ANABEL CAROLINA DE SOUZA ARTHUR FERNANDES MARIA FERNANDA COMIN TOLEDO DOS SANTOS

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1 INSTITUTO FEDERAL DE EDUCAÇÃO, CIÊNCIA E TECNOLOGIA DE SANTA CATARINA DEPARTAMENTO ACADÊMICO DE SAÚDE E SERVIÇOS CURSO TÉCNICO DE METEOROLOGIA PROFº ORIENTADOR: JEFERSON PRIETSCH MACHADO PROFª ORIENTADORA: ELIANE BARETA GONÇALVES ANABEL CAROLINA DE SOUZA ARTHUR FERNANDES MARIA FERNANDA COMIN TOLEDO DOS SANTOS UMA REVISÃO SOBRE CIRCULAÇÃO OCEÂNICA: CORRENTES GERADAS PELOS VENTOS E CIRCULAÇÃO TERMOHALINA GLOBAL FLORIANÓPOLIS DEZEMBRO DE 2011

2 AGRADECIMENTOS À Deus por iluminar nossos caminhos nessa etapa. A nossos familiares pela força e compreensão. Ao professor Jeferson Prietsch Machado pela paciência, orientação e incentivo que tornaram possível a conclusão dessa monografia. A todos os professores do curso técnico de meteorologia, que contribuíram para nosso desenvolvimento pessoal e acadêmico. À professora Eliane pelo apoio e pela dedicação na conclusão deste. Aos amigos e colegas pelo incentivo e apoios constantes.

3 Em tempos em que quase ninguém se olha nos olhos, em que a maioria das pessoas pouco se interessa pelo que não lhe diz respeito, só mesmo agradecendo à aqueles que percebem nossa descrenças, indecisões, suspeitas, tudo que nos paralisa, e gastam pouco da sua energia conosco, insistindo. Martha Medeiros.

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5 RESUMO O trabalho tem o objetivo de apresentar a importância da circulação termohalina demonstrando que as águas dos oceanos estão em constante movimento, destacando o papel da densidade da água na circulação oceânica. Também apresentando a circulação gerada pelos ventos, que aliadas aos movimentos atmosféricos, e a própria circulação termohalina, nos ajudarão a compreender as suas influências no transporte de calor.

6 LISTA DE FIGURAS FIGURA 1 Modelo de circulação atmosférica representando as células de Hadley (1), as células de Ferrel (2), e as células polares (3) em suas respectivas posições latitudinais e os centros de alta pressão (A) e baixa pressão (B)...11 FIGURA 2 Principais estruturas da corrente oceânica à superfície...15 FIGURA 3 Principais correntes marinhas...16 FIGURA 4 Mapa batimétrico do Canal da Flórida FIGURA 5 A corrente do Golfo em laranja e amarelo nessa representação da temperatura da água no oceano Atlântico...19 FIGURA 6 Representação esquemática da região da confluência Brasil Malvinas...23 FIGURA 7 Circulação Termohalina...27 FIGURA 8 Distribuição das principais massas de água formadas no Oceano Atlântico...30

7 LISTA DE SIGLAS ACAS - Água Central do Atlântico Sul ACS - Água Circumpolar Superior ADCP - Acoustic Doppler Current Profile AFA Água de Fundo Antártica AIA - Água Intermediária Antártica APAN - Água Profunda do Atlântico Norte AT - Água Tropical AVHRR - Advanced Very High Resolution Radiometer CB - Corrente do Brasil CCA Corrente circumpolar antártica CG - -Corrente do Golfo CM - Corrente das Malvinas CNB - Corrente Norte do Brasil CO 2 - Dióxido de Carbono CSA Corrente Sul Atlântica CSE - Corrente Sul Equatorial CTG - Circulação Termohalina Global FGP - Força do Gradiente de Pressão NOAA - National Oceanic and Atmospheric Administration TSM - Temperatura da Superfície do Mar

8 SUMÁRIO 1 INTRODUÇÃO OBJETIVOS Objetivo Geral Objetivos Específicos CIRCULAÇÃO DA ATMOSFERA...10 _Toc TIPOS DE CIRCULAÇÃO OCEÂNICA CIRCULAÇÃO FORÇADA PELOS VENTOS Corrente do Golfo Corrente do Brasil Corrente das Malvinas Confluência Brasil-Malvinas Corrente do Peru MÉTODOS PARA MEDIR CORRENTES MARINHAS CIRCULAÇÃO TERMOHALINA Massas de Água INTERAÇÃO OCEANO-ATMOSFERA RESSURGÊNCIA Ressurgência Equatorial Ressurgência Costeira EL NIÑO LA NIÑA...33 CONCLUSÃO...34 REFERÊNCIAS...35

9 1 INTRODUÇÃO Os oceanos desempenharam a função de moderadores climáticos, por cobrirem 70% da superfície da terra e, em razão da grande capacidade térmica da água, os oceanos armazenam uma porcentagem ainda maior de calor. Eles funcionam como reservatórios, em que o calor armazenado durante o verão é liberado para a atmosfera durante o inverno. No contexto climático, o papel dos oceanos é efetivo na diminuição dos valores extremos da amplitude sazonal da temperatura e na amenização dos efeitos das mudanças atmosféricas. Dessa forma, uma melhor compreensão dos fluxos de calor nos oceanos é imprescindível no estudo das interações ente o oceano e a atmosfera (SATO, 2005, p.148). A imensa quantidade de água que cobre a superfície da Terra constitui a característica mais impressionante e mais evidente do nosso planeta quando visto do espaço. Por isso, é muitas vezes chamado de o Planeta Água. A água constituinte dos oceanos não é estática, ou seja, existem movimentos de massas de água mais ou menos intensos, como, o das ondas, das marés e das correntes marinhas. As ondas e as marés são apenas movimentos oscilatórios, que pouco interferem na distribuição das temperaturas e da salinidade. Ao contrário, as correntes marinhas formam um verdadeiro sistema de circulação, que modifica o estado físico e químico da massa oceânica e cuja influência se faz sentir de forma marcada no clima das áreas continentais. Desde os primórdios da navegação, os marinheiros conheciam o efeito das correntes marinhas nas rotas dos navios, caracterizando-as como grandes rios dentro dos oceanos. O estudo das correntes oceânicas não pode ser separado dos outros numerosos domínios da oceanografia e está intimamente ligado ao da circulação atmosférica (ALEXANDRE, 1996, p. 1). O presente documento apresenta uma descrição dos principais processos de circulação oceânica, os tipos de correntes, os mecanismos de geração e de

10 interação com a atmosfera, bem como uma breve caracterização da Corrente do Golfo, Corrente do Peru e Corrente Brasil-Malvinas. 1.1 OBJETIVOS Objetivo Geral Apresentar os principais tipos de circulação oceânica e destacar a importância para o sistema climático Objetivos Específicos a) Apresentar os mecanismos de geração de correntes oceânicas por: (1) diferenças de temperatura e salinidade (correntes termohalinas) e (2) pela ação dos ventos atuantes. b) Descrever o mecanismo de funcionamento das principais correntes oceânicas superficiais que influenciam na América do Sul (Corrente do Brasil, Corrente das Malvinas, Corrente do Peru), e Corrente do Golfo.

11 2 CIRCULAÇÃO DA ATMOSFERA Os ventos são gerados pelas diferenças na pressão do ar. Em regiões onde a pressão é mais alta que outra região existe uma força, chamada de Força de Gradiente de Pressão (FGP), que empurra o ar da alta para a baixa pressão, tendendo ao equilíbrio. Quanto maior a diferença na pressão, maior será a força. O efeito diferencial do aquecimento pela radiação solar sobre a terra produz diferentes regiões de altas e baixas pressões e, quando se estabelece um gradiente constante de pressão, são gerados os ventos (TRUCCOLO, 2005, p.212). Quando analisamos o equilíbrio radiativo da Terra não observamos a variação da energia recebida pela Terra com a latitude. Esta variação é muito sensível devido à diferença de inclinação dos raios solares entre o Equador e os polos: por exemplo, a 30 N ou 30 S, a radiação solar recebida por unidade de área corresponde à cerca de 86% da radiação recebida no Equador numa situação de equinócio. O maior aquecimento da atmosfera nas zonas próximas do Equador leva ao desenvolvimento de mecanismos de transporte de energia entre estas e as regiões polares tanto pela atmosfera como pelo oceano. A combinação do aquecimento radiativo diferencial com o movimento de rotação da Terra gera um padrão de circulação atmosférica cujos principais elementos estão representados na Fonte: MENDES e GOMES (2007) FIGURA 1. Esses modelos explicam a formação de centros de baixa pressão e regiões equatoriais e subpolares (MIRANDA, 2010, p.60).

12 Fonte: MENDES e GOMES (2007) FIGURA 1 Modelo de circulação atmosférica representando as células de Hadley (1), as células de Ferrel (2), e as células polares (3) em suas respectivas posições latitudinais e os centros de alta pressão (A) e baixa pressão (B). Na Célula de Hadley (0 a 30 ) Nas latitudes baixas, o movimento do ar é, devido ao aquecimento, ascendente sobre o Equador, dirigindo-se no sentido dos pólos nos níveis superiores da atmosfera; sobre as latitudes subtropicais o ar resfriado desce, retornando para a superfície do Equador. Esta circulação forma a célula convectiva que domina os climas tropical e subtropical. O ramo descendente da célula de Hadley está associado aos grandes centros permanentes de altas pressões subtropicais (anticiclones subtropicais). Nesta célula, a rotação do globo determina ventos de oeste em altitude e ventos de leste à superfície (ventos alísios). A Célula de Ferrel (30 a 60 ) é uma célula de circulação atmosférica nas latitudes médias extratropicais, reconhecida por Ferrel no século XIX. Nesta célula, o ar move-se para os pólos e para leste junto à superfície, e no sentido do Equador e para oeste em altitude, fechando-se a circulação por subsidência nos subtrópicos. Na Célula Polar (60 a 90 ), o ar sobe, diverge, e desloca-se em altitude para os pólos. Uma vez sobre os pólos, o ar resfriado desce, dando origem a altas pressões à superfície nas regiões polares; nestas regiões, o ar diverge para fora dos centros

13 13 de altas pressões e retorna para sul, fechando a circulação celular. Na célula polar, à superfície, os ventos estão de Leste. Em consequência da formação das células, são gerados três sistemas gerais de ventos na atmosfera: ventos alisíos, entre 0 e 30 de latitude, soprando do leste para oeste; ventos do oeste, entre 30 e 60 ; e por último, ventos do leste, nas regiões polares. Esses ventos são os principais responsáveis pelo equilíbrio do calor no planeta (MENDES e GOMES, 2007, p.1).

14 3 TIPOS DE CIRCULAÇÃO OCEÂNICA Estudos teóricos, tais como Ekman (1905), Stommel (1948) e Csanady (1976) têm demonstrado que a circulação oceânica de superfície é determinada principalmente pelo campo de vento de superfície, tanto nas escalas espaciais e temporais longas, englobando fenômenos da ordem de a km e de semanas a meses, das bacias oceânicas; como eventos de estala local e períodos de horas a alguns dias, associados à circulação sobre as plataformas continentais. Segundo Harrison (1984), quando o vento interage com o oceano, este determina direta ou indiretamente muitas de suas correntes de superfície, sendo também responsável pela transferência de energia entre o oceano e a atmosfera e pelo estado das ondas de superfície (STECH, 2005, p.20). As correntes oceânicas podem ser estudadas sobre dois aspectos: 1) superficiais, geradas pelo vento, e 2) profundas, geradas pelas distribuições de temperatura e salinidade. O vento empurra a água ao longo da superfície do mar para formar as correntes geradas ou dirigidas pelo vento. Em grandes regiões oceânicas, o padrão circular do vento cria elevações ou vales na superfície da água. Nestas áreas, o balanço entre a gravidade e a rotação da Terra causa as Correntes Geostróficas. Já as correntes oceânicas em profundidade são causadas pela diferença na temperatura e salinidade da água, chamadas de Circulação Termohalina (TRUCCOLO, 1999, p.65). Os movimentos oceânicos podem ser classificados de acordo com as forças que lhes dão origem: a) Circulação termohalina: resulta da variação da densidade numa região limitada, de modo que a ação diferencial da gravidade gera movimento relativo; b) Circulação induzida pelo vento: circulação nas camadas superficiais, ondas de superfície e afloramento de águas da subsuperfície (upwelling); c) Correntes de maré: essencialmente horizontal e consequência direta da Lei da Gravitação; d) Tsunamis ou ondas sísmicas no oceano: resultam de forças aplicadas junto ao fundo devido a movimentos da crusta submarina;

15 e) Movimentos turbulentos: resultam do shear da velocidade, ou seja, gradientes da velocidade, por vezes nas fronteiras do oceano; f) Movimentos diversos: ondas internas, ondas de inércia, ondas planetárias de Rossby, etc. (STEWART, 2007).

16 CIRCULAÇÃO FORÇADA PELOS VENTOS O vento é a fonte de energia primária para a corrente na camada superficial do oceano (até cerca de m de profundidade). A radiação solar influencia a circulação oceânica por meio da circulação atmosférica, gerando os ventos. A energia é transferida dos ventos para as camadas superficiais do oceano mediante o atrito entre a atmosfera e a superfície do mar. Esta é a chamada circulação induzida pelo vento (MIRANDA, 2010, p.64). Conforme observamos no mapa de distribuição das principais correntes marinhas superficiais do planeta ( Fonte: MIRANDA (2010) FIGURA 2), não existem zonas nas quais predomine inteiramente uma direção de movimento. De maneira geral, as correntes formam circuitos separados nos diferentes oceanos. Ao mesmo tempo, o movimento é realizado em sentido inverso em cada hemisfério. Devemos concluir que a circulação é influenciada tanto pela forma das bacias oceânicas quanto pela rotação da Terra. Fonte: MIRANDA (2010) FIGURA 2 Principais estruturas da corrente oceânica à superfície. Note que as grandes bacias oceânicas são caracterizadas por correntes que circulam no sentido dos ponteiros do relógio no hemisfério norte e no sentido contrário aos ponteiros do relógio no hemisfério sul.

17 17 Podemos observar que as correntes que vão de encontro às massas continentais sofrem uma espécie de reflexão e são obrigadas a se dividir, sendo que os ramos formados possuem estreita relação com o ângulo segundo o qual atingem o obstáculo. Quando o espaço é limitado, as águas deslocadas tendem a voltar ao ponto de partida, e essa é uma das causas dos circuitos turbilhonares. Mas o retorno das águas pode ser realizado de forma mais direta, como, as contracorrentes existentes na zona equatorial, dirigidas em sentido contrário ao do movimento geral (ALEXANDRE, 1996, p.10). Há duas espécies de correntes: as correntes forçadas, diretamente submetidas ao impulso que as produz, e as correntes livres, que são a sua consequência. Essas últimas desenvolvem-se cada vez mais, espalhando-se e fechando os circuitos. O desvio devido à rotação da Terra exerce um papel especial nas correntes livres, pois é uma força independente da direção do movimento, que atua sobre todos os deslocamentos produzidos na superfície da Terra, proporcional à velocidade do movimento e da latitude. A tendência para os circuitos parece maior nas latitudes elevadas. Fonte: ALEXANDRE(1996) FIGURA 3 Principais correntes marinhas Quanto aos ventos, há numerosas provas da sua influência na formação das correntes superficiais, em particular o exemplo de certas regiões onde as variações sazonais dos ventos são acompanhadas por variações análogas das correntes

18 18 marinhas (Oceano Índico Setentrional). No entanto, é nas baixas latitudes, onde reinam os ventos regulares, que esta influência aparece preponderante. Mas as correntes assim formadas podem prosseguir o seu caminho para fora de regiões dominadas pela ação desses ventos, tomando assim o comportamento de verdadeiras correntes livres cada vez mais desviadas da sua direção inicial pelo movimento de rotação terrestre (Alexandre, 1996, p.6) ( Fonte: ALEXANDRE(1996) FIGURA 3) Corrente do Golfo A Corrente do Golfo é a mais conhecida de todas as correntes marinhas e a sua primeira carta foi desenhada por Benjamin Franklin. Sua origem não se encontra realmente no Golfo do México, mas é resultante da fusão da Corrente das Antilhas, naturalmente desviada para a direita quando encontra o continente americano, com a água do Mar das Antilhas, que escoa pelo Canal da Flórida (estreito situado entre a Flórida e Cuba), com uma velocidade que, devido ao estreitamento deste canal, passa de 3,7 km/h para 6,4 km/h, chegando, às vezes, a até 9,2 km/h no centro do canal ( Fonte: ALEXANDRE (1996) FIGURA 4). Fonte: ALEXANDRE (1996)

19 19 FIGURA 4 Mapa batimétrico do Canal da Flórida. Fonte: (ALEXANDRE, 1996). Suas águas são nitidamente mais quentes e salgadas que as que se encontram ao largo, com uma cor azul escura, temperaturas que variam entre 27 ºC e 28 ºC à superfície, aproximadamente, arrastando consigo cachos de algas, com vórtices muitas vezes visíveis. Em profundidade, o movimento é sensível, a até quase 800 m, mas, sob a influência da rotação terrestre, as águas quentes concentram-se à direita, onde a 300 m ainda apresentam 17ºC, diminuindo, em seguida, constantemente de velocidade e de temperatura, alargando-se e fluindo em direção a leste. À esquerda, a Corrente do Golfo passa brevemente por uma zona costeira fria, a Parede Fria, ou Cold-Wall, devido à ascenção das águas frias e também à chegada de águas doces frias dos rios e, ainda, à junção das correntes do Labrador e da Groelândia. Essas águas podem se misturar com as águas quentes da Corrente do Golfo, podendo-se constatar diferenças de temperatura da ordem dos 10ºC entre pontos vizinhos. Na realidade, a Corrente do Golfo e o Cold-Wall não estão rigorosamente separados; o seu encontro produz turbilhões, resultando daí, ao sul do Costa do Canadá, uma mistura de águas, que originam, à superfície, uma série de bandas alternadas de águas quentes, salgadas e azuis, e de águas relativamente doces, mais opacas e que muitas vezes transportam gelos. O eixo geral do movimento, cada vez mais desviado para a direita, afasta-se da borda do continente americano. A corrente quente perde pouco a pouco as características de uma corrente de origem equatorial e o fluxos de água que se afastam da direção geral, contribuem para formar a massa quase estagnante e altamente salina, conhecida como Mar de Sargaços, por causa da enorme quantidade de algas que ficam aprisionadas no centro do circuito para onde foram conduzidas.

20 20 Fonte: NASA FIGURA 5 A corrente do golfo em laranja e amarelo nessa representação da temperatura da água no oceano atlântico. Ao longo da costa do Canadá, a Corrente do Golfo entra em conflito com a corrente do Labrador transportando águas frias vindas do mar de Baffin, e deixa de existir como verdadeira corrente. Não se pode mais falar de uma deriva transportando águas quentes até as costas da Noruega. É aqui, segundo a teoria clássica que admite um verdadeiro desprendimento destas águas, encobertas superficialmente pelas correntes variáveis originadas pelos ventos, mas perceptível em profundidade (200 m). Le Danois levantou-se contra esta concepção, baseando-se no facto de que é impossível de assinalar ao sul um limite preciso desta deriva. O único limite discutível é a norte, que Le Danois considera simplesmente como a fronteira entre as águas frias de origem polar e as águas quentes de origem tropical. As primeiras têm tendência a se acumularem no limite ocidental da bacia (costa da Groelândia) e as segundas afluem no limite oriental (ALEXANDRE, 1996, p 13). O limite destas duas zonas será animado de variações periódicas sazonais, as transgressões, amenizando, assim, no verão um avanço das águas quentes ao longo das costas da Europa ocidental. Estas transgressões apresentarão amplitudes variáveis conforme os anos, pondo em evidência a influência de períodos astronômicos.

21 21 A importância da anomalia térmica positiva continua a ser o principal índice de um afluxo certo de águas estranhas, que persiste até ao norte da Noruega, onde os fiordes escapam ao congelamento. Por mais fraca que seja a velocidade do movimento, este é sensível à rotação da Terra, que o desvia para a direita, de encontro às costas da Europa (ALEXANDRE, 1996, p.13) Corrente do Brasil A circulação superficial média do oceano Atlântico Sul é dominada por um sistema fechado conhecido como giro subtropical do Atlântico Sul (PETERSON & STRAMMA,1991). Esse giro é composto por diversas correntes marinhas, e a Corrente do Brasil (CB) é aquela de contorno oeste, equivalente à Corrente do Golfo (CG), sua contrapartida no hemisfério Norte. Embora muito menos estudada do que a CG, a CB apresenta um transporte consideravelmente menor, mas com uma atividade de mesoescala equivalente. O giro subtropical do Atlântico Sul tem um sentido de rotação anti-horário, sendo composto por: CB, CSA, Corrente de Benguela e CSE que, por sua vez, fecha a o giro em sua bifurcação para formar a CB e a Corrente Norte do Brasil. O sistema de correntes do giro subtropical interage, ao sul, com a CM que se encontra com a CB na região da Confluência Brasil Malvinas (CBM). Na CBM predominam instabilidades e outros processos de mesoescala que se caracterizam essa região como uma das mais ativas de oceanos (CHELTON et al., 1990). A CB é formada pela bifurcação da CSE nas latitudes entre 8 S e 10 S, fluindo ao longo da margem continental do continente sul-americano até aproximadamente 36 S. É nessa latitude que a maior parte da águas transportadas pela CB deixam de fluir paralelamente à linha da costa e se separam da mesma (OLSON et al., 1998; LENTINI, 2002; LENTINI et al., 2005b), dando origem à CSA. Estimativas do transporte para a CB são bem variáveis, com modestos valores da ordem de 20 Sv a 25 Sv (Sv = 1 Sverdrup = 1 x 10 6 m 3 /s 2 ) para profundidades de referência em torno dos m, podendo atingir valores até três vezes maiores para níveis de referência próximos dos m (PETERSON & STRAMMA, 1991; ZEMBA, 1991). Em escalas anuais, a latitude de separação da CB é caracterizada por uma modulação sazonal. Isso significa que durante o verão austral (verão do hemisfério

22 22 sul), em média, a corrente estende-se mais ao sul do que sua latitude média de separação (36 S). O oposto também é verdadeiro. Durante o inverno austral, a latitude de separação da CB é mais ao norte. Após sua separação da costa, porém, a CB continua fluindo em direção ao pólo até um limite máximo demarcado por uma faixa latitudinal compreendida, em média, entre os paralelos 40 S e 45 S. É nessa região que ocorre a maior variabilidade dos processos de mesoescala do oceano atlântico sudoeste. Muita dessa variabilidade está associada à presença de vórtices frontais da CB, que são gerados e liberados, destacando-se da corrente mãe (LENTINI & SOUZA, 2005, p ) Corrente das Malvinas A corrente das Malvinas é formada a partir da corrente circumpolar, que após atravessar o estreito de drake deflete anticiclonicamente e flui para norte ao longo da costa da Argentina até encontrar a Corrente do Brasil próximo ao Rio da Prata. Analisando imagens AVHRR verifica-se que a corrente das Malvinas apresenta uma largura de 100 km. Nota-se também que a CM apresenta baixas temperaturas na região adjacente à plataforma continental, enquanto que o contorno norte é fortemente marcado pelo encontro com as águas mais quentes da CB e o contorno leste apresenta águas resultantes da mistura dessas correntes e vórtices de núcleo quente associados à CB. A corrente das Malvinas é caracterizada como uma corrente intensa, de baixa salinidade e fria, com temperatura oscilando entre 10 C a 4 C (FRANCISCO, 2007, p.14) Confluência Brasil-Malvinas A CBM é marcada pelo encontro das correntes do Brasil e das Malvinas, sendo caracterizada por um frente termohalina bem definida. Esta frente oceanográfica é muito dinâmica, caracterizada na superfície por uma série de longos meandros e por vórtices de mesoescala ao longo da CSA. Como conseqüência da hidrodinâmica dos fluxos opostos da CB e da CM, a posição da confluência variável no tempo e no espaço. De fato, flutuações espaciais da ordem de km e escalas temporais de

23 23 aproximadamente dois meses são comumente associadas às variações meridionais (latitudinais) da posição da frente (LEGECKIS & GORDON, 1982; GORDON, 1989). Essas flutuações ocorrem desde escalas subsazonais até interanuais (LENTINI, 2002, LENTINI et al., 2005). Em escalas subsazonais, a interação dinâmica dessas duas correntes após a separação da margem continental, origina a formação e liberação de vórtices transientes de núcleo quente, formados na porção frontal do ramo mais ao sul da CB e nos cavados dos meandros da CSA. Vórtices de núcleo frio são originados na CM e na região das cristas dos meandros da CSA. Indubitavelmente, o estudo detalhado das feições oceânicas conhecidas como eddies. Desde sua geração e liberação até seu total desaparecimento ou coalescência, foi alavancado pelo desenvolvimento de sensores capazes de medir a temperatura, cor elevação da superfície do mar. Antes de iniciar a descrição da dinâmica de mesoescala característica do Atlântico sudoeste, é interessante descrever brevemente essas entidades oceânicas e sua importância nos processos de mesoescala que dominam o oceano global (LENTINI & SOUZA, 2005, p ).

24 24 Fonte: PETERSON & STRAMMA (1991) FIGURA 6 Representação esquemática da confluência Brasil-Malvinas Corrente do Peru A mais importante das correntes do Pacífico sul é a corrente de Humboldt, ou do Peru, que margeia as costas da América do Sul, de Valdívia até o Cabo Branco, com direção sul-norte. É mantida pela ação contínua dos ventos do sul e sudeste, que sopram nas costas da América do Sul, provocando uma diferença de nível nas águas do mar.

25 25 A característica principal dessa corrente é a baixa temperatura (15 a 19 C), atribuída à subida de águas frias do fundo do oceano. Sua salinidade é fraca, e sua cor verde contrasta com o azul do restante das águas. Exerce influência marcante sobre o clima do norte do Chile e do sul do Peru: as baixas temperaturas das águas impedem as precipitações nessas áreas, tornandoas áridas. Às vezes, durante o verão, a corrente de Humboldt é interrompida, em seu trecho mais setentrional, por uma corrente que se dirige para o sul, costeando o Peru até 15º de latitude sul. Essa corrente (El Niño) faz desaparecer temporariamente as águas frias do litoral, e ocasiona fortes chuvas no Peru. Nas proximidades do Equador, as águas da corrente de Humboldt desviam-se para oeste, misturando-se às da corrente equatorial do sul, que atravessa o Pacífico até a Ásia. Um ramo dessa corrente quente dirige-se para o sul, passa ao largo do litoral oriental da Austrália (corrente da Austrália) e vai reunir-se no sul do Pacífico à fria deriva antártica. No centro do pacífico sul, existe um vasto movimento de turbilhão (MIRANDA, 2010, p.). 3.2 MÉTODOS PARA MEDIR CORRENTES MARINHAS O desenvolvimento dos sistemas orbitais de coleta de dados propiciou o desencadeamento de um importante ramo do sensoriamento remoto: a telemetria por satélites. Por meio de telemetria por satélites, plataformas automáticas têm sido empregadas com a finalidade de coletar e transmitir dados ambientais de diversos tipos e com diversas finalidades. Como vantagem de utilizar essas plataformas em conjuntos ou em substituição a imagens de sensoriamento remoto, vale lembrar que elas possibilitam a obtenção de séries temporais de parâmetros oceanográficos em diferentes extratos da coluna d água. Tais informações não podem ser obtidas pelo imageamento da superfície do oceano. A telemetria também é uma forma de sensoriamento remoto, que pode ser usada se, restrições de cobertura de nuvens, e apresenta a vantagem de possibilitar, por meio dos derivadores, o monitoramento da dinâmica e consequente estudo das características cinemáticas e termais das águas por onde os instrumentos derivam. Medidas de correntes de temperatura da superfície do mar (TSM) fornecidas por esses climáticos e como base para a calibração de modelos oceanográficos de

26 26 circulação oceânica. Segundo Strong e McClain (1984), as medidas de TSM realizadas pelos derivadores têm se mostrado o melhor meio para validação de cartas de TSM obtidas por meio de imagens de satélite. Os parâmetros relacionados aos processos cinemáticos dos fluidos, obteníveis pelo uso dos dados dos derivadores, são muito importantes para validação e ajuste de modelos numéricos de circulação oceânica. O grau de instabilidade turbulenta, permutem uma melhor previsibilidade sobre as dispersões e advecção na cama superior do oceano. Esta informação é crucial para os planos de contingências de manchas de poluentes, como hidrocarbonetos (óleo). Além dos processos cinemáticos, o satisfatório conhecimento dos processos dinâmicos da circulação da camada superficial fornece subsídios para uma melhor compreensão de outros fenômenos físicos importantes, como circulação de massas de água, frentes oceânicas, dispersão, difusão e o fenômeno da ressurgência. Tais informações são também importantes para pesquisas sobre a distribuição e abundância de muitas espécies de animais marinhos. Os métodos para medir as correntes marinhas podem ser enquadrados em duas categorias: a) Método Euleriano: baseado em medidas oriundas de instrumentos estacionários, que respondem à passagem de água por um rotor ou sensor equivalente, permitindo aferições das velocidade e direção das correntes. Exemplo: correntógrafos ou sensores perfiladores acústicos (ADCP) ancorados, que utilizam o efeito Doppler para estimar as correntes; b) Método Lagrangeano: baseado em medidas provenientes de instrumentos ou matérias flutuantes que se movem com a água e são observados por um período de tempo, tendo-se como referencial um sistema de coordenadas. Os derivadores são enquadrados nesta categoria. Cada um desses dois meios distintos de obtenção de dados de corrente possui suas vantagens e limitações, sendo aconselhável, sempre que possível, o uso complementar dessas tecnologias. Ao contrário do Método Lagrangeano, que mede temporalmente correntes em locais fixos no espaço, tem a vantagem de oferecer, como menor quantidade de instrumentos, uma maior cobertura bidimensional em espaço. É o tipo de metodologia muito útil na descrição em meso e grande escala

27 27 das correntes do mar. Uma desvantagem da tecnologia Lagrangeana é a impossibilidade de se definir, a priori, os locais a serem amostrados; a não ser pelo local escolhido de lançamento, a trajetória seguida pelos derivadores não pode ser controlada, sendo determinada exclusivamente pela própria dinâmica e variabilidade do campo a ser amostrado. Em estudos que requeiram ampla cobertura espacial e em que o objetivo seja estudar efeitos difusivos, no entanto, os derivadores são ferramentas imprescindíveis. Stommel (1954) é considerado o pioneiro da fase contemporânea dos estudos Lagrangeanos de circulação marinha. O autor foi o primeiro pesquisador a fazer uso de boias Lagrangeanas posicionadas remotamente, via rádio transmissão. Ele relacionou medida de vento com a deriva de uma bóia no Atlântico Norte. Posteriormente a evolução dos métodos de rastreamento via radar permitiram o rastreio dos derivadores com grande precisão (20 50m). Steverson (1966) utilizou derivadores posicionados por radar de navegação para descrever as correntes marinhas de superfície e subsuperfície, com a utilização de elementos de arrasto colocados em diferentes profundidades. Como desvantagem, no entanto, as técnicas de rastreamento via rádio ou radar somente poderiam ser utilizadas em caráter local, exigindo um acompanhamento próximo realizado por navios, na maioria das vezes. O desenvolvimento de satélites artificiais na década de 1960 representou na revolução, pois permitiu o rastreio dos derivadores em escala espacial ampla, o que tornou este instrumento um poderoso meio de medir correntes no mar de maneira global e sinótica (Souza, 1992). Por meio de sensores ambientais acoplados, as boias tornaram-se também aptas a coletar parâmetros ambientais relacionados ao oceano e à atmosfera. Até os dias de hoje, esses dados são suma importância para estudos climáticos e de interação oceano-atmosfera. O sistema de rastreio e comunicação com as boias e derivadores mais comumente utilizado atualmente é o sistema ARGOS, que se vale dos satélites da (NOAA) (ASSIREU et al, 2005, p.90-92).

28 CIRCULAÇÃO TERMOHALINA A circulação termohalina é o movimento da água do mar ocasionado pela variação no campo de temperatura e salinidade. A circulação termohalina é responsável por todo o transporte de águas abaixo das regiões dominadas por movimentos gerados pelo vento. Sua origem está associada ao aumento de densidade superficial causado tanto por resfriamento quanto por aumento de salinidade junto às geleiras, nos polos (ALEXANDRE, 1996). Propriedades físicas como temperatura e salinidade são os principais responsáveis pelo controle da densidade da água do mar. Os processos de derretimento e congelamento da água do mar são, também, responsáveis por aumentar ou diminuir a salinidade dos oceanos e, consequentemente, alteram a densidade. Processos que alteram a densidade do mar são essenciais para a circulação oceânica, que por sua vez poderão influenciar diretamente o tempo e o clima de determinadas regiões do Planeta Terra (STEWART, 2007). A consequência deste processo é o surgimento da Circulação Termohalina Global (CTG), também denominada de Esteira Transportadora (do inglês Conveyor Belt), que consiste no transporte de massas oceânicas associado a diferenças na densidade da água do mar em função de variações de temperatura e salinidade (MANABE & STOUFFER, 1999 apud MACHADO, 2009). Fonte: Adaptada de DRIESSCHAERT (2005) FIGURA 6 Circulação Termohalina.

29 29 No oceano, as águas mais salinas são encontradas nas regiões subtropicais, mas não ocorre o afundamento de massas d água nessas áreas porque a temperatura da água é alta o suficiente para manter a baixa densidade das águas superficiais e evitar seu afundamento. Um gradiente de salinidade é formado numa camada muito fina da superfície, apresentando valores de 37. A salinidade então diminui rapidamente com o aumento da profundidade até valores normais de águas oceânicas (35 ). O aumento da densidade na superfície faz com que estas águas afundem e desloquem águas profundas, ocasionando um fluxo vertical de água superficial a uma profundidade intermediária ou próxima ao fundo, dependendo da densidade dessa água. O prosseguimento é um fluxo horizontal, com as águas recém afundadas deslocando as antigas residentes no local. Estas águas frias e densas afundam e lentamente fluem em direção ao equador (MENDES e GOMES, 2007). De um modo geral, o processo de formação de circulação profunda é de extrema importância para o transporte de calor, salinidade, oxigênio e dióxido de carbono (CO 2 ), implicando em importantes consequências: a) O contraste entre águas frias profundas e águas quentes superficiais determinam a estratificação do oceano. Esta estratificação influenciada fortemente a dinâmica dos oceanos e também pode ser influenciada pela dinâmica; b) O volume de águas profundas é muito maior quando comparado com ovolume de águas superficiais. Embora as correntes na circulação profunda sejam relativamente fracas, elas realizam um transporte comparável com as correntes superficiais; c) Os fluxos de calor e outras variáveis transportados pela circulação profunda, influenciam o clima e o balanço de calor da Terra. As escalas desses fluxos variam de décadas até milênios e esta variabilidade modula o clima sobre estes intervalos de tempo.

30 Massas de água Para o melhor entendimento da circulação termohalina, torna-se necessário mostrar a distribuição, com relação à profundidade, das principaismassas de água formadas no Oceano Atlântico (Figura 8). De acordo com Tomczak e Stuart (2003) a Água de Fundo Antártica (AFA) é formada principalmente no Mar de Ross e de Weddell, na região da Antártica, por convecção profunda e preenche as bacias oceânicas próximas dos 4000 metros de profundidade com fluxo em direção norte, enquanto que a APAN é o resultado de um processo que envolve convecção profunda no Oceano Ártico, no Mar da Groenlândia e no Mar do Labrador, envolvendo profundidades que variam de 500 a 3000 metros com movimento em direção ao sul. A maior parte da Água Intermediária Antártica (AIA) é formada por convecção profunda ao sul do Chile e na Argentina e se espalha por todos os oceanos através da CCA. É importante destacar que a AIA tem um fluxo em direção ao norte e atinge profundidades entre 500 e 1000 metros. Nota-se que a imagem mostrada com o intuito de destacar as formações de massas de água do Oceano Atlântico tem uma natureza bastante esquemática. A Figura 8 não mostra o oceano de uma forma realística, já que eles são fluidos caracterizados por movimento turbulento, e contêm muitos vórtices, frentes e outras instabilidades. (MACHADO, 2009, p.27).

31 31 Fonte: MACHADO (2009) FIGURA 8 Distribuição das principais massas de água formadas no Oceano Atlântico.

32 4 INTERAÇÃO OCEANO-ATMOSFERA Os oceanos e a atmosfera possuem íntima relação pelo fato de estarem estabelecendo contínua troca de massa e energia, por meio de gases, água e calor e, por essa razão, formam um sistema estreitamente integrado. Nesses complexos processos de trocas, os oceanos têm um papel importantíssimo na manutenção do equilíbrio climático da Terra que, de certa forma, é complementar e de importância comparável à exercida pela atmosfera. A radiação Solar é responsável por, aproximadamente, 99% de toda a energia térmica que chega à superfície da Terra, provocando a evaporação diária da água dos oceanos. A água evaporada é transferida para outras regiões do planeta, sob a forma de chuva ou neve. Quando aquecidos, os oceanos armazenam parte desse calor e, também, aceleram a evaporação. Devido ao elevado calor específico da água, os oceanos absorvem o calor irradiado do sol sob a forma de energia térmica, de maneira lenta e gradual, o que impede a água do mar de esquentar rapidamente e, assim, atingir temperaturas muito elevadas, o que aqueceria também a Terra. Por outro lado, após absorvido em quantidades enormes, esse calor é retido pela água e, posteriormente, liberado lenta e gradativamente para a atmosfera e para outras regiões mais frias (regiões de altas latitudes), nos períodos em que esse suprimento de calor é reduzido, durante a noite, ou, ainda, durante os meses de inverno (DIEHL, 2005, p.230). 4.1 RESSURGÊNCIA Em algumas regiões do oceano, a água pode mover-se verticalmente para a superfície ou para o fundo como resultado da circulação superficial, dirigida pelos ventos. Esse fenômeno é causado pelo afloramento das águas profundas, geralmente frias e ricas em nutrientes, em algumas regiões dos oceanos, com destaque para a importância para a pesca.

33 Ressurgência Equatorial Os ventos alísios, presentes nos dois lados do equador, divergem direcionando o transporte de Ekman para o sul no hemisfério sul e ao norte no hemisfério norte, forçando a água a ressurgir de cerca de m Ressurgência Costeira Ocorre quando as águas superficiais adjacentes aos continentes são carregadas para oceano aberto pelo transporte de Ekman, ocorrendo ao longo da costa leste do oceano pacífico e atlântico. O afundamento das águas também é visto nessas zonas costeiras. (MENDES e GOMES, 2007, p.14-15). 4.2 EL NIÑO É o fenômeno que representa o aquecimento anormal das águas superficiais e subsuperficiais do oceano pacífico equatorial. Aparece todos os anos na costa norte do Peru na época do natal, por isso o nome sugestivo ao menino Jesus dado pelos pescadores da região. Quando acontece o El Niño, que ocorre irregularmente em intervalos de 2 a 7 anos, com uma média de 3 a 4 anos, os ventos alísios sopram com menos força em todo centro do pacífico, resultando numa diminuição da ressurgência de águas profundas e na acumulação de água mais quente que o normal na costa oeste da América do sul. A maior conseqüência do El Niño é a alteração do clima em todo o pacífico equatorial. As massas de ar quentes e úmidas acompanham as águas mais quentes provocando chuvas excepcionais na costa oeste da América do Sul e secas na Indonésia e Austrália. Esse fenômeno causa alteração do clima em todo o mundo, pelo deslocamento de massa de ar a nível global (MENDES e GOMES, 2007, p.22-23).

34 LA NIÑA É um fenômeno oceânico-atmosférico com características opostas ao El Niño, por ter um esfriamento anormal nas águas superficiais do oceano pacífico tropical, devido à intensificação dos ventos alísios. Apesar dos impactos serem opostos ao El Niño, nem sempre uma região afetada pelo El Niño apresenta impactos no tempo e clima devido a La Niña. Apesar de ter a mesma frequência, tem ocorrido em menor quantidade que o outro fenômeno, com episódios com períodos de aproximadamente de 9 a 12 meses (MENDES e GOMES, 2007, p24-25).

35 CONCLUSÃO Conhecer a dinâmica das águas oceânicas é fundamental para compreender diversos processos da vida marinha e do clima da Terra. Como vimos, o aquecimento diferenciado no planeta leva ao desenvolvimento do transporte de energia das chamadas regiões de baixas latitudes para as regiões de altas latitudes, através da circulação atmosférica e oceânica. Os oceanos desempenham a função de moderadores climáticos. Por cobrirem 70% da superfície da terra e, em razão da grande capacidade térmica da água, armazenam uma porcentagem ainda maior de calor. O fluxo de calor nos oceanos é imprescindível no estudo da interação oceano-atmosfera. Outro ponto a se destacar, é a importância da circulação termohalina, que distribui a temperatura e salinidade no oceano, sendo que esses parâmetros determinam a densidade da água, fator importante na característica das águas profundas, que apesar de lentas, desempenham importante papel na circulação do calor.

36 REFERÊNCIAS ALEXANDRE, J. A. A. As correntes marinhas Monografia. Faculdade de Letras da Universidade de Coimbra, Portugal. ASSIREU, A. T., SOUZA, R., B., LORENZZETTI, J. A. Correntes oceânicas de superfície medidas por meio de bóias de deriva rastreadas por satélite. In: Ronald Buss de Souza. (Org.). Oceanografia por Satélites. 1 ed. São Paulo: Oficina de Textos, v. 1, p , CSANADY, G. T. Barotrop currents over the continental shelf. Jounal of Physical Oceanography. Boston, n. 4, p ,1974. DIEHL, F. L. Camada de Ozônio. In: Carlos Frederico Simões Serafim; Paulo de Tarso Chaves. (Org.). Geografia: Ensino Fundamental e Ensino Médio: O Mar no Espaço Geográfico Brasileiro. Brasília: MEC - Ministério da Educação, 2005, v. 8, p EKMAN, V. W. On the influence of the Earth s Rotation on Ocean Currents. Ark. F. Mat., Astron. Och. Fysik, v. 2, n. 11, p. 1-53, FRANCISCO, F. C. Dinâmica de Mesoescala da Confluência Brasil-Malvinas. São Paulo, Tese. Doutorado em Ciências, área de Oceanografia Física. Universidade de São Paulo. LENTINI, C., A., D., SOUZA, R., B. Eddies e vórtices de mesoescala no Oceano Atântico sudoeste medidos por satélites. In: Ronald Buss de Souza. (Org.). Oceanografia por Satélites. 1 ed. São Paulo: Oficina de Textos, v. 1, p , MACHADO, J. P. Resposta das circulações oceânica e atmosférica associada ao enfraquecimento da circulação Termohalina Global Monografia. Programa de pós-graduação Universidade Federal de Viçosa. Minas Gerais.

37 MENDES, C. L. T; GOMES, A. S. Circulação nos oceanos: Correntes oceânicas e massas d água. Rio de Janeiro, Apostila - Departamento de Biologia Marinha Universidade Federal Fluminense. MIRANDA, J. M. Terra, Ambiente e Clima: Introdução à ciência do sistema terrestre. Lisboa, Apostila - Departamento de Engenharia Geográfica, Geofísica e Energia. Universidade de Lisboa, Faculdade de Ciências. SATO, O. T. Fluxos de calor oceânico medidos por satélites. In: Ronald Buss de Souza. (Org.). Oceanografia por Satélites. 1 ed. São Paulo: Oficina de Textos, v. 1, p , STECH, J. L. Assimilação de dados de vento sobre a superfície dos oceanos em modelos de circulação. In: Ronald Buss de Souza. (Org.). Oceanografia por Satélites. 1 ed. São Paulo: Oficina de Textos, v. 1, p , STEWART, R. H. Introduction to Physical Oceanography. PDF version, 353pp, STOMMEL, H. The westward intensification of Wind-driven ocean currents. Trans. Amer. Geophys. Un., [S. I.], v. 29, n. 2, TOMCZAK, M., STUART, J., G. Regional Oceanography: an Introduction, 2nd edn, 390pp., TRUCCOLO, E. C. Oceanografia Física Descritiva. Itajaí, Apostila Centro de Ciências Tecnológicas da Terra e do Mar. Universidade do Vale de Itajaí. TRUCCOLO, Eliane Cristina; DIEHL, Fernando. Fenômenos Oceanográficos e Climatológicos (2): As Correntes Marinhas do Brasil. In: MEC - UNESCO. (Org.). Coleção Explorando o Ensino - Geografia: O Mar no Espaço Geográfico Brasileiro. 1 ed. Brasília: MEC, 2005, v. 8, p