceano é acima de 27ºC, a pressão
atmosférica decresce; a onda de leste desenvolve -se em uma intensa,
isolada, célula de baixa pressão, e uma depressão tropical é formada.
?
Os ventos circulam essa depressão e aumentam a força, e o distúrbio de
tempo torna-se uma tempestade tropical e depois um furacão. Figura.
Figura – Furacão de Allen. O centro da tempestade, ou olho, é o claro, buraco calmo
em ar ascendente. Ventos circulam no sentido anti-horário em torno do olho.
?
Ventos fortes, excedendo 130 km/h, que rodam em torno do sistema de baixa
pressão associado com a formação do furacão extraem vapor d’água, e
portanto calor, da superfície d’água.
?
A grande quantidade de energia calorífica liberada do vapor d’água
condensado abastece a tempestade de vento, aumentado-os a níveis
destrutíveis, acima de 300 km/h.
?
Quando essas tempestades movem-se sobre água fria ou sobre terra, o
furacão é privado de sua fonte de energia e começa a dissipar.
?
Essas tempestades trazem não somente ventos fortes, mas também
precipitações altas devido a taxa muito alta de condensação associada coma
subida quente do ar úmido tropical.
?
Furacões podem ser formados nos dois lados do equador, mas não no
equador devido ao efeito Coriolis ser necessário para criar seus ventos
espirais.
?
Quando uma tempestade deste tipo é formada no oceano Pacífico oeste é
chamada de tufão ou ciclone.
?
Áreas que fornecem o aparecimento de furacões e ciclones e suas pistas
típicas de tempestades são mostradas na Figura.
Figura – Pistas de furacões e ciclones. Setas coloridas indicam áreas nas quais
essas tempestades ocorrem.
EL NIÑO
?
No lado abrigado das massas de terra tropicais das Américas Central e Sul,
sob os ventos alísios do Pacífico que sopram a água superficial para fora da
costa, a emergência de água oceânica profunda é um processo
aproximadamente constante.
?
De tempos em tempos esse processo falta, os ventos alísios se fortalecem, e
água superficial quente tropical acumula no lado oeste do Pacífico. Esse
evento é seguido pela perda das forças geradoras dos ventos alísios; a
emergência diminui, e a massa de água quente oeste do Pacífico move-se
para leste atravessando o oceano para acumular ao longo da costa das
Américas. Essa seqüência de eventos é conhecida como El Nino (Jesus
Cristo), assim chamado devido a sua freqüência de aparecimento na época
do Natal.
?
O aumento das temperaturas superficiais na costa usualmente termina em
abril, mas em alguns anos quantidades grandes de água quente espalham-se
para o norte e para o sul ao longo da costa das Américas, e temperaturas
superficiais permanecem elevadas por mais de um ano. Anos em que
condições mais severas de El Niño ocorreram são vistas na Figura abaixo.
Durante o especialmente severo El Niño de 1982-83, a temperatura
superficial do oceano do Peru aumentou 7ºC acima do normal, e espécies
tropicais foram espalhadas tão ao norte como o golfo do Alaska.
Figura – Mudanças na temperatura superficial do mar 8ºS (Peru). Eventos de El Niño
acima de zero no eixo e eventos de La Niña abaixo de zero. Temperatura superficial
normal do mar é marcadamente em torno de zero. Note a falta de eventos La Niña
entre 1975 e 1987.
?
Um evento El Niño severo também causa deslocamento das células de
pressão atmosféricas e afeta os sistemas de tempo em larga escala. Sendo
apontado como causa de furacões, tempestades, enchentes severas, neves
persistentes, temperaturas altas extremas e precipitações intensas em
diversas áreas.
?
A causa exata do El Niño é ainda incerta, mas processos fixos têm sido
identificados com sua aparição.
?
Um destes processos está relacionado com alterações de pressões
transversalmente ao Pacífico.
?
Outro processo é o deslocamento para o sul da zona de convergência
intertropical (doldrums).
Figura – (a) Média anual de temperatura superficial do mar, (b) Durante um evento
de El Niño a superfície d’ água quente do oeste do Pacífico alarga-se e expande
através do Pacífico e também para o oceano Índico. (c) O El Niño cessa quando a
superfície de água quente dissipa e o calor é transportado para as altas latitudes.
La Niña
?
A temperatura superficial do Peru pode ficar abaixo do normal; e um evento
deste tipo é conhecido como La Niña (a menina) ou El Viejo (o velho).
Produzindo também efeitos meteorológicos em larga escala.
?
Os ventos alísios se fortalecem e as temperaturas das águas superficiais do
Pacífico tropical leste são mais frias, enquanto as do oeste são mais quentes
que o normal.
?
Isso ajuda a estabelecer condições secas sobre as áreas costeiras do Peru e
do Chile enquanto precipitação e enchentes aumentam na Índia, Burma e
Tailândia.
?
A alternação entre esses dois eventos tem sido regular para os últimos 100
anos, em 1880-1900 quando La Niña prevaleceu e 1975-1994, período de El
Niño.
?
Olhando cuidadosamente para a figura com a variação da temperatura
superficial ao longo dos anos, nota-se que 0ºC representa a média de longo
termo da temperatura da superfície do mar nos últimos 40 anos.
Maré meteorológica (storm surge, storm tide)
?
Maré meteorológica – são períodos de nível de água excessivamente alto na
costa associado com mudanças na pressão atmosférica e ação dos ventos na
superfície do mar. Combinado com condições normais de maré alta pode
causar desastres nas áreas baixas da linha da costa.
?
Tempestades intensas no mar, tais como furacões e tufões, estão centrados
ao redor de intensos sistemas de pressão baixa na atmosfera. Sob a área de
pressão baixa no centro da tempestade, a superfície do mar sobe formando
um domo, ou morro, enquanto a superfície é afundada longe do centro, onde
a pressão atmosférica é maior.
?
A mudança de pressão atmosférica entre o lado de fora do furacão e seu
centro pode produzir uma elevação de 90 cm. O vento superficial espiralando
para o centro da tempestade adiciona elevação domar sob o centro da
tempestade.
?
O elevado domo de água viaja atravessando o mar sob o centro da
tempestade e aumenta o nível da água no litoral quando a tempestade
alcança a costa. Durante a tempestade a arrastamento do vento na superfície
do mar empurra a superfície d’água na direção aproximada do vento.
?
No lado da tempestade onde os ventos estão voltados para a costa, a água
movendo-se em direção a costa é empilhada contra a costa, aumentando a
altura da superfície do mar e produzindo uma “tempestade de onda” (storm
surge).
?
A elevação de água continua a empilhar contra a costa, saturando a
inclinação da água até a te ndência da água de fluir para baixo e de volta para
o mar seja igual a da força do vento dirigindo a água para a terra.
?
Se a água ao longo da costa é profunda, parte da água movendo para a terra
submergirá e retornará em direção ao mar; decrescendo a altura da água
sendo dirigida para a costa.
?
Ao longo de uma costa rasa a camada de água movimentando-se para a terra
estende-se para o fundo do mar; existindo pouca submergência ou fluxo de
retorno para o mar, e a altura da água ao longo da costa é muito maior.
?
A tempestade de onda pode sustentar um nível de água alto por muitas horas
antes da tempestade de vento diminuir na área costeira.
?
Marés meteorológicas não podem ser previstas.
Oceanografia Física Descritiva
NOTAS DE AULA 8
Prof. Daniel Rigo
[email protected]
DHS – CT – UFES
2002/1
CORRENTES
INTRODUÇÃO
•
A Terra é circundada por dois grandes oceanos: um oceano de ar e um
oceano de água. Ambos estão em movimento constante, gerado pela energia
do sol e da gravidade da Terra. Seus movimentos são ligados; os ventos dão
energia para a superfície do mar e as correntes são o resultado.
•
As correntes carregam calor de um lugar para o outro, o padrão de
temperatura da superfície da Terra e modificando o ar acima. A interação
entre a atmosfera e o oceano é dinâmica; como um sistema dirige o outro, o
sistema dirigente atua para alterar as propriedades do sistema dirigido
•
Nesse capítulo nós exploraremos a formação das correntes superficiais dos
oceanos. Nós examinaremos ambas circulações, horizontais e verticais,
inspecionaremos a união desses movimentos de água, e consideraremos os
caminhos nos quais elas são ligadas com a interação geral entre a atmosfera
e o oceano.
Correntes superficiais e giros
•
Quando os ventos sopram em cima dos oceanos eles colocam a superfície da
água em movimento, dirigindo as correntes superficiais de larga–escala em
padrões aproximadamente constantes.
•
A densidade da água é cerca de 1000 vezes maior que a densidade do ar, e
uma vez em movimento, a massa de água movente é tão grande que sua
inércia a mantém fluindo.
•
As correntes fluem mais em resposta à circulação atmosférica média do que
às variações de tempo diárias e suas mudanças de pequena amplitude;
entretanto as maiores correntes mudam levemente em resposta a mudanças
sazonais de longo termo nos ventos.
•
As correntes são mais modificadas por: interação que ocorre entre as
correntes, zonas de convergência e divergência de água, e pelas massas de
terra.
•
Devido à fricção de ligação entre a água oceânica e a superfície da Terra ser
pequena, a água em movimento é defletida pelo efeito Coriolis da mesma
maneira que o ar é defletido. Mas porque a água move-se mais lentamente
que o ar, o tempo requerido para a água cobrir a mesma distancia que o ar é
muito maior.
•
Durante esse período de tempo mais longo, a Terra roda mais longe sob a
água que sob o vento.
•
Por isso, a água em movimento mais lento é defletida em um grau maior que
o ar sobre ela.
•
A camada superficial de água sob a ação do efeito Coriolis é defletida para a
direita da direção do vento no hemisfério norte e para a esquerda no
hemisfério sul.
•
No mar aberto, a deflexão da camada de água superficial é a 45º da direção
do vento, como mostra a Figura.
Figura – Uma corrente superficial gerada pelo vento move-se a 45º em relação a
direção do vento; esse ângulo é para a direita no hemisfério norte e para a esquerda
no hemisfério sul.
•
O efeito combinado de ação de ventos na superfície d’água, a deflexão da
água, e a forma e a distribuição das massas de terra criam o padrão de
grande escala das correntes superficiais geradas pelo vento em cada um
oceanos.
•
A descrição das correntes superficiais no mundo nos principais oceanos está
referenciada à Figura abaixo.
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No hemisfério norte a água sob os ventos de oeste é movimentada a
45º para a direita dos ventos de oeste, afastando-se do limite ou costa
oeste do oceano ao longo das latitudes 40º-50ºN até alcançar o limite
ou costa leste;
A água sob os ventos alísios de NE é movimentada a 45º para a
direita, afastando-se do limite leste do oceano ao longo das latitudes
10º-20ºN até ela alcançar o limite oeste do oceano;
Quando no hemisfério norte a água movida pelos ventos alísios de NE
acumula na fronteira com a terra no lado oeste do oceano, a água flui
para a direção norte para as latitudes dos ventos de oeste, e então na
direção leste atravessando o oceano;
A água acumulada na fronteira com a terra no lado leste do oceano
norte flui na direção sul para a região a partir da qual a água move-se
na direção oeste sob os ventos alísios de NE;
Nos oceanos do hemisfério sul correntes leste-oeste são defletidas 45º
para a esquerda dos ventos alísios de SE e dos ventos de oeste.
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-
A água acumulada no leste de um oceano do hemisfério sul move-se
para norte, e a água acumulada no lado oeste move-se para o sul;
Em cada hemisfério isso produz fluxo contínuo e uma série de
correntes superficiais interconectadas movendo-se em um padrão
circular centrado na latitude 30º;
A rotação é horária no hemisfério norte e anti-horária no hemisfério sul;
Esse sistema des correntes de movimento circular são conhecidos
como giros.
Nas latitudes mais ao sul não existe terra entre os oceanos Atlântico,
Pacífico e Indico; ali as correntes superficiais dirigidas pelos ventos de
oeste continuam ao redor da terra em um fluxo circular ao redor da
Antártica.
Figura – Transporte gerado pelo vento e correntes superficiais resultantes em um
oceano com fronteiras de terra ao leste e ao oeste. As correntes dos grandes giros
oceânicos que rodam horário no hemisfério norte e anti-horário no hemisfério sul.
A ESPIRAL DE EKMAN E O TRANSPORTE DE EKMAN
•
A água superficial dirigida pelo vento coloca a água imediatamente abaixo em
movimento.
•
Mas devido à baixa fricção na água, essa próxima camada mais profunda
move-se mais lentamente que a camada superficial e é defletida para a direita
(hemisfério norte) e para a esquerda (hemisfério sul) da direção da camada
superficial.
•
O mesmo é verdadeiro para a próxima camada abaixo e a seguinte.
•
O resultado é uma espiral na qual cada camada mais profunda move-se mais
lentamente com um ângulo maior de deflexão que a camada acima.
•
Essa espiral de corrente é chamada de espiral de Ekman.
•
A espiral estende-se para uma profundidade de aproximadamente 100 a
150m, onde a corrente já muito reduzida será movida exatamente na direção
oposta da direção da superfície.
•
Sobre a profundidade da espiral, o fluxo médio de toda a água colocada em
movimento pelo vento, ou o fluxo líquido (Transporte de Ekman), move-se a
90º para a direita ou para a esquerda do vento superficial, dependendo do
hemisfério no qual o movimento acontece, Figura. Essa relação contrasta com
a superfície da água, que se move a 45º em relação à direção do vento.
Figura - Espiral de Ekman
FLUXO GEOSTRÓFICO
•
Se o transporte de Ekman é aplicado para oceanos com fronteiras de terra ao
leste e ao oeste, uma parte da água superficial dirigida pelo vento é defletida
para o centro de cada grande giro de corrente circular.
•
Um “morro” convergente de água superficial é elevado mais que 1m acima do
nível de equilíbrio do mar e isso abate a água mais densa debaixo.
•
A inclinação da superfície do morro aumenta enquanto a água move-se para
dentro, até a força da gravidade dirigir a água morro abaixo e para fora do
centro do giro, igualando o efeito de Coriolis atuando para defletir a água em
movimento para dentro do morro central aumentado.
•
Neste ponto de balanço fluxo geostrófico acontece, e não há mais aumento
da deflexão do movimento da água. Em vez disso as correntes fluem
suavemente ao redor do giro, paralelo aos contornos de elevação (Figura)
•
Em outras palavras, se a força de Coriolis for equilibrada pela força do
gradiente horizontal de pressão, diz-se que a corrente está em equilíbrio
geostrófico e é denominada corrente geostrófica.
Figura - Fluxo geostrófico (V) existe ao redor do giro quando Fc, a força de deflexão
para dentro devido ao efeito Coriolis, é balanceada por Fg, a força gravitacional para
fora. (Hemisfério norte)
•
Usando a distribuição da densidade da água subsuperficial pra descrever a
extensão da depressão da água mais profunda, oceanógrafos são capazes
de calcular a elevação e inclinação da superfície do mar e então calcular a
velocidade, volume transportado e profundidade das correntes presentes no
fluxo geostrófico ao redor do monte.
Gradientes de pressão no oceano
Os gradientes horizontais de pressão resultam das variações laterais de pressão. A
pressão nos oceanos é afetada até certo ponto pelo próprio movimento da água.
Contudo, como as correntes oceânicas são relativamente lentas, principalmente na
direção vertical, para a maioria das aplicações a pressão ao longo da profundidade
pode ser considerada hidrostática, isto é, a pressão resultante da coluna d’água que
se encontra acima de determinada profundidade, a qual assume-se como estática.
Pressão hidrostática
A pressão hidrostática em qualquer profundidade, z, no oceano é simplesmente o
peso da coluna d’água por unidade de área:
pressão hidrostática na profundidade z = p = (massa de água) x g / área
onde g é a aceleração da gravidade. Se a densidade (massa específica) da água do
mar é ρ (m=ρ.V), pode-se escrever que
p = (volume de água) x ρ x g / área
que para pressão hidrostática por unidade de área é simplesmente:
p= ρ gz
Como o eixo z tem sua origem no nível do mar e é positivo para cima e negativo
para baixo, costuma-se escrever:
p=-ρ gz
Como no oceano real a massa específica (“densidade”) varia com a profundidade,
uma coluna de água pode ser vista como sendo formada por uma infinidade de
camadas, cada uma das quais com uma espessura infinitesimal dz. Assim, cada
uma destas camadas contribui com uma pressão infinitesimal dp para a pressão
hidrostática total na profundidade z. Neste caso,
dp = - ρ g dz
onde a pressão total em uma profundidade z é dada pela soma de dp’s. Mas se a
densidade for suposta independente da profundidade, ou se adotarmos um valor
médio para ρ, a pressão hidrostática em qualquer profundidade pode ser calculada
de acordo com as equações anteriores.
Gradientes horizontais de pressão
Por simplicidade, vamos considerar inicialmente uma situação altamente irreal, onde
a água de uma bacia oceânica apresenta densidade constante ρ , e que a inclinação
da superfície ao longo da mesma é mantida sem que seja formada qualquer
corrente. Tomando a Figura 1 a seguir como modelo, podemos dizer que a pressão
hidrostática no fundo da coluna A é dada pela seguinte equação:
p A = ρgz
Na coluna B, onde o nível d’água é maior, com uma diferença ∆z,
p B = ρg ( z + ∆z )
Figura.1 - Diagrama esquemático mostrando como uma inclinação da superfície livre
resulta num gradiente horizontal de pressão
Logo, a pressão em B é maior que em A por uma pequena diferença, que vamos
chamar ∆p. Assim:
∆p = p B − p A = ρg ( z + ∆z ) − ρgz = ρg∆z
Se A e B estão separada por uma distância ∆x, o gradiente de pressão horizontal
entre elas é dado por:
∆p
∆z
∆z
como:
= tan θ ;
= ρg
∆x
∆x
∆x
então
∆p
= ρg tan θ
∆x
Se assumirmos que ∆x e ∆p são extremamente pequenos, podemos chamá-los dp e
dx, onde dp é o incremento da pressão para uma dada distância horizontal dx.
Assim a última equação poderia ser escrita como segue:
dp
= ρg tan θ
dx
que é a taxa de variação de pressão, ou força do gradiente horizontal de pressão na
direção x por unidade de volume de água do mar.
Se a densidade do oceano for homogênea, o gradiente de pressão horizontal de B
para A é sempre o mesmo, independente da profundidade das colunas A e B, este
só depende de ∆z. Se não houver outras forças horizontais, todo o oceano deverá
ser uniformemente acelerado do lado de alta pressão para o de baixa pressão.
Condições barotrópicas e baroclínicas
Para um oceano homogêneo, sem estratificação de densidade (como apresentado
no item anterior), o gradiente horizontal de pressão é função apenas da inclinação
da superfície livre (tan θ). Neste caso, as superfícies isobáricas são paralelas à
superfície livre.
Em situações reais onde as águas oceânicas são bem misturadas e portanto quase
homogêneas, a densidade cresce com o aumento da profundidade devido à
compressão causada pelo peso da coluna d’água. Como resultado, as superfícies
isobáricas são paralelas não apenas à superfície livre como às superfícies
isopicnais. Nestes casos diz-se que as condições são barotrópicas.
Como vimos, a pressão hidrostática em qualquer profundidade do oceano é
determinada pelo peso da água existente acima deste nível. Em condições
barotrópicas, a variação de pressão sobre uma superfície horizontal, numa
determinada profundidade, é determinada apenas pela inclinação da superfície,
sendo este o motivo pelo qual as superfícies isobáricas são paralelas à superfície
livre. Contudo, qualquer variação da densidade da água também vai alterar o peso
da coluna d’água, e conseqüentemente a pressão na superfície horizontal numa
dada profundidade.
Assim, em situações onde ocorrem variações laterais de densidade, as superfícies
isobáricas não são paralelas à superfície livre. Neste caso as superfícies isobáricas
e as superfícies isopicnais se interceptam: esta condição é denominada baroclínica.
As condições barotrópica e baroclínica são ilustradas na Figura 2.
As correntes geostróficas, onde há o balanço entre a força de Coriolis e a força do
gradiente horizontal de pressão, podem ocorrer tanto em condições barotrópicas
como baroclínicas.
Figura.2 -- Relação entre as isóbaras e isopicnais em condições barotrópicas e
baroclínicas.
Figura.3 - a) inclinação da superfície livre, no H.S, resultando numa força do
gradiente horizontal de pressão em direção ao oeste.; b) forças atuantes sobre uma
partícula de água em movimento no H.S. até atingir a situação de equilíbrio.
Vimos anteriormente, que para um oceano hipotético, onde a força do gradiente de
pressão era a única força atuante, o movimento deveria ocorrer na direção do
gradiente horizontal de pressão. Mas no oceano real, assim que a água entra em
movimento na direção do gradiente horizontal de pressão, fica sujeita à força de
Coriolis.
Vamos imaginar uma região oceânica no hemisfério sul, onde há um empilhamento
de água na porção leste (inclinação da superfície- Figura 3 (a)), ou seja, a força do
gradiente de pressão aponta em direção ao oeste. A água escoando para oeste
começa imediatamente a sofrer um desvio para o sul devido ao efeito da força de
Coriolis (Figura 3 (b)). Eventualmente, pode ser atingida uma situação de equilíbrio
onde a corrente flui para o sul e a força de Coriolis atua para leste,
contrabalançando a força do gradiente de pressão para oeste.
Assim, podemos dizer que numa corrente geostrófica, a água ao invés de se mover
na direção do gradiente de pressão move-se fazendo um ângulo reto com o mesmo.
Fluidos em movimento tendem ao estado de equilíbrio, portanto os escoamentos no
oceano são sempre geostróficos ou quase. O mesmo é valido para a atmosfera,
ventos geostróficos são reconhecidos em mapas do tempo (cartas sinóticas) pelo
fato das “setas” de direção do vento serem paralelas às isóbaras.
Até aqui, consideramos apenas as forças atuantes no plano horizontal. A Figura
apresenta um diagrama das forças que atuam sobre uma parcela de água m, em
uma região oceânica onde as superfícies isobáricas formam um angulo θ com a
horizontal.
Quando o equilíbrio é alcançado, isto é, a corrente é estacionária e não é acelerada,
as forças que atuam tanto na direção horizontal como na vertical devem estar em
balanço. Neste caso a força do gradiente horizontal de pressão sobre uma parcela
de água m é dada por: mg tan θ . Sabemos também que a força de Coriolis atuando
sobre uma partícula que se desloca com velocidade u é mfu, onde f = fator de
Coriolis = 2 Ω sen Φ ; Ω = velocidade angular da Terra e Φ = latitude.
Figura 4 - Diagrama ilustrativo do equilíbrio dinâmico expresso pela equação
gradiente.
Em condições de equilíbrio geostrófico, a força do gradiente horizontal de pressão e
a força de Coriolis estão em equilíbrio, e pode-se escrever:
mg tan θ = mfu
ou
fu
tan θ =
g
Esta equação é conhecida como equação gradiente, e em escoamentos
geostróficos é verdadeira para qualquer superfície isobárica.
Através da equação gradiente, observamos que a velocidade geostrófica é
proporcional a tan θ , e portanto, quanto maior a inclinação das isóbaras, maior a
intensidade da corrente geostrófica. Em condições barotrópicas, onde as isóbaras
acompanham a inclinação da superfície livre, a velocidade geostrófica é constante
com a profundidade. Já em condições baroclínicas, onde a inclinação das isóbaras
varia com a profundidade, é de se esperar que a velocidade da corrente geostrófica
varie com a profundidade, atingindo valor igual a zero quando as isóbaras se tornam
horizontais (tan θ = 0).
A Figura 5 resume as diferenças entre as condições barotrópicas e baroclínicas,
ilustrando como a distribuição de densidade afeta a inclinação das isóbaras, e como
estas por sua vez afetam a variação da velocidade geostrófica com a profundidade.
Vale notar que tanto a força de Coriolis como a do gradiente horizontal de pressão
são extremamente pequenas: em geral apresentam valores inferiores a 10-4 Nkg-1,
sendo várias ordens de grandeza inferiores às forças que atuam na vertical.
Contudo, na maior parte do oceano, as forças de Coriolis e do gradiente horizontal
de pressão são as maiores forças que atuam na direção horizontal.
Nos oceanos, condições barotrópicas são em geral encontradas nas
seguintes situações:
• em camadas bem misturadas do oceano (porção superior);
• em águas costeiras rasas, particularmente quando são bem misturadas
pelas correntes de maré;
• em oceano profundo, abaixo da termoclina permanente, onde a densidade
e a pressão são em geral apenas função da profundidade, e portanto as
isopicnais e isóbaras são paralelas.
Para haver equilíbrio geostrófico exato, o escoamento deve ser estacionário, e o
gradiente de pressão e a força de Coriolis devem ser as únicas forças atuantes além
da atração gravitacional.
No oceano real, outros fenômenos podem ser significativos; pode haver por exemplo
fricção entre correntes adjacentes, ou junto à costa, ou junto ao assoalho oceânico.
Além destes fatores, podem existir acelerações locais e flutuações tanto horizontais
como verticais, resultantes provavelmente de ondas internas. De qualquer maneira,
a maioria das correntes oceânicas, incluindo os principais sistemas de correntes
superficiais (ex: corrente do Golfo, Circumpolar Antártica, correntes Equatoriais) são
numa primeira aproximação correntes geostróficas.
É importante chamar atenção para o fato de que as inclinações da superfície livre,
apresentadas nos diagramas estão exageradas. Os declives associados à superfície
oceânica são irregularidades topográficas ‘rasas’ e amplas.
Estas “irregularidades topográficas” são causadas pelos ventos dominantes ao
empilhar água junto à costa, ou por variação da pressão atmosférica adjacente à
superfície do mar, ou por variações laterais de densidade resultante de diferentes
características de temperatura e salinidade (neste caso condições baroclínicas), ou
ainda pela combinação destes fatores. Os declives têm gradientes de cerca de 1:105
até 1:108, sendo portanto extremamente difíceis de detectar.
Em condições baroclínicas, as isopicnais podem apresentar declives centenas de
vezes maiores, os quais podem ser determinados com maior facilidade.
Figura.4 – a) escoamento barotrópico b) escoamento baroclínico
Determinação da velocidade de correntes geostrófica
Em escoamentos geostróficos, a inclinação da superfície livre, das isóbaras e das
isopicnais estão todas relacionadas com a velocidade da corrente. Assim, medidas
dessas inclinações podem ser usadas para determinar a velocidade da corrente.
(Como vocês acham que se pode estimar a velocidade da corrente em
condições barotrópicas?)
Teoricamente, se a inclinação da superfície puder ser medida (θ), a velocidade pode
ser determinada usando a equação gradiente. Na prática, só é conveniente fazer isto
para escoamentos em canais, onde o nível do mar pode ser obtido os dois lados
utilizando-se marégrafos. Medir a inclinação em oceano aberto pode ser
extremamente difícil, se não for impossível, através dos métodos oceanográficos
tradicionais.
Na verdade é a distribuição de densidade, refletida pela inclinação das isopicnais,
que é usada na determinação da corrente geostrófica. A densidade (massa
específica) é função da temperatura, da salinidade e da pressão.
Os parâmetros S e T são medidos rotineiramente, além de serem obtidos facilmente
com a precisão necessária; no entanto, a determinação de p com a precisão
necessária não é simples. Assim, p é determinado a partir da equação hidrostática,
uma vez que a distribuição de densidade com a profundidade já foi obtida.
Mesmo assim, não podemos determinar o ângulo θ absoluto. A razão para isto é que
as medições são realizadas a partir de uma embarcação sobre a superfície do mar,
e não sabemos se a superfície está inclinada ou não (estas inclinações são bastante
suaves, difíceis de detectar, mesmo desprezando as ondas). Assim, tudo o que
podemos fazer, a partir do campo de densidade, é deduzir apenas velocidades
relativas de corrente, entre uma profundidade e outra.
Em situação barotrópica, uma vez conhecido o ângulo (θ), basta utilizarmos a
equação gradiente:
u=
g
tan θ
f
onde u é constante para toda a coluna d’água, no caso barotrópico.
As correntes geradas em condições barotrópicas são muitas vezes denominadas
‘correntes de declive’ (slope currents) e são sempre muito pequenas para serem
medidas diretamente.
Medir o campo de densidade é vantajoso, quando em condições baroclínicas, uma
vez que as isopicnais apresentam inclinações centenas de vezes maiores que a da
superfície livre. Não devemos perder de vista, o fato de que é na inclinação das
isóbaras que estamos interessados, já que são elas que controlam o gradiente
horizontal de pressão. A determinação das isopicnais é apenas um meio de chegar
as isóbaras.
Por outro lado correntes geostróficas geradas em condições baroclínicas variam
com a profundidade. Infelizmente, como já foi mencionado, só podemos obter
velocidades relativas entre superfícies isobáricas. Porém, se conhecermos a
inclinação das isóbaras ou a velocidade da corrente em algum nível, podemos a
partir do campo de densidade calcular o quanto maior (ou menor) é a inclinação
isobárica e conseqüentemente a velocidade da corrente geostrófica em outras
profundidades. Por conveniência, é comum assumirmos que em algum nível
profundo (nível de referência), as isóbaras são horizontais e a velocidade geostrófica
é nula. Neste caso, velocidades de corrente relativas a este nível de referência,
podem ser assumidas como velocidades absolutas. Vamos considerar aqui a
existência deste nível de referência.
A Figura 6 apresenta uma seção transversal perpendicular à corrente geostrófica,
onde A e B são estações oceanográficas afastadas por uma distância L. Em cada
uma das estações são medidas T e S em várias profundidades. Se desejarmos
conhecer a velocidade geostrófica na profundidade z1, é necessário saber como a
pressão varia com a profundidade em cada estação, a fim de calcular a inclinação
das isóbaras na profundidade z1. Só assim poderemos aplicar a equação gradiente
para obter u.
Figura.5 –
(a) Condição barotrópica – a
inclinação das isóbaras é tan θ
em todas as profundidades; a
velocidade
da
corrente
geostrófica u é portanto (g/f) tan θ
em todas as profundidades.
(b) Condição baroclínica – a
inclinação das isóbaras varia com
a profundidade; na prof z1 a
isóbara
correspondente
à
pressão p1 tem declividade =
tanθ1. Na profundidade z0 (nível
de
referência),
a
isóbara
correspondente a pressão po é
assumida como horizontal.
Vamos supor que nesta região oceânica o nível de referência selecionado está na
profundidade z0. A partir das medições de temperatura e salinidade realizadas nas
estações A e B, observou-se que a densidade média da coluna d’água entre as
profundidades z1 e z0 é maior na estação A que na estação B, isto é, ρA>ρB. A
distância entre as isóbaras p1 e p2 tem portanto que ser maior na estação B do que
na estação A, já que a pressão hidrostática é dada por ρgh, onde h é a altura da
coluna d’água. Logo, a isóbara p1 apresenta-se inclinada, subindo no sentido de A
para B, e formando um ângulo θ com a horizontal.
Expressando θ em termos de distância, de acordo com a Figura 6:
tan θ =
hB − h A
L
Substituindo na equação gradiente
u=
g  hB − h A 


f 
L 
A diferença na pressão hidrostática entre as isóbaras p1 e p0 é a mesma tanto em A
como em B, logo
ρ A gh A = ρ B ghB
e
ρ
h A = hB B
ρA
Substituindo hA na equação anterior, tem-se:
ρB 

 hB − h B

ρA 
g
u=

f 
L




ou
u=
ρ 
ghB 
1 − B 
fL  ρ A 
Agora temos uma equação que permite-nos obter a velocidade da corrente
geostrófica u a partir do campo da distribuição de densidade, esta equação é
conhecida como ‘equação geostrófica’.
Até pouco tempo atrás, os oceanógrafos calculavam a distribuição de densidade
através de medidas de temperatura, salinidade e profundidade, utilizando tábuas
padrão. Embora atualmente estes parâmetros sejam medidos eletronicamente e os
cálculos necessários realizados por computador; é muito importante atentar para as
limitações do método geostrófico bem como para as aproximações assumidas.
Primeiro aspecto a ser notado, é que a corrente geostrófica foi calculada assumindo
que esta escoa formando um ângulo reto com a seção A-B. Na verdade, não há
como garantir que é este o caso. Se a direção da corrente faz um ângulo com a
seção a equação geostrófica gera apenas um valor para a componente do
escoamento na direção normal a seção. As velocidades geostróficas calculadas
serão portanto subestimadas. Tomando um exemplo extremo, onde o escoamento
médio em uma dada região é para nordeste e a seção amostrada (distribuição de
densidade conhecida) é de sudoeste para nordeste, a velocidade geostrófica
calculada será apenas uma pequena porção da velocidade geostrófica para
nordeste. Para contornar este problema, uma segunda seção perpendicular a
primeira deveria ser feita, assim seria possível calcular a corrente total a partir das
duas componentes obtidas. Na prática, a corrente geostrófica numa dada região
pode ser determinada desta forma usando dados de uma malha de estações.
Uma segunda limitação importante deste método é o fato de só poder ser usado
para obter velocidades relativas. Se fossem realizadas medições de corrente, e na
profundidade assumida como nível de referência (u=0), fossem obtidos valores de
corrente por exemplo de 0,05m/s, esta quantidade poderia ser somada à velocidade
de todos os níveis.
Uma aproximação é fazer com que qualquer corrente que persista abaixo do nível
escolhido como de referência, seja considerada como a porção ‘barotrópica’ do
escoamento. Já vimos que no oceano profundo, abaixo da termoclina permanente, a
densidade e a pressão em geral variam apenas em função da profundidade, logo,
mesmo que não sejam horizontais, as isóbaras e isopicnais são paralelas (situação
barotrópica).
Seria possível que a parte barotrópica do escoamento aparecesse nos
cálculos, como nos cálculos do exercício que fizemos?
Res: Não. A velocidade geostrófica obtida usando a equação geostrófica é
resultante das variações laterais de densidade. O efeito de qualquer gradiente
horizontal de pressão que permaneça constante com a profundidade não está
incluído nesta formulação. Na verdade, o ‘escoamento barotrópico’ resultante da
inclinação da superfície causada pela ação do vento, e o ‘escoamento baroclínico’
associado às variações laterais de densidade, podem não ser facilmente separados
um do outro como sugere a figura a seguir.
Figura.6 - a) exemplo de perfil de velocidade geostrófica calculado, assumindo que o
gradiente horizontal de pressão e a velocidade da corrente geostrófica é zero em
1000m de profundidade (nível de ref.). b) perfil de velocidade geostrófica dado um
valor medido de velocidade = 0,05 m/s em 1000m. A velocidade geostrófica passa a
ser uma combinação das componentes barotrópica e baroclínica.
Outro aspecto que deve ser considerado, é que a equação geostrófica fornece uma
informação ‘promédia’ do escoamento entre as duas estações (que pode ser de
dezenas de quilômetros) não dando informações detalhadas do escoamento. No
entanto, se estivermos interessados apenas nas condições médias, de larga escala,
é uma boa aproximação.
Vimos que a distribuição de densidade com a profundidade pode ser usada para
determinar o perfil de velocidade geostrófica com a profundidade. Sabemos que
tanto a densidade como a velocidade de corrente variam continuamente com a
profundidade, mas para alguns fins é conveniente pensar no oceano como sendo
constituído por uma série de camadas homogêneas, cada uma das quais com uma
velocidade e uma densidade constante.
Efeito da pressão atmosférica no cálculo da velocidade geostrófica
Com o propósito de realizar cálculos geostróficos, é comum converter-se
profundidade e pressão hidrostática utilizando a seguinte aproximação:
pressão ≈ 104 x profundidade
onde a pressão é dada em N/m2 e a profundidade em metros.
Uma possível fonte de erro nos cálculos geostróficos é o fato de não consideramos o
efeito da pressão atmosférica. Uma seção oceanográfica pode ter extensão da
ordem de 100 km, estando portanto sujeita à variação da pressão atmosférica entre
as duas estações oceanográficas.
O efeito da pressão atmosférica não está incluído na equação geostrófica já que na
dedução da mesma foi utilizada a aproximação hidrostática, que considera apenas a
pressão resultante do peso da coluna d’água. Mas as variações laterais de pressão
atmosférica podem contribuir para a inclinação da superfície e portanto para as
inclinações das isóbaras. Sendo assim é importante ter uma noção sobre quais
variações de pressão atmosférica podem afetar a inclinação das isóbaras. Sabendo
que a pressão resultante de uma atmosférica padrão é de 1 bar ou 105 Nm-2,
pergunta-se: Qual a altura (profundidade) da coluna d’água necessária para se obter
a mesma pressão?
Se uma atmosfera padrão é equivalente a dez metros de água, uma diferença de
pressão atmosférica de poucos milibares (variação esperada para distâncias da
ordem de 100 km) deverá ser equivalente a poucos centímetros de água. Assim, a
pressão atmosférica contribui com cerca de 1 a 10% do gradiente de pressão
horizontal total.
A corrente geostrófica resultante de variações da pressão atmosférica não varia com
a profundidade, já que é uma ‘corrente de declive’, e portanto deveria ser somada na
componente ‘barotrópica’ do escoamento. Como os efeitos das variações na
pressão atmosférica não podem ser completamente ignorados, teoricamente podem
ser corrigidos com certa facilidade. Porém, os sistemas frontais podem viajar
centenas de quilômetros em um único dia, e as diferenças na pressão atmosférica
entre duas estações podem variar durante o período em que as medições estão
sendo realizadas. Na prática, o efeito da pressão atmosférica no escoamento da
corrente geostrófica é difícil de ser considerado e em muitos casos é considerado
suficientemente pequeno para ser desprezado.
Topografia dinâmica
A parte superior da crosta terrestre não é nivelada nem apresenta densidade
uniforme, assim uma superfície sobre a qual a energia potencial gravitacional é
constante não é lisa, mas apresenta uma topografia com elevações e depressões
(com escalas horizontais de dezenas a milhares de quilômetros e com desníveis de
até 200 metros). Se não existissem correntes, a superfície livre coincidiria com uma
superfície equipotencial. A superfície equipotencial que coincide com a superfície
livre de um oceano sem movimento, é conhecida como geóide marinho.
No contexto de escoamentos geostróficos, um importante aspecto da superfície
‘horizontal’ ou equipotencial, é que a energia de uma parcela de água que se
desloca sobre esta superfície permanece constante. Se uma parcela de água se
desloca de uma superfície equipotencial para outra, ela ganha ou perde energia
potencial, e a quantidade de energia ganha ou perdida depende da distância vertical
percorrida e do valor de g no local.
Vamos imaginar uma situação na qual, um vento estacionário sopra por tempo
suficientemente longo para que as superfícies isobáricas e isopicnais se ajustem
atingindo o equilíbrio geostrófico. Se a velocidade do vento aumentar até um novo
valor estacionário, mais energia será fornecida para a camada superior do oceano e
conseqüentemente a inclinação das isóbaras aumenta e as correntes também. Ou
seja, o oceano ganha energia potencial e cinética.
Devido a esta relação entre energia potencial e declividade das isóbaras, distâncias
entre superfícies isobáricas são tratadas em termos de ‘altura dinâmica’, isto é,
distâncias verticais são quantificadas em termos de variação de energia potencial
em lugar de distância simplesmente. A unidade de medida é conhecida como ‘metro
dinâmico’ por ser muito próxima do metro geométrico. O quanto o metro dinâmico e
o metro geométrico estão próximos depende da aceleração da gravidade local. Se g
for 9,8 m/s2, 1 metro dinâmico é equivalente a 1,02 metros geométricos.
Devido a forma como os cálculos geostróficos são feitos, as alturas dinâmicas são
sempre relativas a uma profundidade ou pressão, onde a superfície isobárica é
horizontal. É possível determinar a topografia dinâmica de qualquer superfície
isobárica em relação a outra. A Figura mostra a topografia dinâmica da superfície
relativa à isóbara de 1500 dbar, para todo o oceano.
Observando a figura a seguir deduz-se que como a corrente geostrófica escoa
perpendicularmente ao gradiente de pressão, esta vai portanto escoar ao longo dos
contornos de altura dinâmica. Quanto maior a velocidade da corrente geostrófica,
maior o declive das isóbaras, e por analogia, quanto mais próximas as linhas de
altura dinâmica maior a corrente geostrófica.
Figura - Topografia dinâmica da superfície relativa a 1500 dbar.
A Figura acima é um mapa topográfico da superfície média da superfície dos
oceanos obtido por altimetria de satélite. Esta superfície média é uma aproximação
muito próxima do geóide marinho, porque mesmo em regiões onde há correntes
fortes e relativamente permanentes (Corrente do Golfo, Corrente Antártica
Circumpolar), a contribuição das correntes para a topografia é cerca de apenas um
centésimo daquela resultante de variações da crosta terrestre sólida abaixo. Assim a
superfície topográfica da Figura pode ser referenciada como a superfície “horizontal”
e os desvios desta são mostrados pela superfície topográfica da figura anterior.
SUBSIDÊNCIA (downwelling) e RESSURGÊNCIA (upwelling) VENTO
Figura - Efeito de vento ciclônico no Hemisfério Norte (a) nas águas superficiais, (b)
na forma da superfície do mar e da termoclina. (c) e (d) mostram os efeitos de um
vento anticiclônico no Hemisfério Norte.
Figura - Diagrama esquemático mostrando a circulação de Langmuir no oceano
superior. A distância entre as faixas superficiais pode ser de até centenas de metros,
mas é usualmente de algumas dezenas de metros.
Oceanografia Física Descritiva
NOTAS DE AULA 9
Prof. Daniel Rigo
[email protected]
DHS – CT – UFES
2002/1
Corrente oceânicas
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As correntes que integram o sistema de grandes giros oceânicos e outras
correntes principais têm sido nomeadas e descritas baseadas em suas
posições médias.
-
Correntes do oceano Pacífico
Correntes do oceano Atlântico
Correntes do oceano Índico
Correntes do oceano Ártico
Serão descritas em material a ser fornecido separadamente.
VELOCIDADE DAS CORRENTES
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Correntes superficiais no oceano aberto geradas por vento movem-se em
velocidades em torno de um centésimo da velocidade do vento medida a 10m
acima da superfície do mar.
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A água move-se com velocidades entre 0,1 e 0,5 m/s. A velocidade da
corrente da Florida pode exceder 1,5 m/s.
?
As correntes oceânicas principais transportam volumes muito grandes de
água. Por exemplo, a corrente do Golfo transporta para o nordeste cerca de
55x106 m3 /s; esta vazão é mais que 500 vezes o fluxo do rio Amazonas.
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O fluxo é distribuído sobre a largura e a profundidade da corrente. Quando a
corrente expande sua área transversal, a velocidade diminui; quando
decresce sua área transversal a velocidade aumenta.
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A velocidade do fluxo então não é sempre diretamente relacionada com a
velocidade do vento, mas pode ser afetada pela profundidade e largura da
corrente como determinada pelas barreiras de terra, pela presença de outras
correntes ou pela rotação da Terra.
INTENSIFICAÇÃO OESTE
?
No Atlântico Norte e no Pacífico Norte as correntes fluindo no lado oeste de
cada oceano tendem a ser mais fortes e estreitas na seção transversal que as
correntes do lado leste. Esse fenômeno é conhecido como intensificação
oeste das correntes.
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A corrente do Golfo e a corrente de Kuroshio são mais rápidas e estreitas que
as correntes do Canadá e da Califórnia, embora ambas correntes do leste e
oeste transportem a aproximadamente a mesma quantidade de água a fim de
preservar a continuidade do fluxo.
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A intensificação do oeste das correntes viajando das latitudes baixas para as
altas está relacionada com:
(1) Aumento do efeito Coriolis com a latitude,
(2) Mudança na direção e na força do campo de ventos leste-oeste
(ventos alísios e do oeste) com a latitude,
(3) A fricção entre as massas de terra e as correntes de água
oceânicas.
?
Esses fatores causam uma compressão da corrente para o lado oeste do
oceano, onde a água é movimentada de latitudes mais baixas para as mais
altas.
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Essa compressão requer que a velocidade da corrente aumente para
transportar a quantidade de água que circula sobre o giro.
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No lado leste do giro, onde as correntes são movimentadas das latitudes mais
altas para as mais baixas, as correntes são estendidas na direção leste-oeste.
Aqui a velocidade da corrente é reduzida, mas continua transportando o
volume requerido da água.
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Movendo-se velozmente, as correntes da fronteira oeste movem a água
superficial quente equatorial para latitudes mais altas. Ambas correntes do
Golfo e Kuroshio trazem calor das latitudes equatoriais para moderar o clima
do Japão e norte da Ásia (no caso de Kuroshio) e as ilhas Britânicas e norte
da Europa (no caso da corrente do Golfo, via correntes do Atlântico Norte e
Norueguesa).
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A intensificação do oeste é obscurecida no sul do Pacífico e sul do Atlântico,
porque ambas África e América do sul defletem porções das correntes dos
ventos de oeste e criam correntes fortes no lado leste desses oceanos. A
deflexão da água da corrente Equatorial Sul do Atlântico para o hemisfério
norte e o fluxo da água do Pacífico para o oceano Índico através as ilhas da
Indonésia também ajudam a prevenir o desenvolvimento de correntes fluindo
fortemente no lado oeste dos oceanos do hemisfério sul.
VÓRTICES
?
Quando uma corrente estreita e rápida move-se através de água mais lenta, a
força de seu fluxo desloca a água mais lenta e captura água adicional. A
corrente oscila e desenvolve ondas ao longo de sua fronteira que são
conhecidas como meandros.
?
Esses meandros quebram para formar os vórtices, ou porções de água
movendo com trajetória circular.
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Os vórtices levam com eles energia do movimento do fluxo principal e
gradualmente dissipam essa energia através de fricção.
Figura – A fronteira oeste da corrente do Golfo é definida por mudanças profundas
na direção e velocidade de corrente. Meandros são formados na fronteira depois que
a corrente do Golfo deixa a costa dos E.U.A em Cape Hatteras. A amplitude dos
meandros aumento enquanto eles movem-se corrente abaixo (a e b). Eventualmente
o fluxo de corrente pinça o meandro (c). A corrente refaz-se na fronteira, e isola as
células em rotação de água quente (w) desviando para dentro da água fria,
enquanto células de água fria (c) são levadas através da corrente do Golfo para
dentro da água quente (d).
Figura – Uma imagem de satélite da superfície do mar revela os vórtices quentes
(laranja e amarelo) e frios (verde e azul) que espiralam na corrente do Golfo. (áreas
mais avermelhadas e azuis no topo da figura são águas mais frias). Esses vórtices
podem mexer a coluna d’água para baixo até o fundo, trazendo uma “tempestade”
de sedimentos.
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Vórtices grandes e pequenos gerados por fluxos horizontais ou correntes
existem em todas as partes do oceano; esses vórtices são de vários
tamanhos, variando em tamanho de 10 a muitas centenas de quilômetros no
diâmetro.
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Cada vórtice contem água com propriedades químicas e físicas específicas e
mantem sua identidade e inércia de rotação enquanto vagueiam através do
oceano. Os vórtices podem aparecer na superfície ou ser embutido nas águas
em qualquer profundidade.
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Os vórtices giram na direção horária e na anti-horária.
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Os vórtices giram no oceano até gradualmente dissiparem devido a fricção do
fluido, perdendo sua identidade química e térmica e sua energia de
movimento.
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Testando as propriedades da água dos vórtices, oceanógrafos são capazes
de determinar o lugar de origem do vórtice. Pesquisadores estimam que
alguns desses vórtices têm muitos anos.
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Para entender o papel dos vórtices na mistura dos oceanos precisamos de
mais dados e conhecimento de seu tamanho e posição. Satélites são
importantes instrumentos para a determinação dos vórtices superficiais
porque eles podem precisamente medir temperatura, aumento da elevação e
reflexão da luz da superfície da água. Figura
Figura – A luz do sol refletida no Mediterrâneo revela vórtices espirais; seus efeitos
no clima estão sendo monitorados.
?
Vórtices profundos são monitorados pelo uso de equipamentos projetados
para flutuar em uma densidade igual a da camada próxima ao fundo do
oceano. Os instrumentos são capturados nos vórtices, movimentando-se com
eles e enviando sinais acústicos que são monitorados através do canal sofar.
Convergência e divergência
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Água submergindo afunda até ela alcançar um nível no qual ela é mais densa
que a água acima, mas menos densa que a água abaixo.
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Na superfície, água move -se horizontalmente para dentro da região onde o
afundamento está ocorrendo; isso é conhecido como superfície de
convergência.
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A água densa que descende tem que deslocar a água para cima, produzindo
uma ressurgência em algum outro lugar.
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Na superfície, água movimenta-se para fora da área de ressurgência,
formando uma superfície de divergência.
?
Esse tipo de ressurgência e subsidência termohalina já foram discutidos.
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Quando correntes superficiais geradas pelo vento colidem ou são forçadas
contra massas de terra, eles também produzem uma superfície
convergente. Quando correntes superficiais movem-se se afastando uma da
outra ou afastando-se das massas de terra eles produzem uma superfície
divergente.
?
As zonas resultantes de ressurgência e subsidência são aproximadamente
permanentes, reagindo a mudanças sazonais nos padrões de tempo da
Terra. A distribuição global dessas zonas é mostrada na Figura.
Figura – Valores de esforço médio do vento superficial foram usados para produzir
este modelo global de emergência e submergência para janeiro e julho. Valores
negativos de ressurgência indicam subsidência.
ZONAS PERMANENTES
?
Existem cinco zonas principais de convergência:
-
Convergência tropical no equador;
As duas convergências subtropicais a aproximadamente 30º a 40ºN;
Convergências Árticas e Antárticas a cerca de 50ºN e S.
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Zonas convergentes superficiais são regiões de subsidência. Essas áreas
apresentam pouco nutrientes e baixa produtividade biológica.
?
Existem três zonas de divergência principais:
-
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As duas divergências tropicais;
Divergência da Antártica.
A ressurgência associada com a divergência distribui nutrientes para as
águas superficiais para suprir a cadeia de alimentação de áreas pesqueiras
tropicais e a rica produtividade das águas da Antártica. Essas áreas de
divergência e convergência são mostradas na Figura.
Figura – As principais zonas de superfície de divergência e convergência associada
com circulação termohalina e ventos.
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Em áreas costeiras onde ventos alísios movem a água superficial para fora do
lado oeste do continente, a ressurgência ocorre aproximadamente
continuamente durante o ano. Por exemplo, ressurgências da costa oeste da
África e América do Sul são muito produtivas e amplamente pesqueiras.
ZONAS SAZONAIS
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Na costa oeste da América do Norte, subsidência e ressurgência ocorrem em
bases sazonais assim como o padrão de ventos temperados do hemisfério
norte mudam de sul no inverno para norte no verão.
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A subsidência e a ressurgência ocorrem por causa da mudança na direção do
transporte de Ekman. Lembre-se que o transporte de Ekman é gerado pelo
vento e move-se a 90º para a direita ou para a esquerda da direção do vento,
dependendo do hemisfério.
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Ao longo dessa costa, o vento médio sopra do norte no verão, e o movimento
líquido da água é para oeste, ou a 90º à direita do vento. Essa ação resulta no
afastamento da água superficial e na ressurgência da água mais profunda ao
longo da costa para repô-la.
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A zona de ressurgência é evidente da Califórnia central até a ilha de
Vancouver.
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No inverno, os ventos sopram do sul; as águas superficiais dirigidas pelo
vento movem-se para leste, para o litoral contra a costa; e subsidência ocorre
Figura.
Figura – Inicialmente, o transporte de Ekman é 90º para a direita do vento ao longo
da costa noroeste da América do Norte. Assim que a água é transportada (a) para
fora da costa no verão ou (b) na direção da costa no inverno, uma inclinação na
superfície do oceano é produzida. Essa inclinação cria uma força gravitacional que
altera a direção do transporte de Ekman para produzir um balanço geostrófico e uma
situação estável.
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Devido à falta de terra em latitudes médias do hemisfério sul, esse tipo de
ressurgência sazonal é menos comum.
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A convergência e a divergência das correntes superficiais resultam não
somente em subsidência e ressurgência, mas também na mistura de águas
de diferentes áreas geográficas.
Mudanças na circulação global
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Ao longo da história da Terra interações entre circulações termohalinas e
geradas pelo vento mudaram muitas vezes. Mudanças nos ventos e nos
processos superficiais ocorreram durante períodos prévios glaciais e
interglaciais.
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Muito tempo atrás a mudança de forma das bases oceânicas e da localização
dos continentes influenciaram a circulação oceânica.
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Hipóteses indicam que um menor episódio de mudança pode funcionar como
um gatilho em uma seqüência de eventos que cria mudanças significantes em
grande escala na circulação oceânica e no clima do mundo.
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O episódio gatilho pode não ser periódico, por exemplo, uma colisão da Terra
com um asteróide ou uma erupção repentina vulcânica de grande escala, ou
o episódio pode ser periódico e repetir segundo um ciclo regular.
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O reposicionamento periódico da Terra em relação ao sol, que causa
mudanças na distribuição da energia solar sobre a superfície da Terra, é um
exemplo de um fenômeno cíclico que é pensado, em parte, como um gatilho
para mudanças climáticas de grande escala.
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Milutin Milankovitch, um matemático Sérvio, formulou uma teoria explicando
como as variações na órbita da Terra alteram a quantidade e a distribuição da
radiação solar sobre a superfície da Terra, hoje esta teoria é chamada de
ciclos de Milankovitch. Estas variações incluem:
(1) Mudanças cíclicas na forma da órbita da Terra, de mais elíptica
para mais circular com um período de cerca de 100 000 anos;
(2) Mudanças cíclicas na inclinação do eixo de rotação da Terra,
variando de 22º a 24,5º cada 41 000 anos;
(3) E a mais importante variação, a precessão, ou o movimento cíclico
do eixo de rotação da Terra, com um período de cerca de 23 000
anos, que causa a ocorrência do inverno no hemisfério norte em
diferentes posições durante a órbita terrestre em torno do sol. Hoje,
o solstício de inverno no hemisfério norte ocorre em 21 de
dezembro, quando a Terra está mais próxima do sol. Em cerca de
12 000 anos a precessão do eixo causará que o solstício de inverno
no hemisfério norte ocorra quando a Terra estiver mais distante do
sol.
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No presente, a Terra está na parte do ciclo de Milankovitch durante o qual os
verões do hemisfério norte são previstos em processo de esfriamento, porque
quando o hemisfério norte é inclinado para o sol, a Terra está na posição
mais distante do sol. Campos de neve permanente podem ser previstos em
crescimento com a neve acumulando no inverno, para ser seguida de menor
derretimento no verão devido às baixas temperaturas e aumento da reflexão
superficial pela neve. Sob essas condições, um aumento gradual no gelo
permanente terrestre, nas altas latitudes das massas de terra do hemisfério
norte, é possível pode levar ao início de um período glacial durante os
próximos milhares de anos.
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A troca de água entre os oceanos redistribui calor, sal e gases dissolvidos,
como mostrado na Figura.
Figura – O fluxo atual da água oceânica dentro e entre a circulação dos oceanos na
superfície (setas amarelas) e em profundidade (setas verdes). Água superficial fria
afunda para o fundo do mar no oceano Atlântico Norte, então fluindo para o sul para
ser mais longe resfriada pelas águas de fundo da Antártica formadas no mar de
Weddell. Essa água profunda move-se para leste em torno da Antártica, fluindo
estavelmente para dentro da camada superficial do oceano Índico e também para
dentro da base profunda do oceano Pacífico. O fluxo de retorno das águas
superficiais dos oceanos Pacífico e do Índico flui para o norte para repor a água
superficial no oceano Atlântico Norte.
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É possível que algum fenômeno de pequena escala possa parar esse
movimento da água e ser o gatilho de mudanças que poderiam ter maiores
conseqüências? Pelo estudo de fósseis de organismos marinhos presentes
em sedimentos marinhos, pode ser mostrado que a temperatura do oceano
Atlântico Norte e a acumulação e derretimento do gelo terrestre são
aproximadamente relacionados com os ciclos de Milankovitch. A temperatura
mais baixa do oceano e o volume máximo de gelo terrestre ocorreram em
cerca de 6000 anos depois do valor de radiação mínima solar de 23 000 anos
antes. Esse intervalo de tempo indica que levou tempo para a Terra
responder às mudanças no balanço da energia solar.