FLG 0114 – Mudanças Climáticas Globais e Implicações Atuais

FLG 0114 – Mudanças Climáticas
Globais e Implicações Atuais
Disciplina Ministrada pelo Prof. Dr. Ricardo
Oceanografia e Climatologia
– Noções sobre os Oceanos da Terra –
1 – Introdução
O presente resumo de aula visa apresentar as noções gerais sobre os oceanos
do planeta Terra e sua influência no clima. Serão abordados todos os aspectos
geográficos do objeto a ser explanado, bem como as suas interações com os diversos
constituintes, em diversas escalas. Como objetivos principais, almejou-se introduzir
a Ciência Oceanográfica e sua importância ao curso de Geografia, apresentando as
características de cada oceano terrestre. Definiu-se também as suas propriedades
físico-químicas, as suas influências no geográfico (e vice-versa) e algumas
atividades biológicas de interesse. Mapeou-se as circulações oceânicas e outros
objetos. Desta maneira, foi possível demonstrar os efeitos dos oceanos como
determinadores de grande peso no clima da Terra, o que permitiu anunciar as
interações climáticas causadas pelo sistema Oceano-Atmosfera (interação Ar-Mar).
2 – Justificativa
Com cerca de 3/4 da superfície da Terra (71~75%) coberta por um lençol de
H2O líquido, os oceanos constituem um dos maiores reguladores das condições
climáticas em escala planetária. Portanto, tornam-se de total importância:
•
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•
•
•
As suas configurações geográficas;
A distribuição das propriedades conservativas;
A circulação das massas de água em diversas escalas;
Os gases dissolvidos nas águas dos mares
Os diversos indicadores biológicos.
Além de muitos outros ainda a se descobrir, destaca-se dos fatos anteriores a
premissa de que os oceanos representam a principal condição de contorno inferior da
atmosfera, o que define a sua grande importância para o entendimento do clima.
Estes dois sistemas trocam excepcional quantidade de massa e energia.
Vale dizer que conhecemos mais o espaço sideral, as configurações de outros
planetas, a formação de estrelas, detalhes da mecânica celeste e muitos outros
objetos do Cosmos do que os nossos próprios oceanos. Portanto, se os oceanos são
1
considerados os grandes reservatórios da Terra, a primeira coisa a qual podemos
classificá-los são como os grandes reservatórios de ignorância!
3 – A Oceanografia
3.1 Histórico: As primeiras especulações conhecidas sobre a origem, as
características e a extensão dos mares, bem como suas propriedades, foram de
natureza geográfica e datam da antigüidade grega. Atribui-se à Píteas (navegador do
séc. IV a.C.) as relações dos períodos de fluxo e refluxo das grandes marés atlânticas
ao ciclo na Lua. Aristóteles (384-322 a.C.) denominou a vasta extensão marinha
entre Poente e Levante de oceano Atlântico. Eratóstenes (284-192 a.C.) quando
diretor da biblioteca de Alexandria, intuiu a relação entre as marés e os movimentos
da Lua. Finalmente, com Posidônio (135-51 a.C.) estudando profundamente as
idéias de Seleuco e de Eratóstenes, extraiu os fundamentos da teoria das marés,
distinguindo os três principais períodos, a saber:
• Semidiurno: ligado às culminações superior e inferior da Lua (movem 2 x 100 x
109ton H2O líquido);
• Quinzenal: com um máximo na sizígia e um mínimo na quadratura;
• Anual: com máximos nos equinócios e mínimos nos solstícios.
Deve-se atribuir um grande destaque ao Tte Matthew Fontaine Maury
(U.S.NAVY), que conduziu trabalhos científicos dos mares, publicando o primeiro
livro sobre oceanografia geral, em 1855. Embora o termo Oceanografia tenha
aparecido pela primeira vez na França, em 1584, como Océanographie, ele ainda
não era utilizado, pois esta ciência estava completamente enraizada na Geografia.
Desta maneira, Maury lança o livro “Geografia Física do Mar”, baseando-se em
Geografia, com aporte da Física. Além deste mérito, Maury também deve ser citado
como um precursor dos estudos sistemáticos dos oceanos. Justamente estes tipos de
pesquisas e estudos sistemáticos da Oceanografia moderna vão se iniciar no séc.
XIX com as expedições dos navios Challenger (britânico, em 1872-1876) e Gazelle
(alemão, em 1874-1876). Em 1880, na Alemanha, o termo Oceanographie, ou
Oceanografia prevaleceu definitivamente. Ele foi baseado nas origens do termo
Geografia, como descrição dos oceanos. Quanto aos britânicos, ainda em 1864,
utilizavam o termo Oceanology, ou Oceanologia, como o estudo dos oceanos e só
trocaram mais tarde, seguindo os alemães. Para o séc. XX vale destacar as grandes
contribuições do Cmt. Jacques-Yves Cousteau (1910-1997). Embora não fosse
oceanógrafo, dedicou uma vida inteira aos estudos dos oceanos (pesquisas,
expedições, invenções, instrumentação, veículos, filmagens etc). Sem sombra de
dúvidas, muito do que se conheceu e viu dos oceanos deveu-se a este desbravador
(Fig.1).
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Fig.1: Cmt. Jacques-Yves Cousteau (1910-1997)
e a galante tripulação do Calypso percorreram os
mais diversos mares do mundo, apresentando os
fascínios que se resguardam nos oceanos (Fonte:
O Mundo Submarino, 1978).
3.2 Atuação: assim como a Meteorologia, a Oceanografia possui um campo de
estudo bastante amplo, articulado em setores:
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•
Hidrologia, morfologia e geologia das áreas e bacias marinhas;
Natureza e características dos sedimentos marinhos;
Propriedades físico-químicas da água do mar;
Movimento das águas do mar: ondas, correntes e marés;
Biologia do ambiente marinho;
Organização do estudo e meios de coleta, avaliação e elaboração dos dados;
Aplicações pragmáticas.
Para atender esta demanda, em geral, a Oceanografia divide-se em quatro
grandes grupos: Oceanografia Física, Química, Biológica e Geológica.
4 – Os Oceanos e suas Propriedades
Excetuando-se a Antártida (de 80 a 90ºS) e a faixa de 50 a 70ºN, que possui
64% coberto por terras emersas, todas as demais latitudes do planeta são
predominantemente cobertas pelo mar. Desta maneira, se o planeta possui uma
superfície de cerca de 510.100.000km2, as terras emersas contabilizam apenas
149.040.000 km2. Aos mares cabe a maior parte, com 360.060.000 km2.
O oceano é considerado um sistema termodinâmico, caracterizado por
propriedades físicas que podem ser mensuradas. Essas “quantidades”, ou
parâmetros, definem o estado do sistema. Para o mar, temos:
• Temperatura (termodinâmica);
• Salinidade (físico-química);
• Pressão (mecânica);
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• Densidade (mecânica: massa e volume);
• Oxigênio dissolvido;
• Dióxido de carbono dissolvido; etc.
Os parâmetros indicadores são divididos em conservativos e não
conservativos:
Conservativos: possuem um campo. Há uma distribuição da propriedade por todo o
“corpo” do objeto em estudo (Ex: Temperatura, Salinidade etc.);
Não conservativos: a distribuição não ocorre como uma propriedade distinta pelo
objeto de estudo, pois interage com outros sistemas externos (Ex: Oxigênio
dissolvido, que pode ser consumido/produzido por organismos vivos, em outras
palavras, a propriedade pode se exaurir).
4.1 Temperatura: apresenta-se como uma propriedade conservativa, com
distribuição zonal em superfície, quando observada em grande escala (isotermas
paralelas às latitudes). Possui uma variação de temperatura superficial considerável,
partindo de aproximadamente 28ºC, no Equador, e chegando a –1,8ºC, no gelo das
latitudes polares. Quando observada nas escalas menores, foge à regra, pois próximo
da costa há desvios das correntes oceânicas na direção Norte-Sul. O mesmo
comportamento excepcional ocorre nas margens Oeste dos continentes, com
afloramento de águas mais frias, originadas do fundo oceânico. Na distribuição
vertical, o perfil de temperatura das águas diferencia-se conforme os seguintes
fatores:
• A latitude;
• A sazonalidade da estação do ano; e
• O hemisfério da Terra.
Deve-se observar que como a mudança da temperatura é muito pequena em
grandes variações de profundidades, adota-se, em Oceanografia, medições com duas
casas decimais de precisão. Exemplo: 5,32ºC.
Em geral, observa-se alguns perfis verticais típicos da temperatura dos
oceanos distribuídos da seguinte maneira, com variações latitudinais e sazonais
(Fig.2):
• Na zona superior, de 50 a 200m de espessura, a temperatura é próxima a da
superfície;
• Na camada de 500 a 1000m, a temperatura decresce rapidamente com a
profundidade;
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• Na camada profunda, o declínio ocorre bem lentamente;
• Acima de 4000m, a temperatura in situ começa a aumentar devido a pressão
(utiliza-se a temperatura potencial [θ] para estas medições).
Nestes termos, observa-se que as variações da temperatura com a
profundidade não são homogêneas, mas seguem certos comportamentos que
caracterizam faixas, ou camadas dos oceanos, as quais adquirem propriedades
distintas e que foram devidamente identificadas:
Camada de Mistura: é a camada compreendida entre a superfície e uma
profundidade de 25 a 200m, onde a principal característica é um comportamento
similar ao isotérmico, pois a temperatura da água apresenta valores próximos aos da
superfície, devido à mistura produzida pelas ondas geradas pelos ventos.
Termoclina: é a espessura de coluna d’água onde a variação da temperatura com a
profundidade é máxima. Diz-se gradiente máximo da variação da temperatura com a
variação da profundidade, ou máx ∇T = ΔT/ΔZ. Em outras palavras, há uma grande
diferença do valor de temperatura (ΔT) em pouca espessura da coluna d’água (ΔZ).
Dicoterma: é uma camada de água fria, atingindo –1,60ºC que fica embutida entre a
lâmina da superfície, com água mais aquecida e a água profunda, também aquecida.
Como a superfície de contato com o ar resfria-se rapidamente, a água fria desce para
a camada intermediária e é substituída por uma água do sub-fundo. Ao subir, a
descompressão causa um novo leve aquecimento que liberará calor na atmosfera e
novamente resfriará a água, que afundará para a camada intermediária fria. O
processo, na escala sinóptica, é considerado rápido, mas a condução do calor do
sub-fundo e fundo, é considerada lenta.
Fig.2: Alguns perfis verticais típicos da temperatura dos oceanos. I – perfil para baixas latitudes,
II – perfil das latitudes médias, onde se observa a variação da termoclina pela ação sazonal e em
III – perfil das altas latitudes (Fonte: FELICIO, R.A.,1991, baseado em PICKARD, G.L., 1974).
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4.2 Salinidade: apresenta-se como uma propriedade conservativa. É medida em
[g/kg] o que corresponde à quantidade de sal em gramas, diluído em um quilograma
de H2O líquido. Assim, descreve-se como partes por mil [%o] ou pormilhagem,
utilizando-se até duas casas decimais. A faixa de valores típicos da salinidade
superficial dos oceanos vai de 33 a 37%o. A salinidade tem distribuição zonal em
superfície, quando consideramos a grande escala (isohalinas paralelas às latitudes),
contudo, ela não é tão clara como a distribuição da temperatura. A principal
diferença ocorre na localização dos máximos e mínimos, onde os fatores
precipitação e evaporação (causada pela grande insolação) se tornam fatores de
peso. Desta maneira, observam-se mínimos logo ao Norte do Equador,
principalmente no Pacífico e depois, valores máximos nos trópicos, nas latitudes ao
redor de 25ºN e S. Logo após, novo decréscimo é verificado e mínimos voltam a
ocorrer para as altas latitudes. As observações demonstraram que a evaporação e a
precipitação determinam a salinidade superficial por dois efeitos:
Concentração: aumento de salinidade por perda de massa líquida, sem subir a
temperatura da água. Há grande evaporação causada pelo aquecimento superficial
das águas. A presença de anticiclone semi-permanente garante altos índices de
insolação;
Diluição: diminuição de salinidade por ganho de massa líquida, sem baixar a
temperatura da água, ou com pouca variação desta. A presença de extensas
coberturas de nuvens garante altos totais pluviométricos.
Outros pontos de máximos importantes são as regiões onde sopram os Aliseos
e as áreas globais onde a evaporação excede a precipitação. Para os pontos de
mínimos, verifica-se, em menor escala, valores baixos nas áreas junto à costa, onde
deságuam os rios e junto às saídas de glaciares da Groenlândia. Já em grande escala,
nas regiões polares, junto à banquisa do Ártico e principalmente da Antártida, onde
o gelo se funde.
Na distribuição vertical, o perfil de salinidade torna-se mais difícil de
descrever, pois a temperatura da água e a sua densidade entram como principais
determinantes. Isto implica que a salinidade torna-se um subproduto da temperatura
e conseqüentemente, da densidade. A latitude, sazonalidade anual e hemisfério da
Terra aparecem em segundo plano. Assim, observam-se alguns perfis verticais
típicos da temperatura dos oceanos distribuídos da seguinte maneira, com variações
latitudinais e sazonais (Fig.3):
• Nas regiões equatorial, tropical e subtrópicos há um mínimo de salinidade de 600
a 1000m de espessura;
• Nesta mesma região, o perfil demonstra aumento suave até 2000m de
profundidade;
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• Nas altas latitudes (onde em SFC é baixo) o valor normalmente cresce com a
profundidade até 2000m;
• Acima de 4000m, a salinidade é relativamente uniforme, na faixa entre 34,6 a
34,9%o.
Fig.3: Alguns perfis verticais típicos da salinidade dos oceanos. I – perfil para o oceano Atlântico,
II – perfil para o oceano Pacífico e III – perfil generalizado nos trópicos (Fonte: FELICIO,
R.A.,1991, baseado em PICKARD, G.L., 1974).
Nos perfis apresentados, para a parte superficial, nota-se tanto para o
Atlântico, quanto para o Pacífico, nas baixas e médias latitudes, que os valores de
salinidade tendem a ser mais elevados próximo ao Sul do Equador e nas áreas dos
anticiclones, devido à muita evaporação causada pelos altos índices de insolação.
Para as altas latitudes, ambos os oceanos registram uma queda nos valores da
salinidade causados pelo degelo. O grande fornecedor de água doce ao mar é a
Antártida. O mar de Weddell contribui para o oceano Atlântico e os mares de Ross e
Bellingshausen, para o Pacífico. Os valores de salinidade ficam abaixo de 34%o no
Atlântico e 33%o, no Pacífico. Já na área tropical, percebe-se que os elevados
índices pluviométricos abaixam a salinidade na superfície e dentro da camada de
mistura.
Outro fator importante a se relatar é a dependência da propriedade Salinidade
em função da temperatura, justamente devido à solubilidade. Desta maneira, diz-se
que S depende de T, ou seja, S(T). As evidências podem ser vistas, em ambos os
oceanos, na faixa de profundidade entre 100 a 1000m, onde a termoclina principal
atua, sempre nas baixas e médias latitudes. Na primeira, o ano todo e na segunda,
seguindo o comportamento sazonal. Em geral a propriedade relacional da
temperatura e da salinidade é definida por:
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Aumento da temperatura implica em aumento
↑T ⇒ ↑Solubilidade H2O ⇒ ↑S da solubilidade da água que, por sua vez,
implica em aumento da salinidade;
Redução da temperatura implica em redução da
↓T ⇒ ↓Solubilidade H2O ⇒ ↓S solubilidade da água que implica em redução da
salinidade.
Desta maneira, a salinidade e a temperatura definirão a próxima propriedade
da água do mar: a densidade. Esta definirá a posição das águas no perfil. Quanto
mais salinas, mais densas.
4.3 Densidade: A densidade é uma propriedade invariável da matéria. Em
Oceanografia usa-se a densidade relativa, definida pela relação entre a massa de um
corpo e a massa de um igual volume de água, a 4ºC. É medida em [g/cm3] oscilando,
no oceano aberto, na faixa de 1,02400 a 1,03000g/cm3 (em profundidade, cerca de
1,04490g/cm3). Por comodidade, expressa-se apenas os 4 últimos algarismos, sem
unidades. Exemplo: 1,02727g/cm3, diz-se densidade 2727. A densidade será
expressa pelo comportamento de outros parâmetros, portanto, torna-se função
destes. Os parâmetros que controlam a densidade (σ) são a salinidade, a temperatura
e a pressão da coluna d’água, em profundidade, ou seja, σ(S,T,p). Para densidades
em superfície, a pressão é zero (p = 0) e a densidade é descrita apenas pela
salinidade e temperatura, ou seja, σ(S,T,0).
Para os objetivos do entendimento do clima e da visão da Geografia, a
densidade será vista apenas como uma fomentadora de movimentos verticais e na
determinação do deslocamento das águas. Desta maneira, o importante será relatar:
•
•
•
•
A estratificação;
Os afundamentos;
Os afloramentos (ou ressurgência); e
As correntes.
Quanto a sua distribuição horizontal e perfis verticais típicos dos oceanos, em
escala sinóptica, a densidade apresenta os valores de 2200 (ou apenas 22) no
Equador. Nos trópicos, oscila em torno de 25. Já nas latitudes entre 50 e 60º, varia
entre 26 a 27. Finalmente, na banquisa de gelo, há uma suave diminuição, com
diferença significativa entre hemisfério Sul e Norte, este último devido ao maior
degelo (Fig.4). Em profundidade, na escala sinóptica, com a tendência natural de
repouso e mínima energia, observa-se, na parte intermediária, um aumento rápido
que acima de 2000m torna-se vagaroso conforme aumenta a profundidade, tendendo
a uma situação mais estável (Fig.5).
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Fig.4: Combinação das três propriedades, em superfície, na oceanografia sinóptica, como média
para todos os oceanos (Fonte: FELICIO, R.A.,1991, baseado em PICKARD, G.L., 1974).
Fig.5: Distribuição horizontal e perfis verticais típicos da densidade dos oceanos, em escala
sinóptica e em situação de máximo repouso (Fonte: FELICIO, R.A.,1991, baseado em PICKARD,
G.L., 1974).
Importante: a variação vertical da densidade estabelece os deslocamentos verticais.
Quanto mais estável estiverem as camadas, teremos mínimos movimentos verticais e
mistura. Em contrapartida, quanto mais instável estiverem as camadas, observa-se
máximos movimentos verticais e mistura.
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Para saber mais:
Muitos destes movimentos verticais
determinam o deslocamento das massas de
água (em menor escala) e podem ser
definidos pelo diagrama TS de uma
amostra de água do mar.
Concluindo, águas afloram e afundam, contudo, quando chegam à SFC
entram em contato com a atmosfera. Neste momento, surgem os processos de
intercâmbio de propriedades com a troca de calor, troca de massa líquida e troca de
gases.
5 – Os Oceanos
5.1 O Pacífico: O mais novo dos oceanos conhecido pelo Homem. Apresenta-se
como um oceano de superlativos, sendo o maior, o mais profundo etc. Não segue
nada ao nome que lhe foi dado, pois apresenta as maiores células de tempestades já
registradas. Possui uma área de 179,25 x 106km2, o que englobaria a área do Brasil
(8,51 x 106km2) 21 vezes. Se fosse idealmente planificado, seria representado por
um quadrado cujos lados mediriam 13.389km. Este oceano ocupa mais de um terço
da superfície terrestre e representa 40% da área marítima total do mundo (Fig.6).
Seu volume de água é estimado em cerca de 724.000.000km3. Se fosse idealizado
em forma de um cubo, suas arestas teriam 898km. Com tal volume, caberiam 27
vezes todo o conteúdo de gelo da Antártida, estimado em 27.000.000km3.
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Fig.6: Superfície do oceano Pacífico e limites.
Quanto a sua distribuição da temperatura superficial, também chamada de
TSM – Temperatura da Superfície do Mar, observa-se que o Pacífico possui uma
área equatorial e tropical significativa, ocasionando insolação durante todo o ano,
ora mais ao Norte, ora mais a Sul. Nas latitudes médias, o gradiente de temperatura
apresenta-se em uma distribuição zonal, com exceções na costa Oeste da América
do Sul. O gradiente de temperatura é máximo nas altas latitudes, principalmente nas
proximidades da Antártida, onde circula a Corrente Circumpolar Antártica – CCA.
Nota-se um gradiente extremado nestas latitudes, onde a TSM varia de 8 a 4ºC em
poucos graus de latitude (Figs.7A e B).
A distribuição da Salinidade na Superfície do Mar – SSM segue as
informações detalhadas anteriormente, com máximo logo ao Sul do Equador e nas
proximidades dos trópicos, sempre associados aos altos índices de evaporação,
permitidos pela grande incidência de insolação dos anticiclones. Valores mais
baixos são encontrados próximos às banquisas de gelo (Fig.8).
11
Fig.7A: Distribuição da TSM do Pacífico durante o inverno boreal (Fonte: Inst. Geog. de Agostini,
1975).
12
Fig.7B: Distribuição da TSM do Pacífico durante o verão boreal (Fonte: Inst. Geog. de Agostini,
1975).
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Fig.8: Distribuição da SSM do Pacífico durante o verão boreal (Fonte: Inst. Geog. de Agostini,
1975).
5.2 O Atlântico: O mais antigo dos oceanos conhecido pelo Homem. Apresentou-se
como o primeiro a ser estudado desde a Antigüidade. Possui uma área de 106,20 x
106km2, englobando a área do Brasil 12,4 vezes. Se fosse representado por um
quadrado, seus lados mediriam 10.305km. O Atlântico ocupa praticamente todas as
latitudes da Terra, representando cerca de 29% da área marítima total do mundo
(Fig.9).
14
Fig.9: Superfície do oceano Atlântico e limites.
A distribuição da TSM no Atlântico é diferenciada sazonalmente. O maior
destaque ocorre na área tropical, com o verão no hemisfério Norte deslocando águas
mais aquecidas até a latitude de 50ºN e com uma distribuição mais espaçada do
gradiente de TSM no hemisfério Sul, sendo que este ainda se apresenta de forma
zonal (Fig.10A). A contrapartida surge durante o inverno no hemisfério Norte, onde
a TSM se distribui bem espaçada, com concentrações de águas frias na costa Leste
da América do Norte. No hemisfério Sul, as águas quentes predominam entre a
África e a América do Sul, por toda a costa brasileira, e com afloramento acentuado
de águas frias a Sudoeste da África. O gradiente da TSM apresenta-se com altos
valores, dado seu extremo confinamento entre 50 e 60ºS (Fig.10B).
Os valores de SSM seguem os padrões de alta evaporação e precipitação,
principalmente regulados pela presença dos anticiclones e nebulosidade de formação
Cumulus, respectivamente (Fig.11).
15
Fig.10A: Distribuição da TSM do Atlântico em agosto (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).
16
Fig.10B: Distribuição da TSM do Atlântico em fevereiro (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).
17
Fig.11: Distribuição da SSM do Atlântico no verão boreal (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).
18
5.3 O Índico: O menor e mais antigo dos oceanos navegado desde a época de glória
dos Faraós e dos chineses. Possui uma área de 75,94 x 106km2, o que englobaria a
área do Brasil 8,9 vezes. Se fosse representado por um quadrado, seus lados
mediriam 8.714km. O Índico está praticamente todo localizado no hemisfério Sul e
representa 21% da área marítima total do mundo (Fig.12). Seu volume de água é
estimado em cerca de 292.000.000km3. Se fosse idealizado em forma de um cubo,
suas arestas teriam 664km. Este volume é suficiente para englobar oito vezes o
volume de gelo da Antártida, com folga.
Fig.12: Superfície do oceano Índico e limites.
A distribuição da TSM do Índico possui algumas singularidades. Por se
apresentar como um oceano limitado a um dos hemisférios, as características
sazonais surgem com maior vigor. Entre estas, pode-se observar que durante o
inverno do hemisfério Sul, os valores de TSM mais elevados concentram-se entre
15ºS até toda a costa da Ásia, como a Índia. Os maiores valores de insolação estão
sobre o continente, resultando nos efeitos das monções. Ao Sul, observa-se o
gradiente de TSM bem zonal, mas com uma variação mais suavizada (Fig.13A).
Para o verão do hemisfério Sul, os valores altos de TSM distribuem-se por quase
todo o Índico. Com isto, observa-se um intenso gradiente de TSM que se concentra
entre 40ºS até 60ºS (Fig.13B).
A distribuição da SSM pouco muda entre verão e inverno, com variações
mais significativas na área equatorial dada a mudança do período de chuvas que se
deslocam, ora para o continente, ora para o oceano. O anticiclone semi-permanente
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mantém altos índices de insolação por volta de 30ºS, mais deslocado para a
Austrália (Figs. 14A e B).
Fig.13A: Distribuição da TSM do Índico em agosto (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).
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Fig.13B: Distribuição da TSM do Índico em fevereiro (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).
21
Fig.14A: Distribuição da SSM do Índico em agosto (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).
22
Fig.14B: Distribuição da SSM do Índico em fevereiro (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).
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6 – Correntes Oceânicas
As correntes oceânicas são controladas por dois fatores principais:
Em superfície, há o predomínio da ação dos ventos no deslocamento das massas de
água;
Em profundidade, é a densidade que predomina no deslocamento das massas de
água, portanto a densidade gera estratificação.
As correntes oceânicas em superfície são praticamente controladas pela ação
dos ventos, pois se acoplam às circulações de grande escala da atmosfera como a
posição dos anticiclones e a circulação dos Aliseos. Deste modo, a sazonalidade da
atmosfera exercerá sua influência, deslocando, enfraquecendo ou intensificando as
correntes em escala planetária. As correntes oceânicas são classificadas pela sua
temperatura, com isto, considera-se que há uma interação direta da TSM com a
atmosfera adjacente. Esta interação ocorre principalmente no fornecimento de
umidade e calor que a seguir refletirá na solubilidade de sais e gases. (Fig.15A e B).
Fig.15A: Principais correntes oceânicas em janeiro e as conexões com os anticiclones
semi-permanentes (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).
24
Fig.15B: Principais correntes oceânicas em julho e as conexões com os anticiclones
semi-permanentes (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).
Nestes termos, estima-se que as correntes oceânicas redistribuem 50% do
excesso de energia e 85% da água na atmosfera da Terra. Manipulam o
armazenamento de calor sazonalmente ou em períodos muito longos (a maioria
completamente desconhecidos) e controlam o abastecimento de nutrientes e os
processos geoquímicos.
7 – Outras Propriedades
7.1 Relações com a Luz: A incidência de radiação solar na água do mar é de vital
importância, pois define a zona iluminada (eufótica ou fótica) com profundidade
máxima que varia de 200 a 600 metros, e apresenta um comportamento sazonal.
Nesta faixa, ocorre a difusão da luz, como na atmosfera (espalhamento do AZUL).
A zona eufótica é o lar do fitoplâncton (algas) e do zooplâncton. Contudo, abaixo
desta, na zona afótica, apenas o zooplâncton sobrevive. Quanto à coloração, as águas
verdes indicam grande quantidade de material biológico em decomposição,
principalmente devido à liberação de enxofre. Outras colorações são possíveis, como
as ocorridas nos anos de 1970, quando surgiram diversas ocorrências de maré
vermelha. Para todas elas, atribuiu-se relações catastróficas, mas que na verdade
eram apenas algas vermelhas que se desenvolvem em longos períodos de estiagem
(Fig.16).
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Fig.16: Ocorrência de maré vermelha na praia do Leblon, RJ, em 04 de março de 2008. Hoje
sabe-se que a relação das algas vermelhas é a ausência de chuva (Fonte: ESP).
7.2 Relações com a Temperatura: A TSM possui as seguintes relações principais
de controle:
• Umidade fornecida à atmosfera adjacente;
• Solubilidade dos sais na água;
• Solubilidade dos gases dissolvidos na água.
7.2.1 Umidade Fornecida à Atmosfera:
A umidade fornecida segue uma relação praticamente direta, onde a elevação
da TSM permite que se alcancem altos valores de evaporação. Desta maneira,
haverá um fluxo maior de umidade para a atmosfera, aumentando seu valor
absoluto. Quanto mais seco e quente estiver o ar, mais umidade ele poderá receber.
De maneira análoga, mas inversa, se os valores de TSM forem baixos, a quantidade
de vapor lançado à atmosfera é menor, o que ocasiona valores absolutos mais baixos
de umidade (Fig.17). Como relações, deve-se entender que a baixa umidade deixa o
ar mais seco. Uma vez que se apresenta nestas condições, reduzirá a precipitação
local e por onde houver teleconexões. Se estiver em trânsito, essa massa de ar
causará diversos problemas referentes à baixa umidade (secas, dificuldade de
dispersão de poluentes etc.).
26
Fig.17: Relação da TSM com a evaporação e disponibilidade de umidade absoluta para a atmosfera
(Fonte: FELICIO, 2008).
7.2.2 Solubilidade dos Sais na Água:
A solubilidade dos sais segue uma relação direta e pode definir a densidade,
conforme S e T se relacionam, onde a elevação da TSM aumenta a solubilidade dos
sais na água. Se estes estiverem disponíveis em níveis levemente mais profundos,
causarão processos osmóticos pelas camadas até a superfície. Assim, poderão
aumentar a densidade da água. Analogamente, o processo inverso de redução da
TSM diminuirá a solubilidade dos sais, reduzindo a densidade da água (Fig.18).
Fig.18: Relação da TSM com a solubilidade dos sais e a densidade (Fonte: FELICIO, 2008).
27
Deve-se notar que as relações agora dependem de mais fatores. Se a
temperatura não predominar, a densidade aumentará, caso haja salinidade disponível
para aumentar. Como resultado, a densidade aumenta e haverá o afundamento da
massa d’água. Caso a alta temperatura predomine, mesmo com alta solubilidade, a
densidade será mais baixa, resultando na permanência da água onde ela está.
Ressalta-se que a estabilização da estratificação superficial é de difícil avaliação,
além de ser altamente misturada pela ação dos ventos.
7.2.3 Solubilidade dos Gases Dissolvidos na Água:
A solubilidade dos gases dissolvidos segue uma relação direta e inversa que
define os fluxos entre atmosfera e oceano. Com a elevação da TSM, reduz-se a
solubilidade dos gases dissolvidos na água. Em superfície, os gases são liberados
para a atmosfera, ocasionando um fluxo de entrada, ou positivo. De maneira
análoga, com a redução da TSM, a solubilidade aos gases aumenta. Se na superfície
de contato com a atmosfera houver gases disponíveis, estes poderão ser absorvidos,
resultando em um fluxo de saída da atmosfera, ou negativo. Tal efeito poderá
ocorrer principalmente de maneira mecânica, quando a água se movimenta na
camada de mistura superficial, forçada pelos ventos. (Fig.19).
Fig.19: Relação da TSM com a solubilidade dos gases dissolvidos na água do mar e os fluxos para a
atmosfera. Quando a TSM se eleva, a solubilidade da água diminui (Fonte: FELICIO, 2008).
Nestas relações, deve-se notar que haverá uma intensa troca gasosa, já que a
superfície de contato entre ambos os fluidos é descomunal (cerca de
361.128.000km2). A troca irá depender em qual localização da Terra as TSM estão
mais altas ou baixas. Além disto, os outros fatores, incluindo os biológicos, também
participam do cenário.
28
7.3 Relações com os Seres Vivos: Na zona eufótica, o fitoplâncton (algas) interage
com o dióxido de carbono e produz oxigênio. Nas duas zonas, eufótica e afótica,
diversos espécimes do zooplâncton utilizam os carbonatos para formar as estruturas
de suas micro conchas. Estas servem como depositório de carbono secular ou
milenar. Uma vez que esses pequenos seres morrem, as conchas são depositadas ao
fundo, numa taxa de declinação na ordem de 2 a 3cm por dia [cm/d]. Se contarmos
que a profundidade média dos oceanos é de cerca de 4.000m (ou 400.000cm) se as
conchas afundarem em uma taxa de 3cm/d, elas só chegarão ao fundo em 13.333
dias, ou 365,29 anos. Em uma taxa de afundamento mais modesta, de 2cm/d, as
conchas só chegarão em 20.000 dias, ou 547,94 anos. Uma vez ao fundo (depois de
serem carregados por correntes etc.) depositam-se no leito sedimentar e devem
retornar para ciclo da rocha até provavelmente, em um tempo muito remoto, saírem
novamente pelos vulcões.
8 – O Dióxido de Carbono
Sumariamente deve-se afirmar que este é um gás natural, que permanece na
composição da atmosfera como um gás traço, na proporção de cerca de 0,033%.
Assim como o metano, ozônio, vapor d’água etc., ele faz parte dos sistemas vivos e
minerais do planeta Terra. Interage minimamente com o infravermelho termal, pois
a maior proporção desta interação ocorre com o vapor d’água. Atua em um ciclo
fechado de liberação e retenção dentro dos sistemas terrestres, em diversas escalas
espaço-temporais. Seus depositórios e fluxos estimados são colossalmente maiores
nos processos naturais do que os humanos (Fig.20).
Os oceanos são o principal armazenador de CO2, portanto, controlam fluxos
consideráveis deste gás para a atmosfera. Como a temperatura regula a solubilidade
dos gases dissolvidos, então estes poderão ser liberados para a atmosfera, quando
carregados para a superfície. Se a TSM estiver alta, a solubilidade da água do mar ao
CO2 se reduz, o que causará sua liberação massiva para a atmosfera, ou seja, um
fluxo positivo. No processo inverso, com TSM mais baixa, a solubilidade da água
do mar ao CO2 aumenta, ocasionando sua absorção em grande quantidade,
principalmente na agitada camada de mistura, devido aos ventos (Fig.21).
Com isto, deve-se entender que o grande depositório de dióxido de carbono é
o próprio oceano. Basta os oceanos estarem 1ºC mais aquecidos que Gigatoneladas
[Gt] de CO2 são emitidos para a atmosfera, quantidade esta muito superior às
atividades antrópicas.
E quem aqueceria os oceanos?
O Sol.
29
Fig.20: Estimativa dos principais depósitos e fontes de CO2 [Gt] e seus fluxos estimados [Gt/ano].
Na época, as emissões humanas eram estimadas em 5,5Gt/ano. Atualmente, menos que 4,1Gt/ano
(Fonte: NASA, 2008).
Fig.21: Relação da TSM com a solubilidade do gás CO2 dissolvido na água do mar e os fluxos para
a atmosfera. Quando a TSM se eleva, a solubilidade da água diminui (Fonte: FELICIO, 2008).
30
O Sol é a estrela que fornece a esmagadora energia incidente na superfície da
Terra, tanto para oceanos, quanto para os continentes. Os oceanos são considerados
um enorme reservatório de calor. Este calor que foi absorvido pode migrar pelas
correntes oceânicas, em superfície e em profundidade. A circulação termohalina
sinóptica atua em todos os oceanos, afundando e aflorando, transportando gases
presos há séculos (Fig.22).
Fig.22: Circulação termohalina sinóptica atuando em todos os oceanos. Em azul claro, circulação de
superfície e sub-superfície. Em azul escuro, circulação de sub-fundo e fundo (Fonte: NOAA, 2008).
Em temperaturas mais altas, o dióxido de carbono é liberado dos oceanos
para a atmosfera em Gigatoneladas. Os efeitos mecânicos como os ventos auxiliam
na troca de gases entre a atmosfera e os oceanos. Portanto, um dos motivos para o
aumento de temperatura dos oceanos pode estar relacionado ao ciclo solar,
principalmente pela Oscilação Decadal do Pacífico – ODP, já que este é o maior
oceano da Terra. Como a cada 11 anos aproximadamente o Sol muda sua
intensidade emissiva de energia, quando alterna de pólos magnéticos, a ODP
apresenta períodos de variação com correlação próxima a estes ciclos solares, com
um certo atraso observado nos valores de TSM do Pacífico.
9 – A Oscilação Decadal do Pacífico – ODP
Em uma abordagem sistêmica resumida, com o ciclo solar em auge, a
atmosfera recebe mais radiação de Ondas Curtas – OC que atingem a superfície do
oceano. Este fato resultará no aumento da TSM do Pacífico, principalmente nos
trópicos. Com TSM mais alta, aumentam os valores de evaporação do oceano e
também aumentam os valores de radiação de onda longa emitidos pela superfície do
mar (Radiação de Onda Longa Emitida – ROLE). Além disto, a TSM elevada reduz
31
a solubilidade do dióxido de carbono. Com baixa solubilidade, o dióxido de carbono
é transferido para a atmosfera da Terra, como um efeito causal (Fig.23A).
Fig.23A: Atividade solar intensa aumenta a incidência de OC sobre a superfície tropical do
Pacífico, elevando a TSM. Com isto, haverá maior evaporação, maior quantidade de Radiação de
Onda Longa Emitida – ROLE e liberação de CO2 para a atmosfera, dada a baixa solubilidade dos
gases dissolvidos na água do mar sob TSM mais altas (Fonte: FELICIO, 2008).
Como a quantidade de vapor disponível é alta, aumenta-se também a
probabilidade de formação de nuvens, principalmente grandes áreas de coberturas de
nuvens estratiformes (com muitos Cumulus embutidos). Uma maior evaporação e
nebulosidade formam eficiente efeito estufa local que retêm o excedente de ROLE,
originado pela TSM alta da superfície do oceano. As chances de elevação das
temperaturas na troposfera é alta (Fig.23B).
Fig.23B: Maior área de cobertura de nuvens, muito vapor d’água na troposfera e uma elevada
emissão de OL poderiam elevar a temperatura do ar na troposfera (Fonte: FELICIO, 2008).
32
Quanto maior for o calor, maior será a probabilidade de aumentar a área de
cobertura de nuvens convectivas sobre a superfície do oceano. Porém, com maior
área de nebulosidade, afeta-se o balanço de OC que incide sobre a superfície do
oceano (Fig.23C).
Fig.23C: Maior área de cobertura de nuvens, principalmente as profundas do tipo Cumulus, também
controlará a incidência de OC sobre a superfície do oceano (Fonte: FELICIO, 2008).
Com o passar de muito tempo, uma menor incidência de OC provocará
menores valores de TSM na superfície do oceano. Valores menores de TSM geram
menor evaporação, menor ROLE do oceano e maior solubilidade de CO2. Com
maior solubilidade, os oceanos absorvem o CO2, removendo-o da atmosfera em
grande escala. A menor evaporação dificulta a formação da nebulosidade. Quando
combinadas, a menor evaporação e menor área de nebulosidade reduzirão a
eficiência do efeito estufa local que retinha o pouco de ROLE, originado pela TSM
baixa na superfície do oceano (Fig.23D). Quanto menor for o calor, menor será a
área de cobertura de nuvens convectivas sobre a superfície do oceano. Com uma
cobertura de nuvens convectivas menor, a forçante solar original de OC retorna ao
processo, recomeçando-o, sempre calcado na forçante original (Fig.23E).
Do ciclo modelado, conclui-se que, com a forçante solar em alta, mais intenso
será o processo. Analogamente, com a forçante solar em baixa, menos intenso será o
processo. Contudo, deve-se ressaltar que em ambos os casos, haverá respostas
anômalas positivas e negativas. Além disto, a ODP possui duas fases distintas de
aquecimento e resfriamento. Estas fases estão intimamente ligadas ao moderador
umidade/nebulosidade e recebem as denominações de frias e quentes. Na Fase Fria
da ODP, verificam-se anomalias negativas de TSM no Pacífico Tropical e anomalias
positivas de TSM no Pacífico Extratropical de ambos os hemisférios, com destaque
para valores maiores no Norte, próximo a costa Leste da Ásia. Para a Fase Quente
da ODP, verificam-se anomalias positivas de TSM no Pacífico Tropical e anomalias
33
negativas de TSM no Pacífico Extratropical de ambos os hemisférios, com valores
mais baixos novamente para o hemisfério Norte, na costa Leste da Ásia (Fig.24).
Fig.23D: Com a redução dos valores da TSM haverá menor evaporação, menor quantidade de
ROLE e menor liberação de CO2 para a atmosfera. Fora da área tropical, ou em áreas mais frias
nesta mesma faixa latitudinal, o CO2 poderá ser absorvido, quando o vento misturar o ar com as
águas da superfície do oceano. A menor área de cobertura de nuvens, a menor quantidade de vapor
d’água na troposfera e uma baixa emissão de OL poderiam reduzir a temperatura do ar na troposfera
(Fonte: FELICIO, 2008).
Fig.23E: Com a redução generalizada da nebulosidade, principalmente as do tipo Cumulus, a
incidência de energia de OC sobre o Pacífico tropical retornará e assim, o processo recomeça, com
aumento dos valores de TSM etc. como descrito em 23A (Fonte: FELICIO, 2008).
34
Fig.24: Fases Positiva, ou quente e Negativa, ou fria da ODP (Fonte: MOLION).
10 – Conectando Todos os Elementos
Ainda entre as correlações, além de dissolver os gases e realizar o seu
transporte, as correntes também transportam calor, tanto em superfície como em
profundidade. Desta maneira, quando o Ártico degela, muito provavelmente
acontece ressurgência de água mais aquecida ao seu redor. Aquecimento este que
pode ser ocasionado pelos continentes do hemisfério Norte ou circulações costeiras
mais quentes, lembrando que 1,0ºC, ao nível planetário, faz diferença. Em
temperaturas mais baixas, o dióxido de carbono é absorvido pelos oceanos em
Gigatoneladas. Desta maneira, quanto mais fria for a água do mar em superfície,
maior será a retenção de dióxido de carbono pelos oceanos (Fig.25).
Ao se juntar todos os fatores de maior concentração de dióxido de carbono
nas águas frias, com as correntes com afloramento de águas ricas em nutrientes, a
alta insolação por longos períodos, as águas límpidas, com extensa zona eufótica e a
formidável atividade do fitoplâncton, obteremos o disparo do maior ciclo de vida do
planeta Terra. O maior destaque ainda cabe à Corrente Circumpolar Antártica –
CCA como a mais fria e rápida das correntes sinópticas da Terra (Fig.26). Durante o
verão, com uma quantidade maior de horas de insolação, grande concentração de
dióxido de carbono pelas águas frias e, a partir deste ponto, com a vida do
fitoplâncton e zooplâncton se multiplicando velozmente, começam as maiores
migrações do planeta, principalmente a dos grandes cetáceos (Fig.27).
35
Fig.25: Retenção de CO2 pelas superfícies oceânicas. Verifica-se grande destaque para as águas
frias da Antártida (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).
Fig.26: A posição dos anticiclones semi-permanentes garante grande quantidade de insolação sobre
a superfície dos oceanos. Ao mesmo tempo, a circulação dos ventos desloca as águas frias, ricas em
nutrientes e CO2, para localidades onde a zona fótica é intensa, principalmente nos verões (Ex.:
CCA). Assim, o fitoplâncton se reproduzirá intensamente. Além disto, as circulações de ventos
permitem que águas mais aquecidas ganhem latitudes, proliferando mais vida. Os mares de
Sargaços são um exemplo desta conexão planetária de fatores (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).
36
Fig.27: Migração planetária dos grandes cetáceos. Notar que a maior parte ocorre nos mares do Sul,
dada a importância da CCA no processo de proliferação da vida durante o verão austral (Fonte: Inst.
Geog. de Agostini, 1975).
Concluindo, os mecanismos da atividade físico/química/biológica dos
oceanos estão intimamente ligados, portanto, os oceanos atuam como grandes
mediadores dos processos do planeta. Sua principal função decorre no controle
climático, como reservatórios de calor, nestes termos, em ciclos de longos períodos.
Também exercem atuação como fornecedores de umidade. Esta água percorre o
ciclo hidrológico.
10 – Considerações Finais
Os oceanos são o principal elo com a atmosfera da Terra:
{ Atuam como moderadores importantes dos processos atmosféricos;
| Ocultam uma infinidade de interligações desconhecidas que atuam como
auto-reguladores dos diversos mecanismos físico/químicos, onde a biologia interage
com veemência;
} Após a forçante solar e os vulcões, a interação Ar-Mar é a maior condicionante do
clima.
37
Anexo 1: Os Corais
Os corais se distribuem por todos os oceanos do planeta. Sua maior
concentração ocorre na área tropical, já que a vida necessita de energia. Contudo, há
grandes concentrações até em áreas polares do planeta, com singularidades próprias
dos seres vivos que lá habitam. Portanto, o alcance das barreiras de corais depende
de diversos fatores e se estendem por todo o planeta, em condições de adaptação
(Fig.A1.1).
Fig.A1.1: Limites das barreiras de corais (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).
As barreiras de corais devem ser entendidas como um conjunto vivo,
portanto, possuem inimigos biológicos, como crustáceos e moluscos. Um exemplo
ocorreu com as grandes estrelas-do-mar, como a Acanthaster planci, nos anos de
1970, as quais arrasaram diversas barreiras, causando danos gravíssimos. Na época,
imaginou-se que seus predadores, como o tritão, estivessem escassos ou que os
tubarões, por pesca indiscriminada, tivessem desbalanceado a cadeia, contudo
deve-se lembrar que basta uma pequena lasca de uma estrela-do-mar para que surja
um novo indivíduo, o que causaria sua abundância também. Este foi um mistério
que até hoje se apresentou sem solução.
Pesquisas que se seguiram nos anos de 1980 indicaram que podem existir
diversas mutações ecológicas de difícil mapeamento. Contudo, nunca se deve
acreditar que só porque em algum lugar UMA barreira de corais está a desaparecer,
então, em todo o planeta TODAS estão desaparecendo! Estas afirmações são
absurdas. Como todos os fenômenos do planeta, as barreiras de corais têm os seus
ciclos de crescimento e destruição:
38
• Processos destrutivos físicos: as ondas exercem considerável erosão;
• Processos destrutivos biológicos: as barreiras devem ser consideradas como um
conjunto vivo e como tal, estão sujeitas a muitos inimigos biológicos.
Desta maneira, a afirmação “O aquecimento global está destruindo as
barreiras de corais” torna-se completamente sem sentido.
Outro fator que é sempre elencado é a acidificação dos oceanos. O argumento
é completamente sem sentido, dado que em um hipotético mundo mais quente, os
oceanos também se aqueceriam, portanto, liberariam o dióxido de carbono na
atmosfera e não o contrário. Desta maneira, o dióxido de carbono é o gás utilizado
para a vida. Não é o responsável pela destruição das barreiras por “deixar os oceanos
mais ácidos”. Recente descoberta mostrou que há microrganismos que se
multiplicam rapidamente nestas condições, removendo o excesso de CO2 dos
oceanos. Em outras palavras, NÃO HÁ SATURAÇÃO! Sempre o ambiente torna-se
favorável a um tipo de espécie que se adaptou e que vai se proliferar, consumindo o
que estiver disponível. É o caso da Emiliania huxleyi, um microrganismo que tem
maior desempenho vital em concentrações descomunais de dióxido de carbono. Ao
que tudo indica, a Natureza possui mecanismos inertes que se ativam para a
auto-regulação, neste caso, um ser vivo dos oceanos.
O mesmo pode se afirmar quanto à elevação dos valores de temperatura das
águas do mar. O pesquisador Terry Dawson, da Universidade de Southampton, na
Grã-Bretanha, encontrou cerca de seis espécies novas de corais, nunca antes vistas e
mais três outras semelhantes a existentes em lugares como o Panamá e Costa Rica.
Além disto, Dawson também encontrou uma espécie que foi julgada extinta após as
manifestações extremamente quentes do fenômeno El Niño de 1997 a 1998. Isto
indica que, primeiramente, não conhecemos todo o sistema biológico dos oceanos e,
em segundo lugar, que a vida tem muito mais resiliência às diversidades climáticas
do que se imagina.
39
Anexo 2: O Nível dos Mares
O Nível Médio dos Mares – NMM é extremamente relativo e só assim pode
ser entendido. Alguns fatores que atuam sobre esta definição demonstram a sua
dificuldade, como as variações paleoclimáticas, marés, prováveis vibrações de
placas etc. Para o gelo, na hipótese remota em que toda a sua massa no planeta
pudesse derreter, ela elevaria o nível dos mares por volta de 80m. Assim, as reservas
contribuiriam nas seguintes proporções estimadas:
• Todas as geleiras continentais: 0,5m;
• Toda a Groenlândia: ~7,0m;
• Toda a Antártida: ~60,0m.
É importante lembrar que o derretimento das plataformas (banquisa) de gelo,
NÃO causa elevação do nível do mar (o Ártico, e as banquisas da Antártida, em
forma de icebergs tabulares).
Também se torna vital informar que os líquidos possuem dilatação
volumétrica como qualquer material, então se o Sol passou por um período de maior
atividade nos anos de 1990 a 2002, enorme quantidade de calor foi armazenada nos
oceanos. Como a variação do volume aparente é igual ao produto entre o seu
coeficiente de dilatação aparente, seu volume inicial e a variação de temperatura
(ΔVap = γap x V0 x Δθ, onde γap: coeficiente de dilatação aparente, particular para
cada substância; V0: volume inicial; e Δθ: variação de temperatura Ti – Tf) é mais
razoável entender que se houvesse uma elevação de ínfimos milímetros nos oceanos,
estes seriam a expressão de sua própria dilatação, cuja ocorrência NÃO é igual em
todo o planeta, já que os oceanos não estão em um recipiente ideal.
Além disto, temos os efeitos das marés pela alteração da órbita lunar:
Inclinação da Eclíptica da Terra.......................................................................... 23,5º
Inclinação do plano orbital da Lua...................................................................... 5,1º
Oposição.............................................................................................................. 18,4º
Combinação......................................................................................................... 28,6º
Amplitudes dentro do ciclo Lunar:
18,4º + 23,5ºN = 41,9º x 110km = 4.609km
18,4º + 23,5ºS = 41,9º x 110km = 4.609km
Somados........................................ 9.218km em 28 dias
O que resultaria em um deslocamento de massas d’água na taxa de
329,21km/d.
40
Analogamente, para a outra amplitudes do ciclo Lunar:
28,6º + 23,5ºN = 52,1º x 110km = 5.731km
28,6º + 23,5ºS = 52,1º x 110km = 5.731km
Somados...................................... 11.462km em 28 dias
Resultando em um aumento de cerca de 25%, com deslocamento de massas
d’água na taxa de 409,35km/d.
Este ciclo lunar ocorre normalmente a cerca de 19 anos de intervalo,
alcançando expressivamente as latitudes de 30ºN e S (Fig.A2.1).
Fig.A2.1: Variação das marés dentro do ciclo de 19 anos. As amplitudes pelas latitudes são
significativas e deslocam colossal quantidade de águas oceânicas (Fonte: FELICIO, adaptado de
MOLION, 2008).
Normalmente, quando não há a presença de ciclones tropicais ou
extratropicais atuando nas proximidades da costa (cerca de até 1000km) são estas as
causas de grandes marés que arrebentam no litoral e destroem casas e avenidas. Este
efeito foi sentido no ano de 2007, no litoral do Nordeste do Brasil, portanto,
totalmente independente de “aquecimento global” e elevação dos mares. Deve-se
ressaltar ainda a enorme quantidade de energia térmica que foi transferida pelas
correntes e distribuída pelas latitudes dos oceanos neste efeito lunar.
Um exemplo interessante ocorreu em Veneza, em 28 de fevereiro de 2008,
com maré baixa prolongada 80cm abaixo do NMM (Fig.A2.2). O registro recorde
41
pertence ao ano de 1934, quando a maré ficou 121cm abaixo do NMM, o qual
coincide muito próximo do ciclo lunar que daria aproximadamente em 1932.
Fig.A2.2: Canais de Veneza, em 28 de fevereiro
de 2008, com maré baixa de 80cm abaixo do
NMM.
As marés também apresentam comportamentos distintos conforme a
localidade do planeta. Em muitos lugares, elas podem variar na escala temporal
significativamente. Em outros, a variabilidade se apresenta nitidamente na diferença
entre os níveis de alta e baixa. Exemplos típicos ocorrem em Fundy Bay, no Canadá
(Fig.A2.3) e na “ilha” Mont Saint Michel, na França (Fig.A2.4A e B). No primeiro,
a variação diária chega a 18 metros. No caso francês, a variação comum é de 15
metros. Portanto, a histeria pregada por certas ONGs sobre a elevação do nível do
mar só existe em seus programas de computador que alteram artificialmente a
paisagem para gerar pânico (Fig.A2.5).
Fig.A2.3: Em Fundy Bay, no Canadá, as marés são significativas e apresentam uma variação de até
18 metros. Em dois instantes, maré alta (esq.) e maré baixa (dir.).
Concluindo, os processos de polderização permanecem em alta, bilhões de
dólares continuam financiando grandes obras e construções de edifícios formidáveis
em Dubai e até o presente momento, ninguém fugiu da Holanda. Se tudo isto
realmente fosse uma verdade conveniente, Al Gore não teria comprado uma mansão
de 9 milhões de dólares em frente à praia!
42
Fig.A2.4A: Vista aérea de Mont Saint Michel, na França, onde as marés também são significativas
e apresentam uma variação de até 15 metros. Em dois instantes, maré alta (esq.) e maré baixa (dir.).
Fig.A2.4B: Vista da superfície de Mont Saint Michel, na França. Em dois instantes, maré alta (esq.)
e maré baixa (dir.).
Fig.A2.5: Histeria pregada por
ONGs, utilizando programas de
computador para alterar o visual
da paisagem. Vista aérea real de
Murcia, na Espanha (esq.) e o
mesmo local (dir.) “inundado”
pela hipotética e sem sentido
elevação
no
NMM
pelo
“aquecimento global antropogênico” (Fonte: GREENPEACE,
2008).
Ricardo Augusto Felicio
Prof. Dr. Climatologia
Depto. Geografia – FFLCH – USP
43