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FLG 0114 – Mudanças ClimáticasGlobais 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 oceanosdo planeta Terra e sua influência no clima. Serão abordados todos os aspectosgeográficos do objeto a ser explanado, bem como as suas interações com os diversosconstituintes, em diversas escalas. Como objetivos principais, almejou-se introduzira Ciência Oceanográfica e sua importância ao curso de Geografia, apresentando ascaracterísticas de cada oceano terrestre. Definiu-se também as suas propriedadesfísico-químicas, as suas influências no geográfico (e vice-versa) e algumasatividades biológicas de interesse. Mapeou-se as circulações oceânicas e outrosobjetos. Desta maneira, foi possível demonstrar os efeitos dos oceanos comodeterminadores de grande peso no clima da Terra, o que permitiu anunciar asinterações 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 deH2O líquido, os oceanos constituem um dos maiores reguladores das condiçõesclimáticas em escala planetária. Portanto, tornam-se de total importância:

• 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 apremissa de que os oceanos representam a principal condição de contorno inferior daatmosfera, 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 outrosplanetas, a formação de estrelas, detalhes da mecânica celeste e muitos outrosobjetos do Cosmos do que os nossos próprios oceanos. Portanto, se os oceanos são

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considerados os grandes reservatórios da Terra, a primeira coisa a qual podemosclassificá-los são como os grandes reservatórios de ignorância!

3 – A Oceanografia

3.1 Histórico: As primeiras especulações conhecidas sobre a origem, ascaracterísticas e a extensão dos mares, bem como suas propriedades, foram denatureza geográfica e datam da antigüidade grega. Atribui-se à Píteas (navegador doséc. IV a.C.) as relações dos períodos de fluxo e refluxo das grandes marés atlânticasao ciclo na Lua. Aristóteles (384-322 a.C.) denominou a vasta extensão marinhaentre Poente e Levante de oceano Atlântico. Eratóstenes (284-192 a.C.) quandodiretor da biblioteca de Alexandria, intuiu a relação entre as marés e os movimentosda Lua. Finalmente, com Posidônio (135-51 a.C.) estudando profundamente asidéias 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 x109ton 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 primeirolivro sobre oceanografia geral, em 1855. Embora o termo Oceanografia tenhaaparecido pela primeira vez na França, em 1584, como Océanographie, ele aindanão era utilizado, pois esta ciência estava completamente enraizada na Geografia.Desta maneira, Maury lança o livro “Geografia Física do Mar”, baseando-se emGeografia, com aporte da Física. Além deste mérito, Maury também deve ser citadocomo um precursor dos estudos sistemáticos dos oceanos. Justamente estes tipos depesquisas 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, ouOceanografia prevaleceu definitivamente. Ele foi baseado nas origens do termoGeografia, como descrição dos oceanos. Quanto aos britânicos, ainda em 1864,utilizavam o termo Oceanology, ou Oceanologia, como o estudo dos oceanos e sótrocaram mais tarde, seguindo os alemães. Para o séc. XX vale destacar as grandescontribuições do Cmt. Jacques-Yves Cousteau (1910-1997). Embora não fosseoceanógrafo, dedicou uma vida inteira aos estudos dos oceanos (pesquisas,expedições, invenções, instrumentação, veículos, filmagens etc). Sem sombra dedúvidas, 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 osmais diversos mares do mundo, apresentando osfascínios que se resguardam nos oceanos (Fonte:O Mundo Submarino, 1978).

3.2 Atuação: assim como a Meteorologia, a Oceanografia possui um campo deestudo bastante amplo, articulado em setores:

• 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 quatrograndes 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 possui64% coberto por terras emersas, todas as demais latitudes do planeta sãopredominantemente cobertas pelo mar. Desta maneira, se o planeta possui umasuperfície de cerca de 510.100.000km2, as terras emersas contabilizam apenas149.040.000 km2. Aos mares cabe a maior parte, com 360.060.000 km2.

O oceano é considerado um sistema termodinâmico, caracterizado porpropriedades físicas que podem ser mensuradas. Essas “quantidades”, ouparâmetros, 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 nãoconservativos:

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 peloobjeto de estudo, pois interage com outros sistemas externos (Ex: Oxigêniodissolvido, que pode ser consumido/produzido por organismos vivos, em outraspalavras, a propriedade pode se exaurir).

4.1 Temperatura: apresenta-se como uma propriedade conservativa, comdistribuição zonal em superfície, quando observada em grande escala (isotermasparalelas às latitudes). Possui uma variação de temperatura superficial considerável,partindo de aproximadamente 28ºC, no Equador, e chegando a –1,8ºC, no gelo daslatitudes polares. Quando observada nas escalas menores, foge à regra, pois próximoda costa há desvios das correntes oceânicas na direção Norte-Sul. O mesmocomportamento excepcional ocorre nas margens Oeste dos continentes, comafloramento de águas mais frias, originadas do fundo oceânico. Na distribuiçãovertical, o perfil de temperatura das águas diferencia-se conforme os seguintesfatores:

• 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 emgrandes variações de profundidades, adota-se, em Oceanografia, medições com duascasas decimais de precisão. Exemplo: 5,32ºC.

Em geral, observa-se alguns perfis verticais típicos da temperatura dosoceanos 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 dasuperfície;

• Na camada de 500 a 1000m, a temperatura decresce rapidamente com aprofundidade;

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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 aprofundidade não são homogêneas, mas seguem certos comportamentos quecaracterizam faixas, ou camadas dos oceanos, as quais adquirem propriedadesdistintas e que foram devidamente identificadas:

Camada de Mistura: é a camada compreendida entre a superfície e umaprofundidade de 25 a 200m, onde a principal característica é um comportamentosimilar ao isotérmico, pois a temperatura da água apresenta valores próximos aos dasuperfície, devido à mistura produzida pelas ondas geradas pelos ventos.

Termoclina: é a espessura de coluna d’água onde a variação da temperatura com aprofundidade é máxima. Diz-se gradiente máximo da variação da temperatura com avariação da profundidade, ou máx ∇T = ΔT/ΔZ. Em outras palavras, há uma grandediferença 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 alâmina 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 paraa camada intermediária e é substituída por uma água do sub-fundo. Ao subir, adescompressão causa um novo leve aquecimento que liberará calor na atmosfera enovamente resfriará a água, que afundará para a camada intermediária fria. Oprocesso, na escala sinóptica, é considerado rápido, mas a condução do calor dosub-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 emIII – 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 quilogramade H2O líquido. Assim, descreve-se como partes por mil [%o] ou pormilhagem,utilizando-se até duas casas decimais. A faixa de valores típicos da salinidadesuperficial dos oceanos vai de 33 a 37%o. A salinidade tem distribuição zonal emsuperfície, quando consideramos a grande escala (isohalinas paralelas às latitudes),contudo, ela não é tão clara como a distribuição da temperatura. A principaldiferença ocorre na localização dos máximos e mínimos, onde os fatoresprecipitação e evaporação (causada pela grande insolação) se tornam fatores depeso. Desta maneira, observam-se mínimos logo ao Norte do Equador,principalmente no Pacífico e depois, valores máximos nos trópicos, nas latitudes aoredor de 25ºN e S. Logo após, novo decréscimo é verificado e mínimos voltam aocorrer para as altas latitudes. As observações demonstraram que a evaporação e aprecipitação determinam a salinidade superficial por dois efeitos:

Concentração: aumento de salinidade por perda de massa líquida, sem subir atemperatura da água. Há grande evaporação causada pelo aquecimento superficialdas águas. A presença de anticiclone semi-permanente garante altos índices deinsolação;

Diluição: diminuição de salinidade por ganho de massa líquida, sem baixar atemperatura da água, ou com pouca variação desta. A presença de extensascoberturas de nuvens garante altos totais pluviométricos.

Outros pontos de máximos importantes são as regiões onde sopram os Aliseose as áreas globais onde a evaporação excede a precipitação. Para os pontos demínimos, verifica-se, em menor escala, valores baixos nas áreas junto à costa, ondedeságuam 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, ondeo gelo se funde.

Na distribuição vertical, o perfil de salinidade torna-se mais difícil dedescrever, pois a temperatura da água e a sua densidade entram como principaisdeterminantes. Isto implica que a salinidade torna-se um subproduto da temperaturae conseqüentemente, da densidade. A latitude, sazonalidade anual e hemisfério daTerra aparecem em segundo plano. Assim, observam-se alguns perfis verticaistípicos da temperatura dos oceanos distribuídos da seguinte maneira, com variaçõeslatitudinais e sazonais (Fig.3):

• Nas regiões equatorial, tropical e subtrópicos há um mínimo de salinidade de 600a 1000m de espessura;

• Nesta mesma região, o perfil demonstra aumento suave até 2000m deprofundidade;

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• Nas altas latitudes (onde em SFC é baixo) o valor normalmente cresce com aprofundidade até 2000m;

• Acima de 4000m, a salinidade é relativamente uniforme, na faixa entre 34,6 a34,9%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 oAtlântico, quanto para o Pacífico, nas baixas e médias latitudes, que os valores desalinidade tendem a ser mais elevados próximo ao Sul do Equador e nas áreas dosanticiclones, devido à muita evaporação causada pelos altos índices de insolação.Para as altas latitudes, ambos os oceanos registram uma queda nos valores dasalinidade causados pelo degelo. O grande fornecedor de água doce ao mar é aAntártida. O mar de Weddell contribui para o oceano Atlântico e os mares de Ross eBellingshausen, para o Pacífico. Os valores de salinidade ficam abaixo de 34%o noAtlântico e 33%o, no Pacífico. Já na área tropical, percebe-se que os elevadosíndices pluviométricos abaixam a salinidade na superfície e dentro da camada demistura.

Outro fator importante a se relatar é a dependência da propriedade Salinidadeem função da temperatura, justamente devido à solubilidade. Desta maneira, diz-seque S depende de T, ou seja, S(T). As evidências podem ser vistas, em ambos osoceanos, na faixa de profundidade entre 100 a 1000m, onde a termoclina principalatua, sempre nas baixas e médias latitudes. Na primeira, o ano todo e na segunda,seguindo o comportamento sazonal. Em geral a propriedade relacional datemperatura e da salinidade é definida por:

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↑T ⇒ ↑Solubilidade H2O ⇒ ↑SAumento da temperatura implica em aumentoda solubilidade da água que, por sua vez,implica em aumento da salinidade;

↓T ⇒ ↓Solubilidade H2O ⇒ ↓SRedução da temperatura implica em redução dasolubilidade da água que implica em redução dasalinidade.

Desta maneira, a salinidade e a temperatura definirão a próxima propriedadeda água do mar: a densidade. Esta definirá a posição das águas no perfil. Quantomais salinas, mais densas.

4.3 Densidade: A densidade é uma propriedade invariável da matéria. EmOceanografia usa-se a densidade relativa, definida pela relação entre a massa de umcorpo 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 de1,04490g/cm3). Por comodidade, expressa-se apenas os 4 últimos algarismos, semunidades. Exemplo: 1,02727g/cm3, diz-se densidade 2727. A densidade seráexpressa pelo comportamento de outros parâmetros, portanto, torna-se funçãodestes. Os parâmetros que controlam a densidade (σ) são a salinidade, a temperaturae a pressão da coluna d’água, em profundidade, ou seja, σ(S,T,p). Para densidadesem superfície, a pressão é zero (p = 0) e a densidade é descrita apenas pelasalinidade e temperatura, ou seja, σ(S,T,0).

Para os objetivos do entendimento do clima e da visão da Geografia, adensidade será vista apenas como uma fomentadora de movimentos verticais e nadeterminação 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, emescala sinóptica, a densidade apresenta os valores de 2200 (ou apenas 22) noEquador. Nos trópicos, oscila em torno de 25. Já nas latitudes entre 50 e 60º, variaentre 26 a 27. Finalmente, na banquisa de gelo, há uma suave diminuição, comdiferença significativa entre hemisfério Sul e Norte, este último devido ao maiordegelo (Fig.4). Em profundidade, na escala sinóptica, com a tendência natural derepouso e mínima energia, observa-se, na parte intermediária, um aumento rápidoque acima de 2000m torna-se vagaroso conforme aumenta a profundidade, tendendoa uma situação mais estável (Fig.5).

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Fig.4: Combinação das três propriedades, em superfície, na oceanografia sinóptica, como médiapara 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 escalasinóptica 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 emistura. Em contrapartida, quanto mais instável estiverem as camadas, observa-semáximos movimentos verticais e mistura.

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Para saber mais:

Muitos destes movimentos verticaisdeterminam o deslocamento das massas deágua (em menor escala) e podem serdefinidos pelo diagrama TS de umaamostra de água do mar.

Concluindo, águas afloram e afundam, contudo, quando chegam à SFCentram em contato com a atmosfera. Neste momento, surgem os processos deintercâmbio de propriedades com a troca de calor, troca de massa líquida e troca degases.

5 – Os Oceanos

5.1 O Pacífico: O mais novo dos oceanos conhecido pelo Homem. Apresenta-secomo um oceano de superlativos, sendo o maior, o mais profundo etc. Não seguenada ao nome que lhe foi dado, pois apresenta as maiores células de tempestades járegistradas. 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 porum quadrado cujos lados mediriam 13.389km. Este oceano ocupa mais de um terçoda 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 idealizadoem forma de um cubo, suas arestas teriam 898km. Com tal volume, caberiam 27vezes 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 deTSM – Temperatura da Superfície do Mar, observa-se que o Pacífico possui umaárea equatorial e tropical significativa, ocasionando insolação durante todo o ano,ora mais ao Norte, ora mais a Sul. Nas latitudes médias, o gradiente de temperaturaapresenta-se em uma distribuição zonal, com exceções na costa Oeste da Américado Sul. O gradiente de temperatura é máximo nas altas latitudes, principalmente nasproximidades da Antártida, onde circula a Corrente Circumpolar Antártica – CCA.Nota-se um gradiente extremado nestas latitudes, onde a TSM varia de 8 a 4ºC empoucos graus de latitude (Figs.7A e B).

A distribuição da Salinidade na Superfície do Mar – SSM segue asinformações detalhadas anteriormente, com máximo logo ao Sul do Equador e nasproximidades dos trópicos, sempre associados aos altos índices de evaporação,permitidos pela grande incidência de insolação dos anticiclones. Valores maisbaixos são encontrados próximos às banquisas de gelo (Fig.8).

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Fig.7A: Distribuição da TSM do Pacífico durante o inverno boreal (Fonte: Inst. Geog. de Agostini,1975).

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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-secomo o primeiro a ser estudado desde a Antigüidade. Possui uma área de 106,20 x106km2, englobando a área do Brasil 12,4 vezes. Se fosse representado por umquadrado, seus lados mediriam 10.305km. O Atlântico ocupa praticamente todas aslatitudes da Terra, representando cerca de 29% da área marítima total do mundo(Fig.9).

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Fig.9: Superfície do oceano Atlântico e limites.

A distribuição da TSM no Atlântico é diferenciada sazonalmente. O maiordestaque ocorre na área tropical, com o verão no hemisfério Norte deslocando águasmais aquecidas até a latitude de 50ºN e com uma distribuição mais espaçada dogradiente de TSM no hemisfério Sul, sendo que este ainda se apresenta de formazonal (Fig.10A). A contrapartida surge durante o inverno no hemisfério Norte, ondea TSM se distribui bem espaçada, com concentrações de águas frias na costa Lesteda América do Norte. No hemisfério Sul, as águas quentes predominam entre aÁfrica e a América do Sul, por toda a costa brasileira, e com afloramento acentuadode águas frias a Sudoeste da África. O gradiente da TSM apresenta-se com altosvalores, 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 formaçãoCumulus, respectivamente (Fig.11).

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Fig.10A: Distribuição da TSM do Atlântico em agosto (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).

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Fig.10B: Distribuição da TSM do Atlântico em fevereiro (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).

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Fig.11: Distribuição da SSM do Atlântico no verão boreal (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).

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5.3 O Índico: O menor e mais antigo dos oceanos navegado desde a época de glóriados Faraós e dos chineses. Possui uma área de 75,94 x 106km2, o que englobaria aárea do Brasil 8,9 vezes. Se fosse representado por um quadrado, seus ladosmediriam 8.714km. O Índico está praticamente todo localizado no hemisfério Sul erepresenta 21% da área marítima total do mundo (Fig.12). Seu volume de água éestimado 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 ovolume de gelo da Antártida, com folga.

Fig.12: Superfície do oceano Índico e limites.

A distribuição da TSM do Índico possui algumas singularidades. Por seapresentar como um oceano limitado a um dos hemisférios, as característicassazonais surgem com maior vigor. Entre estas, pode-se observar que durante oinverno do hemisfério Sul, os valores de TSM mais elevados concentram-se entre15ºS até toda a costa da Ásia, como a Índia. Os maiores valores de insolação estãosobre o continente, resultando nos efeitos das monções. Ao Sul, observa-se ogradiente 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 quasetodo o Índico. Com isto, observa-se um intenso gradiente de TSM que se concentraentre 40ºS até 60ºS (Fig.13B).

A distribuição da SSM pouco muda entre verão e inverno, com variaçõesmais significativas na área equatorial dada a mudança do período de chuvas que sedeslocam, 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 aAustrália (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).

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Fig.14A: Distribuição da SSM do Índico em agosto (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).

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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 deágua;Em profundidade, é a densidade que predomina no deslocamento das massas deágua, portanto a densidade gera estratificação.

As correntes oceânicas em superfície são praticamente controladas pela açãodos ventos, pois se acoplam às circulações de grande escala da atmosfera como aposição dos anticiclones e a circulação dos Aliseos. Deste modo, a sazonalidade daatmosfera exercerá sua influência, deslocando, enfraquecendo ou intensificando ascorrentes em escala planetária. As correntes oceânicas são classificadas pela suatemperatura, com isto, considera-se que há uma interação direta da TSM com aatmosfera adjacente. Esta interação ocorre principalmente no fornecimento deumidade 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 anticiclonessemi-permanentes (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).

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Fig.15B: Principais correntes oceânicas em julho e as conexões com os anticiclonessemi-permanentes (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).

Nestes termos, estima-se que as correntes oceânicas redistribuem 50% doexcesso de energia e 85% da água na atmosfera da Terra. Manipulam oarmazenamento de calor sazonalmente ou em períodos muito longos (a maioriacompletamente desconhecidos) e controlam o abastecimento de nutrientes e osprocessos geoquímicos.

7 – Outras Propriedades

7.1 Relações com a Luz: A incidência de radiação solar na água do mar é de vitalimportância, pois define a zona iluminada (eufótica ou fótica) com profundidademáxima 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, abaixodesta, na zona afótica, apenas o zooplâncton sobrevive. Quanto à coloração, as águasverdes indicam grande quantidade de material biológico em decomposição,principalmente devido à liberação de enxofre. Outras colorações são possíveis, comoas ocorridas nos anos de 1970, quando surgiram diversas ocorrências de marévermelha. Para todas elas, atribuiu-se relações catastróficas, mas que na verdadeeram 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. Hojesabe-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 principaisde 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 elevaçãoda TSM permite que se alcancem altos valores de evaporação. Desta maneira,haverá um fluxo maior de umidade para a atmosfera, aumentando seu valorabsoluto. 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 quantidadede vapor lançado à atmosfera é menor, o que ocasiona valores absolutos mais baixosde umidade (Fig.17). Como relações, deve-se entender que a baixa umidade deixa oar mais seco. Uma vez que se apresenta nestas condições, reduzirá a precipitaçãolocal e por onde houver teleconexões. Se estiver em trânsito, essa massa de arcausará diversos problemas referentes à baixa umidade (secas, dificuldade dedispersão de poluentes etc.).

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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 dossais na água. Se estes estiverem disponíveis em níveis levemente mais profundos,causarão processos osmóticos pelas camadas até a superfície. Assim, poderãoaumentar a densidade da água. Analogamente, o processo inverso de redução daTSM 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).

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Deve-se notar que as relações agora dependem de mais fatores. Se atemperatura não predominar, a densidade aumentará, caso haja salinidade disponívelpara aumentar. Como resultado, a densidade aumenta e haverá o afundamento damassa d’água. Caso a alta temperatura predomine, mesmo com alta solubilidade, adensidade 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 quedefine os fluxos entre atmosfera e oceano. Com a elevação da TSM, reduz-se asolubilidade dos gases dissolvidos na água. Em superfície, os gases são liberadospara a atmosfera, ocasionando um fluxo de entrada, ou positivo. De maneiraanáloga, com a redução da TSM, a solubilidade aos gases aumenta. Se na superfíciede contato com a atmosfera houver gases disponíveis, estes poderão ser absorvidos,resultando em um fluxo de saída da atmosfera, ou negativo. Tal efeito poderáocorrer principalmente de maneira mecânica, quando a água se movimenta nacamada 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 aatmosfera. 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 asuperfície de contato entre ambos os fluidos é descomunal (cerca de361.128.000km2). A troca irá depender em qual localização da Terra as TSM estãomais altas ou baixas. Além disto, os outros fatores, incluindo os biológicos, tambémparticipam do cenário.

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7.3 Relações com os Seres Vivos: Na zona eufótica, o fitoplâncton (algas) interagecom o dióxido de carbono e produz oxigênio. Nas duas zonas, eufótica e afótica,diversos espécimes do zooplâncton utilizam os carbonatos para formar as estruturasde suas micro conchas. Estas servem como depositório de carbono secular oumilenar. Uma vez que esses pequenos seres morrem, as conchas são depositadas aofundo, numa taxa de declinação na ordem de 2 a 3cm por dia [cm/d]. Se contarmosque a profundidade média dos oceanos é de cerca de 4.000m (ou 400.000cm) se asconchas afundarem em uma taxa de 3cm/d, elas só chegarão ao fundo em 13.333dias, ou 365,29 anos. Em uma taxa de afundamento mais modesta, de 2cm/d, asconchas só chegarão em 20.000 dias, ou 547,94 anos. Uma vez ao fundo (depois deserem carregados por correntes etc.) depositam-se no leito sedimentar e devemretornar para ciclo da rocha até provavelmente, em um tempo muito remoto, saíremnovamente pelos vulcões.

8 – O Dióxido de Carbono

Sumariamente deve-se afirmar que este é um gás natural, que permanece nacomposição 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 eminerais do planeta Terra. Interage minimamente com o infravermelho termal, poisa maior proporção desta interação ocorre com o vapor d’água. Atua em um ciclofechado de liberação e retenção dentro dos sistemas terrestres, em diversas escalasespaço-temporais. Seus depositórios e fluxos estimados são colossalmente maioresnos processos naturais do que os humanos (Fig.20).

Os oceanos são o principal armazenador de CO2, portanto, controlam fluxosconsideráveis deste gás para a atmosfera. Como a temperatura regula a solubilidadedos gases dissolvidos, então estes poderão ser liberados para a atmosfera, quandocarregados para a superfície. Se a TSM estiver alta, a solubilidade da água do mar aoCO2 se reduz, o que causará sua liberação massiva para a atmosfera, ou seja, umfluxo positivo. No processo inverso, com TSM mais baixa, a solubilidade da águado 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 éo próprio oceano. Basta os oceanos estarem 1ºC mais aquecidos que Gigatoneladas[Gt] de CO2 são emitidos para a atmosfera, quantidade esta muito superior àsatividades antrópicas.

E quem aqueceria os oceanos?

O Sol.

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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 paraa atmosfera. Quando a TSM se eleva, a solubilidade da água diminui (Fonte: FELICIO, 2008).

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O Sol é a estrela que fornece a esmagadora energia incidente na superfície daTerra, tanto para oceanos, quanto para os continentes. Os oceanos são consideradosum enorme reservatório de calor. Este calor que foi absorvido pode migrar pelascorrentes oceânicas, em superfície e em profundidade. A circulação termohalinasinóptica atua em todos os oceanos, afundando e aflorando, transportando gasespresos há séculos (Fig.22).

Fig.22: Circulação termohalina sinóptica atuando em todos os oceanos. Em azul claro, circulação desuperfície 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 oceanospara a atmosfera em Gigatoneladas. Os efeitos mecânicos como os ventos auxiliamna troca de gases entre a atmosfera e os oceanos. Portanto, um dos motivos para oaumento de temperatura dos oceanos pode estar relacionado ao ciclo solar,principalmente pela Oscilação Decadal do Pacífico – ODP, já que este é o maioroceano da Terra. Como a cada 11 anos aproximadamente o Sol muda suaintensidade emissiva de energia, quando alterna de pólos magnéticos, a ODPapresenta períodos de variação com correlação próxima a estes ciclos solares, comum 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, aatmosfera recebe mais radiação de Ondas Curtas – OC que atingem a superfície dooceano. Este fato resultará no aumento da TSM do Pacífico, principalmente nostrópicos. Com TSM mais alta, aumentam os valores de evaporação do oceano etambém aumentam os valores de radiação de onda longa emitidos pela superfície domar (Radiação de Onda Longa Emitida – ROLE). Além disto, a TSM elevada reduz

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a solubilidade do dióxido de carbono. Com baixa solubilidade, o dióxido de carbonoé 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 doPacífico, elevando a TSM. Com isto, haverá maior evaporação, maior quantidade de Radiação deOnda Longa Emitida – ROLE e liberação de CO2 para a atmosfera, dada a baixa solubilidade dosgases dissolvidos na água do mar sob TSM mais altas (Fonte: FELICIO, 2008).

Como a quantidade de vapor disponível é alta, aumenta-se também aprobabilidade de formação de nuvens, principalmente grandes áreas de coberturas denuvens estratiformes (com muitos Cumulus embutidos). Uma maior evaporação enebulosidade formam eficiente efeito estufa local que retêm o excedente de ROLE,originado pela TSM alta da superfície do oceano. As chances de elevação dastemperaturas na troposfera é alta (Fig.23B).

Fig.23B: Maior área de cobertura de nuvens, muito vapor d’água na troposfera e uma elevadaemissão de OL poderiam elevar a temperatura do ar na troposfera (Fonte: FELICIO, 2008).

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Quanto maior for o calor, maior será a probabilidade de aumentar a área decobertura de nuvens convectivas sobre a superfície do oceano. Porém, com maiorárea de nebulosidade, afeta-se o balanço de OC que incide sobre a superfície dooceano (Fig.23C).

Fig.23C: Maior área de cobertura de nuvens, principalmente as profundas do tipo Cumulus, tambémcontrolará a incidência de OC sobre a superfície do oceano (Fonte: FELICIO, 2008).

Com o passar de muito tempo, uma menor incidência de OC provocarámenores valores de TSM na superfície do oceano. Valores menores de TSM gerammenor evaporação, menor ROLE do oceano e maior solubilidade de CO2. Commaior solubilidade, os oceanos absorvem o CO2, removendo-o da atmosfera emgrande escala. A menor evaporação dificulta a formação da nebulosidade. Quandocombinadas, a menor evaporação e menor área de nebulosidade reduzirão aeficiência do efeito estufa local que retinha o pouco de ROLE, originado pela TSMbaixa na superfície do oceano (Fig.23D). Quanto menor for o calor, menor será aárea de cobertura de nuvens convectivas sobre a superfície do oceano. Com umacobertura de nuvens convectivas menor, a forçante solar original de OC retorna aoprocesso, recomeçando-o, sempre calcado na forçante original (Fig.23E).

Do ciclo modelado, conclui-se que, com a forçante solar em alta, mais intensoserá o processo. Analogamente, com a forçante solar em baixa, menos intenso será oprocesso. Contudo, deve-se ressaltar que em ambos os casos, haverá respostasanômalas positivas e negativas. Além disto, a ODP possui duas fases distintas deaquecimento e resfriamento. Estas fases estão intimamente ligadas ao moderadorumidade/nebulosidade e recebem as denominações de frias e quentes. Na Fase Friada ODP, verificam-se anomalias negativas de TSM no Pacífico Tropical e anomaliaspositivas de TSM no Pacífico Extratropical de ambos os hemisférios, com destaquepara valores maiores no Norte, próximo a costa Leste da Ásia. Para a Fase Quenteda ODP, verificam-se anomalias positivas de TSM no Pacífico Tropical e anomalias

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negativas de TSM no Pacífico Extratropical de ambos os hemisférios, com valoresmais 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 deROLE e menor liberação de CO2 para a atmosfera. Fora da área tropical, ou em áreas mais friasnesta mesma faixa latitudinal, o CO2 poderá ser absorvido, quando o vento misturar o ar com aságuas da superfície do oceano. A menor área de cobertura de nuvens, a menor quantidade de vapord’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, aincidência de energia de OC sobre o Pacífico tropical retornará e assim, o processo recomeça, comaumento dos valores de TSM etc. como descrito em 23A (Fonte: FELICIO, 2008).

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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 seutransporte, as correntes também transportam calor, tanto em superfície como emprofundidade. Desta maneira, quando o Ártico degela, muito provavelmenteacontece ressurgência de água mais aquecida ao seu redor. Aquecimento este quepode ser ocasionado pelos continentes do hemisfério Norte ou circulações costeirasmais quentes, lembrando que 1,0ºC, ao nível planetário, faz diferença. Emtemperaturas mais baixas, o dióxido de carbono é absorvido pelos oceanos emGigatoneladas. 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 carbononas águas frias, com as correntes com afloramento de águas ricas em nutrientes, aalta insolação por longos períodos, as águas límpidas, com extensa zona eufótica e aformidável atividade do fitoplâncton, obteremos o disparo do maior ciclo de vida doplaneta 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 overão, com uma quantidade maior de horas de insolação, grande concentração dedióxido de carbono pelas águas frias e, a partir deste ponto, com a vida dofitoplâncton e zooplâncton se multiplicando velozmente, começam as maioresmigrações do planeta, principalmente a dos grandes cetáceos (Fig.27).

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Fig.25: Retenção de CO2 pelas superfícies oceânicas. Verifica-se grande destaque para as águasfrias da Antártida (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).

Fig.26: A posição dos anticiclones semi-permanentes garante grande quantidade de insolação sobrea superfície dos oceanos. Ao mesmo tempo, a circulação dos ventos desloca as águas frias, ricas emnutrientes 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 ventospermitem que águas mais aquecidas ganhem latitudes, proliferando mais vida. Os mares deSargaços são um exemplo desta conexão planetária de fatores (Fonte: Inst. Geog. de Agostini, 1975).

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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 dosoceanos estão intimamente ligados, portanto, os oceanos atuam como grandesmediadores dos processos do planeta. Sua principal função decorre no controleclimático, como reservatórios de calor, nestes termos, em ciclos de longos períodos.Também exercem atuação como fornecedores de umidade. Esta água percorre ociclo 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 interagecom veemência;

Após a forçante solar e os vulcões, a interação Ar-Mar é a maior condicionante doclima.

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Anexo 1: Os Corais

Os corais se distribuem por todos os oceanos do planeta. Sua maiorconcentração ocorre na área tropical, já que a vida necessita de energia. Contudo, hágrandes concentrações até em áreas polares do planeta, com singularidades própriasdos seres vivos que lá habitam. Portanto, o alcance das barreiras de corais dependede 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 exemploocorreu com as grandes estrelas-do-mar, como a Acanthaster planci, nos anos de1970, as quais arrasaram diversas barreiras, causando danos gravíssimos. Na época,imaginou-se que seus predadores, como o tritão, estivessem escassos ou que ostubarões, por pesca indiscriminada, tivessem desbalanceado a cadeia, contudodeve-se lembrar que basta uma pequena lasca de uma estrela-do-mar para que surjaum novo indivíduo, o que causaria sua abundância também. Este foi um mistérioque até hoje se apresentou sem solução.

Pesquisas que se seguiram nos anos de 1980 indicaram que podem existirdiversas mutações ecológicas de difícil mapeamento. Contudo, nunca se deveacreditar que só porque em algum lugar UMA barreira de corais está a desaparecer,então, em todo o planeta TODAS estão desaparecendo! Estas afirmações sãoabsurdas. Como todos os fenômenos do planeta, as barreiras de corais têm os seusciclos de crescimento e destruição:

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• 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 asbarreiras de corais” torna-se completamente sem sentido.

Outro fator que é sempre elencado é a acidificação dos oceanos. O argumentoé completamente sem sentido, dado que em um hipotético mundo mais quente, osoceanos também se aqueceriam, portanto, liberariam o dióxido de carbono naatmosfera e não o contrário. Desta maneira, o dióxido de carbono é o gás utilizadopara a vida. Não é o responsável pela destruição das barreiras por “deixar os oceanosmais ácidos”. Recente descoberta mostrou que há microrganismos que semultiplicam rapidamente nestas condições, removendo o excesso de CO2 dosoceanos. Em outras palavras, NÃO HÁ SATURAÇÃO! Sempre o ambiente torna-sefavorável a um tipo de espécie que se adaptou e que vai se proliferar, consumindo oque estiver disponível. É o caso da Emiliania huxleyi, um microrganismo que temmaior desempenho vital em concentrações descomunais de dióxido de carbono. Aoque tudo indica, a Natureza possui mecanismos inertes que se ativam para aauto-regulação, neste caso, um ser vivo dos oceanos.

O mesmo pode se afirmar quanto à elevação dos valores de temperatura daságuas do mar. O pesquisador Terry Dawson, da Universidade de Southampton, naGrã-Bretanha, encontrou cerca de seis espécies novas de corais, nunca antes vistas emais 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 asmanifestações extremamente quentes do fenômeno El Niño de 1997 a 1998. Istoindica que, primeiramente, não conhecemos todo o sistema biológico dos oceanos e,em segundo lugar, que a vida tem muito mais resiliência às diversidades climáticasdo que se imagina.

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Anexo 2: O Nível dos Mares

O Nível Médio dos Mares – NMM é extremamente relativo e só assim podeser entendido. Alguns fatores que atuam sobre esta definição demonstram a suadificuldade, como as variações paleoclimáticas, marés, prováveis vibrações deplacas etc. Para o gelo, na hipótese remota em que toda a sua massa no planetapudesse derreter, ela elevaria o nível dos mares por volta de 80m. Assim, as reservascontribuiriam 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, emforma de icebergs tabulares).

Também se torna vital informar que os líquidos possuem dilataçãovolumétrica como qualquer material, então se o Sol passou por um período de maioratividade nos anos de 1990 a 2002, enorme quantidade de calor foi armazenada nosoceanos. Como a variação do volume aparente é igual ao produto entre o seucoeficiente de dilatação aparente, seu volume inicial e a variação de temperatura(ΔVap = γap x V0 x Δθ, onde γap: coeficiente de dilatação aparente, particular paracada substância; V0: volume inicial; e Δθ: variação de temperatura Ti – Tf) é maisrazoável entender que se houvesse uma elevação de ínfimos milímetros nos oceanos,estes seriam a expressão de sua própria dilatação, cuja ocorrência NÃO é igual emtodo 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.......................................................................... 23,5ºInclinação do plano orbital da Lua...................................................................... 5,1ºOposição.............................................................................................................. 18,4ºCombinação......................................................................................................... 28,6º

Amplitudes dentro do ciclo Lunar:

18,4º + 23,5ºN = 41,9º x 110km = 4.609km18,4º + 23,5ºS = 41,9º x 110km = 4.609kmSomados........................................ 9.218km em 28 dias

O que resultaria em um deslocamento de massas d’água na taxa de329,21km/d.

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Analogamente, para a outra amplitudes do ciclo Lunar:

28,6º + 23,5ºN = 52,1º x 110km = 5.731km28,6º + 23,5ºS = 52,1º x 110km = 5.731kmSomados...................................... 11.462km em 28 dias

Resultando em um aumento de cerca de 25%, com deslocamento de massasd’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 sãosignificativas e deslocam colossal quantidade de águas oceânicas (Fonte: FELICIO, adaptado deMOLION, 2008).

Normalmente, quando não há a presença de ciclones tropicais ouextratropicais atuando nas proximidades da costa (cerca de até 1000km) são estas ascausas de grandes marés que arrebentam no litoral e destroem casas e avenidas. Esteefeito foi sentido no ano de 2007, no litoral do Nordeste do Brasil, portanto,totalmente independente de “aquecimento global” e elevação dos mares. Deve-seressaltar ainda a enorme quantidade de energia térmica que foi transferida pelascorrentes 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

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pertence ao ano de 1934, quando a maré ficou 121cm abaixo do NMM, o qualcoincide muito próximo do ciclo lunar que daria aproximadamente em 1932.

Fig.A2.2: Canais de Veneza, em 28 de fevereirode 2008, com maré baixa de 80cm abaixo doNMM.

As marés também apresentam comportamentos distintos conforme alocalidade do planeta. Em muitos lugares, elas podem variar na escala temporalsignificativamente. Em outros, a variabilidade se apresenta nitidamente na diferençaentre 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 15metros. Portanto, a histeria pregada por certas ONGs sobre a elevação do nível domar só existe em seus programas de computador que alteram artificialmente apaisagem para gerar pânico (Fig.A2.5).

Fig.A2.3: Em Fundy Bay, no Canadá, as marés são significativas e apresentam uma variação de até18 metros. Em dois instantes, maré alta (esq.) e maré baixa (dir.).

Concluindo, os processos de polderização permanecem em alta, bilhões dedólares continuam financiando grandes obras e construções de edifícios formidáveisem Dubai e até o presente momento, ninguém fugiu da Holanda. Se tudo istorealmente fosse uma verdade conveniente, Al Gore não teria comprado uma mansãode 9 milhões de dólares em frente à praia!

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Fig.A2.4A: Vista aérea de Mont Saint Michel, na França, onde as marés também são significativase 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 porONGs, utilizando programas decomputador para alterar o visualda paisagem. Vista aérea real deMurcia, na Espanha (esq.) e omesmo local (dir.) “inundado”pela hipotética e sem sentidoelevação no NMM pelo“aquecimento global antropogê-nico” (Fonte: GREENPEACE,2008).

Ricardo Augusto FelicioProf. Dr. ClimatologiaDepto. Geografia – FFLCH – USP