SER340 - Sensoriamento Remoto dos Oceanos Ensaio Teórico: Dinâmica dos Oceanos

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1 SER340 - Sensoriamento Remoto dos Oceanos Ensaio Teórico: Dinâmica dos Oceanos Sandro Klippel 3 de outubro de 2012 A Terra recebe radiação solar na forma de ondas curtas, absorvendo cerca de 65% dessa energia e refletindo cerca de 35%, e devolve (emite) radiação na forma de ondas longas. Ocorre que a radiação de ondas curtas chega ao planeta de forma desigual, com maior intensidade na região equatorial e diminuindo em direção aos pólos. Entretanto a radiação de ondas longas é emitida uniformemente pelo planeta (em unidade de área), de forma que há um déficit energético nos pólos em relação as regiões tropicais, sendo esse o motor da dinâmica da atmosfera e do oceano (Figura 1). Figura 1: Em média, o calor ganho pelos oceanos nas menores latitudes (vermelho no gráfico) é igual a perda de calor nas altas latitudes (azul no gráfico). Essa transferência ocorre pela circulação oceânica e atmosférica. 1

2 O equilíbrio energético é por sua vez atingido através da transferência de calor direta (sensível) e latente 1. O aquecimento desigual do planeta causa a formação de células de circulação na atmosfera, onde o ar quente, menos denso eleva-se, formando zonas de baixa pressão para onde os ventos convergem (Figura 2). Esse movimento é desviado para a esquerda no hemisfério sul e para a direita no hemisfério norte, resultado do movimento de rotação do planeta, a Força de Coriolis 2. Figura 2: Modelo de circulação atmosférica em três células. A circulação geral de ventos, induz a formação de correntes oceânicas superficiais que por sua vez também são desviadas para a esquerda no hemisfério sul e direita no hemisfério norte devido a Força de Coriolis, formando os grandes giros de circulação oceânica (Figura 3). O empilhamento de águas no contorno oeste das bacias oceânicas devido a esse padrão de circulação das correntes oceânicas gera um gradiente de pressão que equilibra- 1 Na transferência de calor latente ocorre a mudança de fase da substância, em oposição ao calor sensível onde ocorre a variação da temperatura, mas não a mudança no estado de agregação. 2 É uma força aparente que resulta do fato de que todos os movimentos atmosféricos e oceânicos são expressos em coordenadas que giram com o planeta. A direção dessa força é sempre normal a direção do movimento e proporcional a magnitude da velocidade. 2

3 Figura 3: Principais correntes superficiais oceânicas induzidas pelo vento. se com a Força de Coriolis, induzindo assim um fluxo ao longo das linhas de pressão, chamado de corrente geostrófica 3. Esse fluxo é responsável pela intensificação das correntes de contorno oeste, como a Corrente do Brasil e a Corrente do Golfo. O transporte de Ekman é aquele induzido pela fricção do vento, na ausência de um gradiente de pressão, isto é com densidade uniforme e uma superfície horizontal, em balanço somente com a Força de Coriolis. O transporte na camada superficial do oceano (camada de Ekman) é perpendicular a direção do vento, para a esquerda no hemisfério sul e para a direita no hemisfério norte, resultado da integração do fluxo em diferentes profundidades defletidas em um ângulo de 45 o, conhecida como Espiral de Ekman (Figura 4). O deslocamento das águas superficiais é sucedido pela ressurgência de águas mais profundas, ricas em nutrientes, que ao chegarem a zona fótica propiciam o aumento da produtividade primária pelos organismos fotosintetizadores. O aquecimento desigual da superfície terrestre resulta em uma distribuição diferenciada da temperatura nos oceanos, assim como da salinidade, esta em decorrência das diferentes taxas de evaporação e formação de gelo. Assim as águas nos trópicos são mais quentes e salinas do que nos pólos (Figura 5). O maior aquecimento superficial do oceano resulta na formação de uma termoclina 4 permanente nos trópicos, o que confere uma grande estabilidade da coluna d água nessas regiões, enquanto nas regiões temperadas há formação de uma termoclina sazonal. A instabilidade da coluna d água nas regiões polares tornam as mesmas 3 No fluxo geostrófico, as águas movem-se ao longo das isóbaras, com a alta pressão ficando a esquerda desse fluxo no hemisfério sul e a direita no hemisfério norte. 4 No perfil de temperatura com a profundidade a termoclina é demarcada pelo forte gradiente de temperatura. 3

4 Figura 4: Espiral de Ekman e o transporte resultante. Figura 5: Variação da temperatura e salinidade com a latitude. 4

5 grandes formadoras de massas d água 5 do oceanos, uma vez que o resfriamento, bem como a formação de gelo e conseqüente liberação de sais, tornam as águas superficiais mais densas. Essas águas mais densas afundam e dão origem a circulação termohalina global, que apesar do lento deslocamento, da ordem de centenas de anos, é fundamental para o equilíbrio de calor do planeta (Figura 6). Figura 6: Mapa esquemático da circulação termohalina. Em roxo, áreas de formação das massas de água. No estudo da oceanografia por satélites as diferentes escalas espaciais e temporais dos fenômenos oceanográficos demandam a utilização de sistemas sensores, ativos e passivos, com resoluções espaciais e temporais compatíveis, que por sua vez detectam parâmetros como cor, temperatura superficial e topografia do oceano. 5 As massas de água são caracterizadas por valores de salinidade e de temperatura bem definidos que se misturam lentamente com outras massas de água conforme elas se movimentam. A temperatura e a salinidade são propriedades conservativas, ou seja, elas podem ser alteradas somente por mistura ou advecção. Dessa forma, as massas de água podem ser identificadas pelos seus pares temperatura-salinidade (T-S) 5