Introdução
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Os Oceanos da Terra: • Cobrem 70.8% da superfície da Terra • Estão interligados (“oceano global”) • Tem dimensões e volumes enormes (contém 97% da água da Terra) Os Oceanos: • Pacífico • Atlântico • Índico • Árctico e ainda…. • Oceano Antárctico ou do Sul Comparação entre oceanos e continentes Pacífico Atlântico Índico metros profundidade relativa dos oceanos superfície da Terra altiude média dos continentes Ártico metros nível do mar Monte Everest - a montanha mais alta (8850 metros) Pacífico Índico metros metros metros dimensões relativas dos oceanos Atlântico Profundidade dos oceanos e altitude dos continentes altiude média dos continentes (840 metros) Ártico profundidade média dos continentes (840 metros) Fossa das Marianas – o ponto mais profundo (11022 metros) A curva hipsográfica Altitude (km) Monte Everest (8850 metros) Continentes – 29.2% Montanhas Altitude média dos continentes (840 metros) Profundidade (km) nível do mar Margem continental Profundidade média do oceano (3729 metros) Oceano profundo Fossas Oceanos – 70.8% Fossa das Marianas (11022 metros) Milhões de quilómetros quadrados Percentagem da superfície da Terra Percentagem da área A curva hipsográfica mostra a relação entre a altitude dos continentes e a profundidade do oceano O fundo do Oceano Margem continental passiva terra plataforma continental Margem continental activa (convergente) plataforma continental nível do mar vertente continental rampa continental nível do mar planície abissal vertente continental fundo oceânico 50 km distorção vertical =10X plataforma vertente rampal 50 km planície abissal terra fossa oceânica 50 km distorção vertical =10X nível do mar rift vertente montanhas submarinas crista submarina distorção vertical = escala horizontal/escala vertical = 50/5 = 10X plataforma A plataforma e vertente continental são por vezes cortadas por grandes canhões submarinos. Alguns estão relacionados com rios, mas muitos não estão, como são exemplo alguns canhões submarinos da Península Ibérica O fundo submarino ao largo da Península Ibérica TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE As propriedades físicas da água pura relevantes para o estudo da dinâmica de fluidos são a pressão e a temperatura. Para a água do mar tem que se juntar a salinidade. A temperatura e a salinidade são duas das mais importantes propriedades físicas da água do mar pelas seguintes razões: •ajudam a identificar massas de água particulares no oceano; •em conjunto com a pressão determinam a densidade da água do mar (ρ(S,T,P)). A densidade é o factor mais importante no movimento vertical das águas oceânicas, pois determina a profundidade à qual uma massa de água alcança o estado de equilíbrio no campo gravítico. Propriedades Conservativas da água do mar são propriedades que variam apenas por mistura de massas de água, depois da água se ter afastado do contacto com a atmosfera e outras influências externas. Exemplos: temperatura potencial e salinidade. Propriedades Não-Conservativas da água do mar são propriedades que podem variar por processos distintos da mistura de massas de água. Exemplos: temperatura ‘in situ’, oxigénio dissolvido e concentração de nutrientes. TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE A temperatura é uma medida da energia cinética média das moléculas que constituem uma dada substância → propriedade microscópica. Do ponto de vista macroscópico, a temperatura é uma propriedade de todos os sistemas termodinâmicos em equilíbrio térmico, ou seja, dois sistemas estão em equilíbrio térmico se e só se as suas temperaturas forem iguais. Transformações Adiabáticas são transformações que os fluidos sofrem em consequência da sua compressibilidade, sem haver troca de calor com o ambiente envolvente: quando um fluido se expande perde energia interna e a temperatura desce; quando se comprime ganha energia interna e a temperatura aumenta. Temperatura Potencial - Como a água é ligeiramente compressível, uma porção de água trazida do oceano profundo para a superfície expande-se e tende a arrefecer. A temperatura de uma porção de água do mar trazida adiabaticamente até à superfície é mais baixa do que a medida in situ. Esta propriedade termodinâmica chama-se temperatura potencial e é usada para comparar massas de água a profundidades significativamente diferentes ou quando se estuda movimentos verticais sobre uma gama de profundidades elevada. TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE A dissolução dos sais na água pura provoca modificações nas suas propriedades: • pequenas variações na compressibilidade, expansão térmica e índice de refracção; • grandes variações na densidade, nas temperaturas do ponto de congelação e de densidade máxima e na condutividade eléctrica. Temperatura de densidade máxima e do ponto de congelação da água do mar em função da salinidade. TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE Salinidade é uma medida da quantidade de sais dissolvidos na água do mar. Até 1980 a salinidade era expressa em partes por mil ( ppm ou ‰). A salinidade média dos oceanos é 35 ‰. Métodos de Medição da Salinidade: • Medição Gravimétrica: método moroso e impreciso devido à decomposição de alguns sais durante o aquecimento até à evaporação. • Medição Química: baseado na titulação para determinar a clorinidade; utilizado até meados da década de 60 do século XX. • Métodos Físicos: baseados na condutividade eléctrica; utilização de uma fórmula empírica para converter razões de condutividade em salinidades. Definição actual de salinidade baseada em fórmulas empíricas, que envolvem uma razão de condutividades padrão, R15=C(S,15,0)/C(35,15,0). A salinidade é determinada a partir de medições da conductividade eléctrica e da temperatura. Sensores de conductividade (C), temperatura (T) e pressão (D, do inglês depth) são habitualmente reunidos no mesmo aparelho de medida, o CTD. TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE A importância do conhecimento da densidade, ρ, está no facto do movimento das massas de água intermédias e profundas ser controlado, entre outros factores, pela densidade, ou seja, pela estabilidade gravitacional. Como a densidade depende da temperatura e da salinidade, a circulação vertical é controlada por variações destes dois parâmetros e por esta razão é designada Circulação Termohalina. A densidade da água do mar à superfície é controlada apenas pela temperatura e pela salinidade, mas no interior do oceano também depende da pressão, pois a água é um fluido ligeiramente compressível. A densidade decresce com a temperatura e cresce com a salinidade e a pressão. As unidades de densidade são kg/m3. Gama de valores: 1021 kg/m3 à superfície ― 1070 kg/m3 a 10000 metros de profundidade. O valor médio é aproximadamente 1030 kg/m3. Em Oceanografia utiliza-se por vezes o volume específico, α=1/ρ, e quase sempre uma quantidade chamada σt (sigma-t) ,σt =ρ(S,T,P0)-1000, em que P0 é a pressão ao nível do mar (1 atmosfera). TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE Como a densidade varia apenas nos dois últimos algarismos e como normalmente se compara massas de água à mesma profundidade (mesma pressão), ou gama de profundidades, o uso de σt é mais prático. Embora σt tenha unidades, é usual omiti-las. • Exemplo: T=10ºC, S=35‰ e P=0 ρ=1026,96 kg.m-3 σt =26.96. Gama de valores para σt: 21 (superfície) ― 28,3 (10000 m). Associado à temperatura potencial, , define-se também a densidade potencial, sigma- , representada pelo símbolo σ. Não existe método rápido, prático e seguro para medir a densidade in situ. Pode ser medida em laboratórios, mas os métodos são lentos. Na prática a densidade é deduzida a partir da temperatura, salinidade e pressão, medidas directamente. A dependência entre a densidade, a temperatura, a salinidade e a pressão é representada pela “equação de estado da água do mar”, que é bastante complicada. TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE A temperatura do oceano aberto está compreendida entre –2º C e 30º C e a salinidade entre 30 e 40. Cerca de 90% do oceano aberto está entre –2º C e 10º C e entre 34 e 35 e representa maioritariamente água sub-superficial. O restante é água de superfície. A densidade (em unidades de sigma-t) em função da temperatura e da salinidade, numa gama apropriada para todo o oceano. Note-se que 90% da água de todo o oceano está dentro da área a tracejado. Note-se ainda que a relação entre a densidade, a temperatura e a salinidade é não linear, mais na temperatura que na salinidade. A densidade é menos sensível a variações de temperatura a baixas temperaturas que a altas temperaturas. TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE Em Oceanografia considera-se a pressão hidrostática, isto é, a pressão devido apenas à coluna de água acima de um dado nível (profundidade), o que implica que P=0 quando o nível é a superfície,que está à pressão atmosférica. A Equação Fundamental da Hidrostática descreve a variação de pressão, p, com a profundidade, z, numa coluna de fluido: p=gz. Considerando constante, a equação hidrostática traduz uma relação linear entre a pressão e a profundidade. Unidades de pressão: 1 Pa=1 N.m2; 105 Pa=105 N.m2=1 bar1 atmosfera. No oceano, pode-se usar a relação Z=1 m p1 decibar (db). ESTRUTURA VERTICAL DO OCEANO Perfis verticais da temperatura típicos para as diferentes latitudes do oceano. A termoclina sasonal ocorre devido ao forte aquecimento superficial do oceano durante o Verão nas latitudes médias. Sucessão de perfis de temperatura mostrando o desenvolvimento (linhas a cheio) e o decaimento (linhas tracejadas) da termoclina sasonal no hemisfério Norte. ESTRUTURA VERTICAL DO OCEANO Perfis verticais médios de salinidade típicos para as diferentes latitudes do oceano mundial. Perfis verticais médios de densidade típicos para as diferentes latitudes do oceano mundial. ESTRUTURA VERTICAL DO OCEANO A região superficial (na ordem de metros ou dezenas de metros) corresponde à “camadade mistura” onde o oceano está bem misturado devido à influência directa do vento. Nesta região, temperatura, salinidade e consequentemente a densidade, variam pouco em profundidade. Segue-se uma região de forte gradiente vertical da temperatura (termoclina), da salinidade (haloclina) e em consequência, da densidade (picnoclina). Na região profunda estes parametros voltam a variar pouco em profundidade. Estrutura vertical típica do oceano ESTRUTURA VERTICAL DO OCEANO Secção vertical norte-sul média zonal de temperatura para o oceano mundial Secção vertical norte-sul média zonal de densidade para o oceano mundial ESTRATIFICAÇÃO E ESTABILIDADE NO OCEANO Se uma massa de água mais densa está por cima de uma menos densa há instabilidade e ocorre afundamento da água mais densa. Na situação inversa, massa de água menos densa sobre uma mais densa, a interface de separação entre as duas encontra-se numa situação de estabilidade, que é tanto maior quanto maior for a diferença de densidades através da interface. A Estabilidade Estática é importante no escoamento de um fluido estratificado em que aumenta com a profundidade. Como critério para determinar a importância da estabilidade pode-se usar o parâmetro de estabilidade, dado pela Equação de Estabilidade (válida para E>50x10-8 m-1) 1 d E dz Então, a estabilidade é definida de tal forma que E>0, situação estável, E=0, estabilidade neutra, E<0, situação instável. ESTRATIFICAÇÃO E ESTABILIDADE NO OCEANO A influência da estabilidade é expressa através de uma frequência de estabilidade, N, designada por Frequência de Brunt-Väisälä ou Frequência de Estratificação, N 2 gE N gE (ciclos / segundo, Hz) Como a Frequência de Brunt-Väisälä quantifica a importância da estabilidade, é uma variável fundamental em Dinâmica de Escoamentos com estratificação. A Frequência de Brunt-Väisälä pode ser interpretada como a frequência do movimento vertical sentido por uma parcela de fluido que é deslocada da sua posição de equilíbrio através de uma excitação correspondente a um deslocamento vertical a Frequência de Brunt-Väisälä é a frequência máxima das ondas internas no Oceano e apresenta valores típicos de alguns ciclos/hora. ESTRATIFICAÇÃO E ESTABILIDADE NO OCEANO Frequência de estratificação observada no Oceano Pacífico. Esquerda: estabilidade da termoclina profunda, a leste da corrente de Kuroshio. Direita: estabilidade da termoclina superficial, característica das regiões tropicais. Repare-se nas diferenças de escalas. PRINCIPAIS MECANISMOS GERADORES DOS MOVIMENTOS OCEÂNICOS O oceano está em movimento constante, com escalas desde as grandes correntes oceânicas até aos pequenos vórtices. A génese de todos estes movimentos está na radiação solar e na rotação da Terra. Contribuição da energia radiante solar: • O Sol influencia a circulação oceânica através da circulação atmosférica. A energia é transferida dos ventos para as camadas superficiais do oceano através do atrito entre a atmosfera e a superfície do mar circulação induzida pelo vento. • O Sol causa variações na temperatura e salinidade da água do mar, que controlam a sua densidade: variações de temperatura são causadas por fluxos de calor através da interface ar-água; variações de salinidade são causadas por adição e remoção de água doce, através da precipitação, evaporação e das transições gelo-água nas regiões polares. Quando a água superficial se torna mais densa que a água que está por baixo, gera-se instabilidade e a água superficial afunda-se circulação governada pela densidade, que resulta do arrefecimento e/ou aumento da salinidade da água superficial designada circulação termohalina. Correntes oceânicas de larga escala • Correntes superficiais – Afecta a camada do oceano acima da picnoclina (~10% do oceano) – São consequência das cinturas de ventos na atmosfera • Correntes profundas – Afecta a água profunda abaixo da picnoclina (~90% do ocaeno) – São consequência das diferênças de densidade da água do oceano – São correntes mais vastas e lentas que as de correntes superficiais As correntes oceânicas superficiais seguem de perto a cirulação geral da atmosfera Padrão de ventos no Atlântico Padrão de correntes no Atlântico Circulação Induzida pelo Vento Sistema de correntes superficiais no Oceano à escala mundial. Campo médio do vento na superfície da Terra e posição da Zona de Convergência InterTropical em (a) Julho e (b) Janeiro. Circulação profunda (circulação termohalina) -As correntes profundas formam-se nas regiões subpolares quando a água mais densa afunda -As águas no oceano profundo são frias, calmas, escuras, não produtivas, com pouca vida e sujeitas a altas pressões As correntes profundas são identificadas por medição da temperatura e da salinidade, a partir das quais se calcula a densidade. Massas de água do Atlântico Circulação Termohalina no Atlântico Secção vertical meridional do Oceano Atlântico, mostrando o movimento das principais massas de água. Importância da circulação oceânica na redistribuição de energia na Terra: A Correia de Transmissão Global PRINCIPAIS MECANISMOS GERADORES DOS MOVIMENTOS OCEÂNICOS Contribuição da rotação da Terra: Um projéctil disparado a partir do equador para norte, move-se para leste, tal como a Terra e para norte com a velocidade do disparo. À medida que se desloca para norte, a velocidade com que a Terra se move para leste é cada vez menor, pois v=r, =constante e r diminui com a latitude. Como resultado, o projéctil não se desloca só para norte, mas também para leste relativamente à Terra (para a sua direita). O mesmo raciocínio é válido no caso do disparado ser de norte para sul, no hemisfério norte: relativamente à Terra desloca-se não só para sul, mas também para a sua direita (para oeste). O mesmo acontece com as massas de água em movimento no oceano (ar na atmosfera) efeito da força aparente designada por força de Coriolis. A força de Coriolis é uma força aparente que actua sobre os corpos em movimento na superfície terrestre, segundo um ângulo de 90º 'cum sole', i.e,. para a direita no Hemisfério Norte e para a esquerda no Hemisfério Sul. A força de Coriolis é nula no Equador e aumenta com a latitude, sendo máxima nos pólos terrestres. Componente horizontal da força de Coriolis: m2sinVH=mfVH, f-Parâmetro de Coriolis PRINCIPAIS MECANISMOS GERADORES DOS MOVIMENTOS OCEÂNICOS Efeito da Rotação da Terra (a) Um projéctil lançado para Norte a partir do equador move-se para Leste tal omo a Terra e para Norte com a velocidade de disparo. (b) Trajectória do projéctil relativamente à Terra. No tempo T1 o projéctil moveuse para M1 e a Terra para G1. No tempo T2 o projéctil moveu-se para M2 e a Terra para G2. Há depleção causada pela força de Coriolis, maior a maiores latitudes. A roda da bicicleta não roda no Equador, mas vai rodando no sentido dos ponteiros do relógio relativamente à Terra, cada vez com maior velocidade à medida que se aproxima do pólo. PRINCIPAIS MECANISMOS GERADORES DOS MOVIMENTOS OCEÂNICOS No estudo da dinâmica dos movimentos do Oceano utilizam-se as seguintes leis: • Conservação da massa; • Conservação da energia; • 1ª Lei de Newton (se nenhuma força actua um corpo ele não muda o seu estado de movimento); • 2ª Lei de Newton (a taxa de variação de quantidade de movimento de um corpo é directamente proporcional à resultante das forças que actuam o corpo); • 3ª Lei de Newton (quando uma força actua num corpo há uma força igual e oposta a actuar noutro corpo); • Conservação do momento angular; • Lei da gravitação universal de Newton.. PRINCIPAIS MECANISMOS GERADORES DOS MOVIMENTOS OCEÂNICOS Principais forças a considerar no estudo dos movimentos no Oceano: Directas, que causam o movimento: • Atracção gravitacional (Sol e Lua); • Tensão do vento (pode ser tangencial - atrito, ou normal - pressão); • Força dp gradiente horizontal de pressão; • Pressão atmosférica (1mb faz variar a superfície do oceano em cerca de 1cm); • Sísmicas (resultam do movimento do fundo marinho); Indirectas, que resultam do movimento: • Força de Coriolis (surge devido à rotação da Terra); • Forças de atrito (opõem-se ao movimento e fazem dissipar energia mecânica convertendo-a em energia térmica). PRINCIPAIS MECANISMOS GERADORES DOS MOVIMENTOS OCEÂNICOS Os movimentos podem ser classificados de acordo com as forças que os originam: • Circulação termohalina - resulta da variação da densidade numa região limitada, de modo que a acção diferencial da gravidade gera movimento relativo; • Circulação induzida pelo vento - correntes nas camadas superficiais, ondas de superfície e afloramento de águas da sub-superfície (upwelling); • Correntes de maré - essencialmente horizontais, consequência directa da Lei de Atracção Gravitacional; • ‘Tsunamis’ - resultam de forças aplicadas junto ao fundo devido a movimentos da crusta submarina; • Movimentos turbulentos: resultam da tensão de corte, ou seja, dos gradientes de velocidade, por vezes junto das fronteiras do oceano; • Movimentos diversos: ondas internas, ondas de inércia, ondas planetárias de Rossby, etc.. DIFERENTES ESCALAS NA CIRCULAÇÃO DOS OCEANOS Devido à diversidade de forças que actuam no oceano, os movimentos são um somatório de movimentos de diversas escalas. Os movimentos no Oceano vão desde os pequenos turbilhões, na escalas dos milímetros, até às grandes correntes oceânicas, na escala das dezenas de milhares de quilómetros, como a corrente do Golfo ou o giro do Atlântico Norte. Embora estas escalas se sobreponham, elas podem ser tratadas de forma independente. As forças relevantes que actuam são diferentes e as leis físicas preponderantes para a explicação dos fenómenos são em geral diferentes. As escalas típicas dos movimentos oceânicos são: • larga escala; • mesoescala; • pequena escala; • microescala - movimentos na escala dos centímetros ou inferior: difusão molecular, fenómenos nas fronteiras, viscosidade, tensão superficial, etc. DIFERENTES ESCALAS NA CIRCULAÇÃO DOS OCEANOS Larga escala - as grandes correntes oceânicas que determinam a circulação geral do oceano (>1000km). Exemplo da circulação de larga escala: circulação geral dos oceanos. DIFERENTES ESCALAS NA CIRCULAÇÃO DOS OCEANOS Mesoescala - fenómenos locais, independentes mas por vezes com implicações na circulação geral, resultam da acção de forças locais e cuja escala é da ordem de dezenas ou centenas de quilómetros. Exemplos: correntes e contra-correntes costeiras, vórtices (‘eddies’) com raios de dezenas de quilómetros, afloramento costeiro (‘upwelling’), filamentos, frentes, etc. Exemplo da circulação de mesoescala: afloramento costeiro, filamentos, vórtices, correntes e contracorrentes costeiras, etc. DIFERENTES ESCALAS NA CIRCULAÇÃO DOS OCEANOS Pequena escala - movimentos à escala de metros: cinemática e dinâmica interna dos vórtices e filamentos, movimentos nas frentes de temperatura, movimentos junto ao fundo em águas pouco profundas, movimentos em portos, praias, enseadas, estuários, etc. Exemplo da circulação de pequena escala: a hidrodinâmica costeira. Ondas, correntes costeiras induzidas pelas ondas, Interacção entre o escoamento e o fundo, pequenos vórtices, algumas ondas internas, etc.
