Introdução à Oceanografia: módulo de Oceanografia Física

Introdução às Ciências do Mar: módulo de Oceanografia Física
O Oceano como um sistema físico e o seu papel no ciclo hidrológico
O oceano é um sistema físico, pois no seu interior e através das suas fronteiras
desenrolam-se processos físicos, ou seja, processos descritos por leis da física.
A Oceanografia Física tem como objectivo compreender, descrever e analisar estes
processos. Assim, para além de fazer o diagnóstico, poderá também fazer o
prognóstico da evolução destes sistemas e prever as suas implicações. Estas, não são
só físicas e, por isso, a Oceanografia é uma matéria interdisciplinar em que a
Oceanografia Física representa uma parte fundamental.
A transferência sucessiva de água entre os diversos reservatórios existentes na Terra
chama-se Ciclo Hidrológico. A atmosfera, embora tenha um baixo conteúdo relativo
de água, desempenha um papel importante como agente nessa transferência. Mas o
oceano domina o ciclo hidrológico em termos de conteúdo de água. Ele contém cerca
de 97% do total de água do Planeta. Contudo é a atmosfera que proporciona as
grandes transferências de água (e de energia…) de região para região através do ciclo
hidrológico. De facto, o tempo de residência da água nos oceanos é medido em
milhares de anos e na atmosfera é medido em dias!
Tempo de residência: o período de tempo médio em que uma molécula de água é
armazenada num dado reservatório do ciclo hidrológico. É calculado dividindo a
quantidade de água num reservatório pela quantidade de água que entra (ou sai…)
na unidade de tempo.
Manifestações da presença de água na atmosfera são as nuvens e os nevoeiros. Ambos
consistem em pequeníssimas gotas de água ou cristais de gelo que condensaram.
Contudo, a maior parte da água na atmosfera está no estado gasoso (vapor de água). O
ar está saturado quando há um equilíbrio entre condensação e evaporação. Quanto
maior for a temperatura, maior a energia disponível para a evaporação e assim o ar
quente “suporta” mais humidade que o ar frio, sem saturar.
Há duas formas pelas quais o ar não saturado pode arrefecer e assim ficar saturado e
começar a condensar, formando nuvens ou nevoeiro: (i) arrefecimento adiabático
quando o ar sobe e se expande, porque a pressão atmosférica diminui; (ii)
arrefecimento provocado por contacto com superfícies frias.
O Oceano é um sistema físico que interage com os
outros sistema que integram o grande sistema que
é o Planeta.
Interacção do Oceano com a Atmosfera e processos
físicos no Oceano
O CICLO HIDROLÓGICO
O ciclo hidrológico, mostrando os movimentos anuais de água através do ciclo
(números a negro) e a quantidade de água acumulada em cada reservatório
(números a azul).
Todas as quantidades estão em 1015 kg (1015 kg de água ≈ 103 km3 ).
(adaptado de Open Univ. Course Team, 1989)
Reservatório
Oceanos
Calotes polares e gelo
Água no solo
Rios e lagos
Atmosfera
Percentagem do total
97.96
1.64
0.36
0.04
0.001
Profundidade da esfera (m)
2685
45
10
1
0.03
A quantidade de água nos diversos reservatórios, em termos da percentagem
do total e em termos de profundidade se toda o conteúdo se espalhasse pela
Terra. (adaptado de Stowe, 1979)
Mecanismos que geram os movimentos do Oceano
A água do oceano está em movimento constante, com escalas que vão desde as grandes
correntes até aos pequenos vórtices. Quais as causas de todo este movimento? A resposta
mais breve será: a radiação solar e a rotação da Terra.
Contribuição da energia radiante solar
A) O Sol influência a circulação oceânica através da circulação atmosférica, isto é, os
ventos. A energia é transferida dos ventos para as camadas superficiais do oceano
através do atrito entre a atmosfera e a superfície do mar. Esta é a chamada circulação
induzida pelo vento.
B) Sol influencia a circulação oceânica porque causa variações na temperatura e na
salinidade da água do mar, que por sua vez controlam a densidade da água do mar. As
variações de temperatura são causadas por fluxos de calor através da interface arágua. As variações de salinidade são causadas pela adição e remoção de água doce,
principalmente pela precipitação e evaporação, mas também pelas transições geloágua, nas regiões polares. Todos estes processos estão directa ou indirectamente
ligados ao efeito da energia radiante solar. Se, por algum processo, a água superficial
do oceano se tornar mais densa que a água que se encontra por baixo, gera-se uma
situação de instabilidade e a água superficial afunda-se. Gera-se assim uma
circulação, governada pela densidade, que resulta de um arrefecimento e/ou de um
aumento da salinidade da água superficial. À circulação induzida por variações
espaciais da densidade chama-se circulação termohalina.
Contribuição da rotação da Terra
Excepto para uma camada muito fina junto ao fundo do oceano, o arrastamento da água
pela Terra sólida é inexistente. O mesmo se passa para as massas de ar.
Um projéctil disparado para norte a partir do equador 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 (v=ωr..!). Como
resultado, relativamente à Terra, o projéctil não se desloca só para norte, mas também
para leste, ou seja, para a sua direita. O mesmo raciocínio é válido no caso de ser
disparado de norte para sul, no hemisfério norte: relativamente à Terra desloca-se não só
para sul, mas também para a sua direita, ou seja, oeste. O mesmo acontece com as massas
de água (ou ar…) em movimento. É o efeito da força aparente: força de Coriolis.
Para o estudo do movimento do Oceano e suas causas (oceanografia dinâmica), as
seguintes leis são tomadas como axiomas:
-
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 do movimento de um corpo é directamente
proporcional à resultante das forças que actuam o corpo)
-
3ª Lei de Newton (para uma força a actuar num corpo há uma força igual e oposta a
actuar noutro corpo)
-
Conservação do momento angular
-
Lei da gravitação universal de Newton.
Que forças actuam o Oceano?
Directas: causam o movimento
-
Gravitação (terrestre, incluindo forças de pressão, Sol e Lua)
-
Tensão do vento (pode ser tangencial –atrito, ou normal –pressão)
-
Pressão atmosférica (1mb faz variar a superfície do oceano em cerca de 1cm)
-
Sísmicas (resultam do movimento do fundo marinho)
Indirectas: resultam do movimento
-
Força de Coriolis (aparece porque a Terra gira)
-
Forças de atrito (actuando nas fronteiras opõem-se ao movimento ou actuando
internamente uniformizam o movimento. Fazem dissipar energia mecânica
convertendo-a em energia térmica)
Os movimentos podem ser classificados de acordo com as forças que lhes dão
origem:
-
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: circulação nas camadas superficiais, ondas de
superfície e afloramento de águas da sub-superfície (upwelling).
-
Correntes de maré: essencialmente horizontal e consequência directa da Lei da
Gravitação.
-
‘Tsunamis’ ou ondas sísmicas no oceano: resultam de forças aplicadas junto ao fundo
devido a movimentos da crusta submarina.
-
Movimentos turbulentos: resultam do ‘shear’ da velocidade, ou seja, gradientes da
velocidade, por vezes nas fronteiras do oceano.
-
Movimentos diversos: ondas internas, ondas de inércia, ondas planetárias de Rossby,
etc…..
Porque se movem as águas do Oceano?
Energia solar
Rotação da Terra
Contribuição da energia solar:
Circulação atmosférica
ventos
Causa: aquecimento
diferencial da atmosfera
Variações de
temperatura
Variações de
salinidade
Causa: fluxos de
calor através da
interface ar-água
Causas: precipitação e evaporação; transições
de fase ar-gelo
Variações espaciais
da densidade da água
Circulação induzida
pelo vento
Circulação termohalina
Contribuição da rotação da Terra:
Efeito da força de Coriolis,
porque a Terra curva para os pólos.
Resultado: os movimentos são deformados.
(a) Um projéctil lançado para Norte a
partir do equador move-se para Leste tal
como a Terra e para Norte com a velocidade de disparo.
(b) Trajectória do projéctil relativamente à Terra.
No tempo T1 o projéctil moveu-se para M1 e a Terra
para G1. No tempo T2 o projéctil moveu-se para M2
e a Terra para G2. Há depleção causa pela força de
Coriolis, maior para 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.
As diferentes escalas na Circulação dos Oceanos
Devido à diversidade de forças actuantes no oceano, os movimentos oceânicos 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: as grandes correntes oceânicas que determinam a circulação geral do
oceano (>1000km).
-
mesoescala: fenómenos locais, independentes da circulação geral (mas por vezes com
implicações na circulação geral). São movimentos que resultam da acção de forças
locais e cuja escala é da ordem de dezenas ou centenas de quilómetros. São exemplos
as correntes e contra-correntes costeiras, vórtices (ou ‘eddies’) com raios de dezenas
de quilómetros, afloramento costeiro (‘upwelling’), filamentos, frentes, etc.
-
pequena escala: movimentos á 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 e enseadas, etc.
-
microescala: movimentos na escala dos centímetros ou menor: difusão molecular,
fenómenos nas fronteiras, viscosidade, tensão superficial, etc.
Circulação de larga escala
Exemplo da circulação de larga escala:
Circulação geral dos oceanos.
Circulação de mesoescala
Exemplo da circulação de mesoescala: Afloramento costeiro,
filamentos, vórtices, correntes e contracorrentes costeiras, etc.
Circulação de pequena escala
Exemplo da circulação de pequena escala: hidrodinâmica costeira.
Ondas, correntes costeiras induzidas pelas ondas, Interacção entre o escoamento
e o fundo, pequenos vórtices, algumas ondas internas, etc.
Propriedades Físicas da Água do Mar
As propriedades físicas relevantes da água pura para o estudo da dinâmica de fluidos são
a pressão e a temperatura. Para a água do mar temos que juntar a salinidade. A densidade
será pois função da temperatura, salinidade e pressão (ρ (S,T,P)).
Salinidade é uma medida da quantidade de sais dissolvidos, expresso em gramas de
material dissolvido num quilograma de água do mar. Um valor médio para a água do mar
é 35gr por 1000gr, expresso por 35‰ (partes por mil) ou, hoje em dia, apenas 35.
O efeito dos sais dissolvidos na água do mar, altera as propriedades físicas da água pura,
mas não desenvolve novas propriedades. Induz:
-
pequenas variações na compressibilidade, expansão térmica e índice de refracção.
-
grandes variações no ponto de congelação, densidade, temperatura de densidade
máxima e conductividade eléctrica.
Densidade
Do ponto de vista da oceanografia física o aspecto mais importante é a forma quantitativa
como a densidade varia com as alterações de temperatura, salinidade e pressão. A
densidade, ρ, decresce com a temperatura e cresce com a salinidade e a pressão. Em
oceanografia física utiliza-se por vezes a densidade, ρ, por vezes o volume específico,
α=1/ρ, e quase sempre uma quantidade chamada σt (sigma-t).
A densidade da água do mar é, na realidade, uma “densidade relativa”, porque as
determinações laboratoriais são feitas por comparação com água pura. Consegue-se assim
uma de 3 em 106. As determinações directas de ρ têm uma precisão de 10 em 106. De
qualquer maneira, em geral são as diferenças de densidade que são importantes e não os
seus valores absolutos. Por isso um certo grau de incerteza não é relevante. Seguindo a
prática corrente, tomamos ρ com dimensões [ML-3].
Em oceanografia, quando falamos da pressão, esta refere-se à pressão hidroestática, isto
é, a pressão devida apenas à coluna de água acima de um dado nível (profundidade). Isto
implica que tomamos P=0 quando o nível é a superfície e está à pressão atmosférica.
Sigma-t (σt) é definido como σt=(ρS,T,P-1000), apenas por simplicidade. A densidade da
água do mar varia entre 1000 kgm-3 (água doce) e cerca de 1028 kgm-3 (a água mais
densa à superfície, onde P=0). Como a variação é apenas nos dois últimos algarismos, o
uso de σt é mais prático (p.ex. T=10ºC, S=35‰ e P=0 ⇒ ρ=1026,96 kgm-3 ⇒
σt=26.96). Embora σt tenha unidades, é usual omiti-las.
Todo o oceano aberto está compreendido entre –2ºC e 30ºC de temperatura e 30‰ e 40‰
de salinidade. Cerca de 90% do oceano aberto está entre –2ºC e 10ºC e 34‰ e 35‰ e
representa maioritariamente água de sub-superfície. O restante é água de superfície.
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, que são medidas directamente. A dependência
entre a densidade e a temperatura, salinidade e pressão é representada pela “equação de
estado da água do mar”, que é bastante complicada. No entanto: A relação entre a
densidade e a temperatura e 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.
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 na mesma unidade de medida, o CTD.
Temperatura Potencial
Como a água é ligeiramente compressível, uma porção de água trazida do oceano
profundo para a superfície expande-se e portanto tende a arrefecer. A temperatura de uma
porção de água do mar trazida adiabaticamente até à superfície será assim mais baixa do
que a medida in situ. A esta temperatura chama-se “temperatura potencial”. Esta
propriedade termodinâmica é usada para comparar massas de água a profundidades
significativamente diferentes ou quando estudamos movimentos verticais sobre uma
gama de profundidades elevada.
Propriedades físicas da água do mar
A densidade (escrita em sigma-t) como uma função da temperatura
e salinidade, numa gama apropriada para todo o oceano. Note-se que
90% da água de todo o oceano está dentro da área a tracejado.
água do mar
“média”
água pura
te
m
pe
rat
ur
a
(º
4
2
0
-2
0
temperatura de densidade máxima
S=24.7
T=-1.33ºC
temperatura de congelação
10
20
salinidade
30
40
A temperatura de densidade máxima e o ponto de congelação da água do mar
em função da salinidade.
A Atmosfera e o Oceano: A estrutura térmica e salina e os balanços de
massa e calor
A radiação solar e o oceano
É a energia radiante solar que fornece a energia para aquecer a superfície do oceano.
Parte da radiação solar incidente ocorre na parte visível do espectro. Em média, apenas
70% da radiação solar que atinge a Terra penetra na atmosfera (30% são logo reflectidos
pela atmosfera). Destes, apenas 30% chegam directamente (radiação solar directa) à
superfície da Terra, embora outros 20% atinjam a superfície sob a forma de radiação
solar difusa.
A energia radiante solar é de novo filtrada pelas águas superficiais do oceano. Nos
primeiros 10cm de água, mesmo pura, virtualmente toda a radiação infravermelha é
absorvida e convertida em energia interna (energia calorífica….). No primeiro metro
cerca de 60% da radiação solar é absorvida e cerca de 80% é absorvida nos 10 metros
iniciais. Só cerca de 1% se mantêm a 140 metros de profundidade nas águas mais
transparentes do oceano subtropical. Contudo, a penetração a penetração da radiação
depende da transparência ou turbidez da água, que por sua vez depende da quantidade de
matéria em suspensão. Os extremos do espectro do visível (violeta e vermelho) penetram
apenas cerca de 4 metros com 50% de atenuação. O verde e o azul são os c.d.o. que mais
penetram com 50% de atenuação (até próximo de 40m em água transparente. Por isso o
oceano parece entre o azul e o verde.
Aquecimento diferencial do Planeta
A intensidade da radiação solar recebida na Terra decresce para os pólos porque:
-
nas altas latitude a mesma radiação é espalhada por uma área maior
-
nas altas latitudes atravessa uma maior espessura de atmosfera (a “espessura
aparente” é maior)
-
a reflectividade do gelo é muito grande
-
maior quantidade de radiação é reflectida nas altas latitudes porque a radiação solar
incide com ângulos muito pequenos.
Assim, as regiões equatoriais são muito mais aquecidas pelo Sol que as regiões polares.
O espectro da radiação solar
Curvas da irrandiância solar no topo da atmosfera e na superfície do Globo.
Na figura está também representada a curva de emissão do corpo negro para
uma temperatura de 6000 K, a temperatura aproximada do Sol.
O espectro electromagnético e em detalhe a região
visível do espectro
O balanço de radiação do Planeta
O fluxo médio anual da energia no sistema climático.
À radiação solar incidente atribui-se 100 unidades.
A extinção da radiação solar em profundidade
Representação espectral simplificada da radiação solar
à superfície do oceano e a várias profundidades.
(violeta)
(azul)
(verde)
Comprimento de onda
(amarelo)
(10-3
mm)
Representação da distância que a luz solar percorre
antes
de ser atenuada em 50% como função do c.d.o.
(`), para
Aquecimento desigual do Planeta:
--- no tempo:
Durante o Inverno do hemisfério Norte, o hemisfério Sul está inclinado para o Sol e o
hemisfério Norte recebe menos energia radiante solar. Durante o Verão do hemisfério
Norte a situação é inversa.
--- no espaço:
mais radiação
A energia radiante solar recebida nas altas latitudes é muito menor
que a recebida nas regiões equatoriais.
Temperatura superficial do oceano
Num oceano sem correntes, a distribuição da temperatura superficial do oceano deveria
ocorrer em bandas zonais com as temperaturas mais elevadas na região equatorial. De
facto assim acontece em grau bastante elevado. Contudo, ocorrem bastantes perturbações
neste padrão devido às correntes oceânicas, que transportam água fria para o equador e
quente em direcção aos pólos.
A temperatura do oceano varia ao longo do ano devido às variações sazonais da energia
radiante solar. Contudo, no oceano equatorial as variações na temperatura superficial são
mínimas. Nas altas latitudes as pequenas variações são devidas à presença permanente de
gelo. As maiores diferenças sazonais na temperatura da superfície do oceano ocorrem nas
latitudes médias.
Temperatura de superfície obtida durante o dia a partir de
sensores colocados a bordo de satélites. A azul estão as
temperaturas mais baixas e a vermelho as mais elevadas.
Janeiro
Julho
Diferenças entre o padrão de
Janeiro e Julho.
As grandes diferenças são observadas
(azul escuro a preto) sobre os continentes
enquanto nos oceanos raramente passam
os 8-10ºC. Nestes, as maiores diferenças
são nas latitudes médias, pois as regiões
tropicais e equatoriais são bastante
constantes.
Valor médio e gama de temperaturas da superfícies da Terra
(a) sobre a superfície do oceano. Note-se que as
grandes diferenças ocorrem nas latitude médias.
(b) sobre os continentes e regiões geladas.
Note-se que as grandes diferenças ocorrem nas
regiões polares, em contraste com os oceanos.
Energia radiante solar média anual recebida na
superfície da Terra, em Wm-2.
Distribuição da temperatura da superfície do
Fevereiro
Agost
Salinidade superficial do oceano
A salinidade distribui-se à superfície de forma muito diferente da temperatura. As
salinidades mais altas ocorrem nas regiões centrais dos oceanos e as mais baixas nas altas
latitudes e próximo dos continentes, onde o oceano recebe água doce dos degelos e
descargas dos rios.
As diferenças espaciais da salinidade superficial são causadas pelas variações na
evaporação e precipitação. A evaporação na superfície do mar é maior nas regiões
subtropicais. A precipitação é máxima na região equatorial, próximo dos 10ºN, na
chamada “região das calmarias”, situada entre a cintura norte e sul dos ventos alíseos.
As salinidades mais elevadas ocorrem nas regiões de excesso de evaporação sobre a
precipitação, que são as regiões centrais dos oceanos nas regiões subtropicais e os mares
interiores nas regiões áridas (Mar Vermelho, Mediterrâneo e Golfo Pérsico).
As salinidades mais baixas ocorrem onde a precipitação excede a evaporação, como seja
as regiões costeiras e regiões equatoriais. Nas altas latitudes as baixas salinidades devemse aos degelos.
A distribuição da salinidade está portanto relacionada com o balanço de massa do sistema
Oceano-Atmosfera.
Distribuição da salinidade da superfície do mar
Em cima: relação entre a evaporação e a
precipitação no oceano como função da
latitude. Em baixo: salinidade média do
oceano mundial em função da latitude.
Valores médios da salinidade superficial do
oceano mundial.
Estrutura vertical do oceano
A região superficial (na ordem de metros ou dezenas de metros) corresponde à “camada
de 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.
Balanço de calor do Oceano e Atmosfera
A Terra emite tanta energia radiante, sob a forma de calor, como aquela que recebe, pois
caso contrário a sua temperatura não se teria mantido constante ao longo dos tempos.
Apesar do balanço positivo de radiação nas baixas latitudes, e negativo nas altas latitudes,
não há evidência que as altas latitudes estejam a aquecer e as altas latitudes estejam a
arrefecer. Deve então existir um mecanismo de transferência de energia interna, sob a
forma de fluxos de calor, entre as baixas e as altas latitudes. Esses mecanismos são o
sistema de ventos da atmosfera e as correntes oceânicas.
Acredita-se que a contribuição dos oceanos para esse transporte de calor para os pólos é
maior nas regiões tropicais enquanto a atmosfera contribui mais nas regiões de maiores
latitudes
Estrutura vertical (típica) 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.
Balanço de calor do sistema
oceano-atmosfera
O balanço entre a radiação solar incidente e a radiação emitida para o espaço nas baixas
latitudes equilibra o mesmo balanço nas altas latitudes, criando o balanço energético da Terra.
Em cima: as correntes oceânicas transportam mais de metade da energia total transportada
perto do equador. Nas latitudes mais elevadas o transporte atmosférico excede o transporte
oceânico. Em baixo: comparação entre a energia transportada pelos oceanos no hemisfério
Norte e hemisfério Sul