Corrente oceânica

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Corrente oceânica
Overturning circulation of the global ocean.jpg

Correntes quentes de superfície (vermelho) e correntes
frias profundas (azul).

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Corrente oceânica ou corrente marinha é um fluxo de água contínuo e direcionado dentro do oceano, sendo gerado por forçantes como vento e efeito de Coriolis. O movimento das correntes oceânicas não é perfeitamente definido por haver ilhas e outras feições topográficas que influenciam o fluxo da água do mar. Além disso, também há interação entre as próprias correntes oceânicas. A dinâmica das correntes pode influenciar a pesca, a vida marinha e o clima do planeta.

O oceano global cobre cerca de 70% da superfície da Terra, sendo considerado o principal moderador climático do planeta. Isso ocorre em função do elevado calor específico da água, que serve como um reservatório de armazenamento de calor.[1] Assim, o calor armazenado no oceano durante o verão é liberado para a atmosfera no inverno. Em um contexto climático, as correntes oceânicas são eficazes nessa distribuição de calor, amenizando as variações de temperatura na troposfera.[2]

A compreensão dos fluxos de calor no oceano é imprescindível para o estudo das interações entre o oceano e a atmosfera. Embora nuvens sejam formadas na atmosfera, o vapor de água representa uma ínfima fração do volume total de água no planeta. A maior parte deste volume encontra-se armazenado no oceano. A interação entre a água, atmosfera e a superfície da Terra dá origem às nuvens, à neve, à chuva e às correntes oceânicas.[2] A massa de água que forma o oceano não é estática, ou seja, existem movimentos mais intensos e menos intensos, como é o caso das marés e das correntes oceânicas. As marés são apenas movimentos oscilatórios que não interferem significativamente na distribuição de temperatura e salinidade.[1] Em contrapartida, as correntes oceânicas formam um cinturões de circulação de grande escala que influenciam diversos processos oceanográficos e o clima nos continentes.[3]

Circulação atmosférica[editar | editar código-fonte]

O ângulo de incidência dos raios solares na superfície da Terra varia entre o equador e os polos. Por exemplo, a radiação solar recebida por unidade de área a 30° de latitude (norte ou sul) corresponde a cerca de 86% da radiação recebida no equador (0° de latitude).[1] As diferenças no aquecimento da superfície da Terra pela radiação solar produzem regiões de alta e baixa pressão atmosférica. Os ventos são gerados por essas diferenças de pressão, sendo responsáveis pela circulação de ar na atmosfera.[4] Tais diferenças geram uma força que desloca o ar de uma zona de alta pressão para outra de baixa pressão. Quanto maior a diferença de pressão entre duas regiões, maior será a força do gradiente de pressão e mais intensos serão os ventos. O movimento de rotação da Terra também contribui para a formação de um padrão global de circulação atmosférica.[5]

Interação entre atmosfera e oceano[editar | editar código-fonte]

O oceano e a atmosfera são os dois principais fluidos geofísicos na superfície da Terra. Ambos estão em constante movimento e apresentam uma extensa superfície de contato físico. Assim, há uma grande interação entre esses fluidos e eles apresentam comportamentos semelhantes. Próximo à interface oceano-atmosfera, a circulação atmosférica provoca alterações na superfície do oceano que influenciam a temperatura, a salinidade e a densidade da água do mar. Exemplos dessas influências incluem os fenômenos de evaporação da água do mar, precipitação atmosférica, congelamento da superfície do oceano, entre outros.[2]

A atmosfera é aquecida pelos raios solares que incidem na superfície da Terra e são refletidos na forma de ondas longas (radiação infravermelha). Considerando a mesma unidade de área, a incidência de raios solares é duas vezes maior na região equatorial do que nas regiões polares.[6] Apesar disso, a região equatorial não fica cada vez mais quente em relação às regiões polares. As interações entre a atmosfera e o oceano geram um equilíbrio que transfere energia recebida no equador em direção aos polos. Este balanço energético é muito importante, pois distribui calor na superfície da Terra e diminui as diferenças de temperatura entre o equador e os polos.

Circulação oceânica[editar | editar código-fonte]

Mapa mostrando as principais correntes superficiais quentes (em vermelho) e frias (em azul) do oceano global.

Há dois tipos de circulação de água no oceano global: superficial (gerada pelo vento) e profunda (gerada por diferenças de densidade).[7] No caso da primeira, o vento empurra a água na superfície do oceano para dar origem às correntes oceânicas. Estas correntes superficiais geradas a partir da interação com os ventos atmosféricos formam um padrão de circulação horizontal no oceano que é conhecido como circulação dirigida pelo vento.[8] O oceano transporta calor do equador para os polos através dessas correntes oceânicas, que contribuem com 10 a 20% da distribuição de calor em todo o planeta.[carece de fontes?] Em contrapartida, a circulação profunda que ocorre no interior do oceano é forçada por pequenas diferenças de temperatura e salinidade entre as massas de água, que acabam influenciando a densidade das mesmas. Esta é conhecida como circulação termoalina.[9]

Efeito de Coriolis[editar | editar código-fonte]

O efeito de Coriolis (ou pseudoforça de Coriolis) é uma força inercial que age sobre corpos que se deslocam em um referencial não inercial. A Terra é um referencial não inercial devido ao seu movimento de rotação. Deste modo, a trajetória de um avião se deslocando em linha reta seria percebida como uma curva por um observador preso à superfície da Terra. Por outro lado, um observador no espaço veria o avião se deslocando em linha reta e a Terra girando abaixo dele.[4]

Tanto a circulação atmosférica quanto a circulação oceânica são influenciadas pelo efeito de Coriolis. No hemisfério norte, a pseudoforça de Coriolis desvia a trajetória das massas de ar e das massas de água para a direita. No hemisfério sul, as trajetórias são desviadas para a esquerda. Essa diferença entre os dois hemisférios ocorre porque uma rotação horária implica em força inercial à direita, enquanto uma rotação anti-horária implica em força inercial à esquerda.[10] A força de Coriolis varia de acordo com a latitude, sendo máxima nos polos e nula no equador.

Correntes de contorno[editar | editar código-fonte]

Os cinco giros subtropicais existentes no oceano global.

As correntes superficiais (forçadas pelo vento) formam giros oceânicos que pode ser divididos em: tropicais, subtropicais e subpolares. Os giros tropicais são formados pelos sistemas de correntes e contracorrentes equatoriais, estendendo-se mais no sentido leste-oeste do que norte-sul. Há três giros tropicais: Pacífico, Atlântico e Índico (ou seja, um em cada oceano).

Os giros subtropicais são os principais e maiores giros existentes no oceano global. Há cinco giros subtropicais: Pacífico Norte, Pacífico Sul, Atlântico Norte, Atlântico Sul e Índico. Nestes giros, há uma marcante distinção entre as correntes que margeiam as bordas leste e oeste das bacias oceânicas. Tais correntes são conhecidas como correntes de contorno leste e oeste, respectivamente. Segue abaixo as características das correntes de contorno no oceano global.

Tipo de corrente Temperatura Velocidade Transporte Limite físico
Corrente de contorno oeste Quente Rápida Grande Bem definido
Corrente de contorno leste Fria Lenta Pequeno Difuso

Os giros subpolares ocorrem em altas latitudes, em torno de 60° (norte ou sul). O principal giro subpolar é formado pela Corrente Circumpolar Antártica, que circunda o continente antártico de oeste para leste. Além dele, também existem giros subpolares menores. No hemisfério sul, por exemplo, há giros no Mar de Weddell e Mar de Ross. No hemisfério norte, há giros subpolares nas regiões sob influência da depressão das Aleutas e depressão da Islândia.

Transporte de Ekman[editar | editar código-fonte]

Ilustração da espiral de Ekman: (1) vento; (2) força de cima; (3) direção efetiva da corrente; e (4) efeito de Coriolis.

O modelo de circulação das massas de água - chamado de espiral de Ekman - assume que a coluna de água é homogênea e impulsionada pelo vento que sopra na sua superfície.[11] A camada superficial move-se com uma velocidade máxima de 3% da velocidade do vento.[11] Devido à força de Coriolis, a corrente superficial move-se 45º à direita do movimento no hemisfério norte e 45º à esquerda no hemisfério sul. Uma camada da massa de água superficial empurra a camada subjacente e também a coloca em movimento. Assim, a energia do vento é passada sucessivamente através da coluna de água para camadas cada vez mais profundas. Cada camada é colocada em movimento com uma velocidade inferior e num ângulo maior em relação àquela que a colocou em movimento, resultando em uma espiral na coluna de água. A profundidade na qual esse movimento cessa é conhecida como profundidade de influência da fricção, ocorrendo normalmente a cerca de 100 metros.[12] Da superfície até a profundidade de influência da fricção, o movimento efetivo da água ocorre em um ângulo de 90° (à direita no hemisfério norte e à esquerda no hemisfério sul) em relação à direção do vento, sendo denominado transporte de Ekman.[12] Este mecanismo influencia a circulação oceânica superficial.

Corrente geostrófica[editar | editar código-fonte]

As correntes geostróficas são correntes oceânicas que resultam do balanço entre a força da gravidade e a força de Coriolis. Considerando os giros subtropicais e o transporte de Ekman, há uma tendência de que seja produzida uma convergência subtropical e o empilhamento de água no centro desses giros.[4] Assim, no interior dos giros subtropicais é possível encontrar um empilhamento de água até 2 metros acima do nível da água na margem dos giros.[4] A resposta da água para essa topografia oceânica é igual àquela observada nos continentes, ou seja, ela vai correr do centro (nível mais alto) para a margem do giro (nível mais baixo) por causa da força da gravidade. Este movimento não ocorre em linha reta, mas é defletido pela força de Coriolis que atua à direita da trajetória no hemisfério norte e à esquerda no hemisfério sul.

Ver também[editar | editar código-fonte]

Referências

  1. a b c ALEXANDRE, J. A. «As correntes marinhas». Faculdade de Letras da Universidade de Coimbra, Portugal. MONOGRAFIA. 1: 90-101 
  2. a b c CASTRO, B. M. «Correntes e massas de água da plataforma continental norte de São Paulo». Universidade de São Paulo. Tese de Livre-docência: 248 
  3. ASSIREU, A. T.; et al. (2005). Correntes oceânicas de superfície medidas por meio de bóias de deriva rastreadas por satélite. São Paulo: Ronald Buss de Souza. pp. 90–101 
  4. a b c d STEWART,, R. H. «Introduction to Physical Oceanography». versão em pdf: 353 
  5. CSANADY, G. T. «Barotrop currents over the continental shelf». Jounal of Physical Oceanography. 4: 357-371 
  6. B. M, CASTRO. «Physical oceanography of the Western Atlantic continetal Shelf located between 4N and 34S». The Sea. 11: 209-250 
  7. FRANCISCO, F. C. (2007). Dinâmica de Mesoescala da Confluência Brasil-Malvinas. São Paulo: Universidade de São Paulo 
  8. EKMAN, V. W. «On the influence of the Earth's Rotation on Ocean Currents». Ark. F. Mat. 11: 1-53 
  9. LENTINI, C., A.,, SOUZA, R., B. «Eddies e vórtices de mesoescala no Oceano Atântico sudoeste medidos por satélites». Oficina de Textos. Oceanografia por Satélites. 1: 166-178 
  10. STECH, J. L. (2005). Assimilação de dados de vento sobre a superfície dos oceanos em modelos de circulação. São Paulo: Oceanografia por Satélites. pp. 20–31 
  11. a b STOMMEL, H. «The westward intensification of Wind-driven ocean currents. Trans». Geophys. 29: 2 
  12. a b TRUCCOLO,, E. C. (2005). Fenômenos Oceanográficos e Climatológicos. Brasília: O Mar no Espaço Geográfico Brasileiro. pp. 212–213