SER340 - Sensoriamento Remoto dos OceanosEnsaio Teórico: Dinâmica dos Oceanos

Sandro Klippel

3 de outubro de 2012

A Terra recebe radiação solar na forma de ondas curtas, absorvendo cerca de65% dessa energia e refletindo cerca de 35%, e devolve (emite) radiação na formade ondas longas. Ocorre que a radiação de ondas curtas chega ao planeta de formadesigual, com maior intensidade na região equatorial e diminuindo em direção aospólos. 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 relaçãoas regiões tropicais, sendo esse o motor da dinâmica da atmosfera e do oceano (Fi-gura 1).

Figura 1: Em média, o calor ganho pelos oceanos nas menores latitudes (vermelho nográfico) é igual a perda de calor nas altas latitudes (azul no gráfico). Essa transferênciaocorre pela circulação oceânica e atmosférica.

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O equilíbrio energético é por sua vez atingido através da transferência de calordireta (sensível) e latente1. O aquecimento desigual do planeta causa a formaçãode células de circulação na atmosfera, onde o ar quente, menos denso eleva-se, for-mando zonas de baixa pressão para onde os ventos convergem (Figura 2). Esse mo-vimento é desviado para a esquerda no hemisfério sul e para a direita no hemisférionorte, resultado do movimento de rotação do planeta, a Força de Coriolis2.

Figura 2: Modelo de circulação atmosférica em três células.

A circulação geral de ventos, induz a formação de correntes oceânicas superficiaisque por sua vez também são desviadas para a esquerda no hemisfério sul e direita nohemisfério norte devido a Força de Coriolis, formando os grandes giros de circulaçãooceânica (Figura 3).

O empilhamento de águas no contorno oeste das bacias oceânicas devido a essepadrão de circulação das correntes oceânicas gera um gradiente de pressão que equilibra-

1Na transferência de calor latente ocorre a mudança de fase da substância, em oposição ao calorsensível onde ocorre a variação da temperatura, mas não a mudança no estado de agregação.

2É uma força aparente que resulta do fato de que todos os movimentos atmosféricos e oceânicossão expressos em coordenadas que giram com o planeta. A direção dessa força é sempre normal adireção do movimento e proporcional a magnitude da velocidade.

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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 geostrófica3. Esse fluxo é responsável pela intensificação dascorrentes de contorno oeste, como a Corrente do Brasil e a Corrente do Golfo. Otransporte de Ekman é aquele induzido pela fricção do vento, na ausência de umgradiente de pressão, isto é com densidade uniforme e uma superfície horizontal,em balanço somente com a Força de Coriolis. O transporte na camada superficialdo oceano (camada de Ekman) é perpendicular a direção do vento, para a esquerdano hemisfério sul e para a direita no hemisfério norte, resultado da integração dofluxo em diferentes profundidades defletidas em um ângulo de 45o, conhecida comoEspiral de Ekman (Figura 4).

O deslocamento das águas superficiais é sucedido pela ressurgência de águas maisprofundas, ricas em nutrientes, que ao chegarem a zona fótica propiciam o aumentoda produtividade primária pelos organismos fotosintetizadores. O aquecimento de-sigual da superfície terrestre resulta em uma distribuição diferenciada da tempera-tura nos oceanos, assim como da salinidade, esta em decorrência das diferentes taxasde evaporação e formação de gelo. Assim as águas nos trópicos são mais quentes esalinas do que nos pólos (Figura 5).

O maior aquecimento superficial do oceano resulta na formação de uma termo-clina4 permanente nos trópicos, o que confere uma grande estabilidade da colunad’água nessas regiões, enquanto nas regiões temperadas há formação de uma termo-clina sazonal. A instabilidade da coluna d’água nas regiões polares tornam as mesmas

3No fluxo geostrófico, as águas movem-se ao longo das isóbaras, com a alta pressão ficando aesquerda desse fluxo no hemisfério sul e a direita no hemisfério norte.

4No perfil de temperatura com a profundidade a termoclina é demarcada pelo forte gradiente detemperatura.

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Figura 4: Espiral de Ekman e o transporte resultante.

Figura 5: Variação da temperatura e salinidade com a latitude.

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grandes formadoras de massas d’água5 do oceanos, uma vez que o resfriamento, bemcomo a formação de gelo e conseqüente liberação de sais, tornam as águas superfi-ciais mais densas. Essas águas mais densas afundam e dão origem a circulação ter-mohalina 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 formaçãodas massas de água.

No estudo da oceanografia por satélites as diferentes escalas espaciais e tem-porais dos fenômenos oceanográficos demandam a utilização de sistemas sensores,ativos e passivos, com resoluções espaciais e temporais compatíveis, que por sua vezdetectam parâmetros como cor, temperatura superficial e topografia do oceano.

5As massas de água são caracterizadas por valores de salinidade e de temperatura bem definidosque se misturam lentamente com outras massas de água conforme elas se movimentam. A tem-peratura e a salinidade são propriedades conservativas, ou seja, elas podem ser alteradas somentepor mistura ou advecção. Dessa forma, as massas de água podem ser identificadas pelos seus parestemperatura-salinidade (T-S)

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