Picnoclina

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Em oceanografia, picnoclina é a camada da coluna de água onde ocorre uma rápida mudança no gradiente vertical de densidade. Esse aumento na densidade com o aumento da profundidade geralmente é mais intenso em regiões de baixa latitude, visto que em altas latitudes a densidade apresenta pouca variação com a profundidade.[1] O termo picnoclina é análogo aos termos haloclina (intenso gradiente vertical de salinidade) e termoclina (intenso gradiente vertical de temperatura). Geralmente as três feições ocorrem nas mesmas profundidades, tipicamente entre 300 e 1000 m abaixo da superfície do oceano.[1] A picnoclina é resultado da combinação da termoclina e da haloclina, visto que temperatura e salinidade influenciam na densidade da água do mar. A relação entre esses três fatores (temperatura, salinidade e densidade) condiciona a distribuição de massas de água no oceano.[1]

A picnoclina apresenta-se como uma barreira entre massas de água com diferentes densidades e separa fisicamente duas camadas verticais adjacentes de água, sendo a massa de água superior menos densa e a inferior mais densa. As massas de água localizadas acima e abaixo da picnoclina são fortemente estáveis, sendo necessária uma grande quantidade de energia para deslocá-las para cima ou para baixo.[2] A picnoclina forma um limite inferior para a turbulência causada por processos de mistura na superfície do oceano.[1][2]

Densidade da água do mar[editar | editar código-fonte]

A densidade da água do mar é uma das propriedades físicas mais importantes do oceano por determinar a posição vertical de massas de água e controlar a movimentação dessas massas por convecção, criando uma circulação oceânica. A densidade da água do mar é uma função de temperatura, salinidade e pressão, sendo representada como ρ(S,t,p). Em oceano aberto, a densidade da água do mar possui média entre 1022 e 1030 kg/m3.[3] Para fins de simplificação, os oceanógrafos usam a anomalia de densidade para expressar a densidade da água do mar. Ela é representada pela letra grega sigma (σ), sendo definida como:[4]

O efeito da pressão pode ser desprezado no estudo de águas superficiais. Neste caso, considera-se p = 0 e a anomalia de densidade é expressa como sigma-tt) conforme a seguir:

A grandeza sigma-t também é conhecida como anomalia de densidade da água do mar à pressão atmosférica.[2]

Temperatura potencial[editar | editar código-fonte]

Temperatura potencial (θ) é a temperatura que uma parcela de água do mar teria se fosse trazida adiabaticamente (isto é, sem trocas de calor) de uma determinada profundidade para a superfície do oceano. Essa temperatura é diferente da temperatura medida in situ, isto é, a temperatura real da água a uma determinada profundidade. A temperatura potencial é inferior à temperatura in situ, pois a expansão da parcela de água devido ao alívio de pressão leva à diminuição de sua temperatura. A diferença entre a temperatura potencial e a temperatura in situ no oceano não varia mais do que 1,5 °C, sendo essa pequena diferença significativa na distribuição vertical de temperatura no oceano.[5] A correção dos valores de temperatura da água do mar pode ser usada no diagrama T-S, empregando a temperatura potencial para determinar a densidade potencial (σθ) da água do mar. Em estudos oceanográficos que envolvem apenas águas superficiais não é necessário fazer essa correção de temperatura e densidade. A correção da temperatura in situ para temperatura potencial é feita para eliminar a instabilidade gravitacional da água, especialmente em áreas oceânicas profundas (abaixo de 4000 m).[4] Essa instabilidade causada pela temperatura in situ afeta o cálculo de densidade da água do mar, produzindo perfis verticais de densidade nos quais águas menos densas estariam posicionadas acima de águas mais densas (algo fisicamente impossível de acontecer).[4] Quando os valores de temperatura in situ são transformados em valores de temperatura potencial, essa instabilidade é eliminada.

Densidade potencial[editar | editar código-fonte]

Densidade potencial (σθ) - também conhecida como anomalia de densidade potencial - é a densidade da água do mar calculada a partir da salinidade medida in situ (S), da temperatura potencial (θ) e da pressão em um determinado nível de referência (pr) na coluna de água.[2][5]

Em estudos de águas superficiais ou intermediárias (até 1000 m de profundidade), o nível de referência usado para a pressão geralmente é a superfície do oceano (isto é, p = 0). Neste caso, a densidade potencial (σθ) é representada como:

Já em estudos de águas profundas, um nível de referência comumente usado para a pressão é a profundidade de 4000 m.[4] Nessa profundidade, a pressão exercida pela coluna de água é aproximadamente 4000 decibars. Nesse exemplo, a densidade potencial (σθ) é expressa como:

Temperatura de máxima densidade[editar | editar código-fonte]

A densidade da maioria das substâncias aumenta com a diminuição da temperatura. Entretanto, a densidade máxima da água pura ocorre a uma temperatura de 4 °C, ou seja, acima de seu ponto de congelamento.[1] Entre 4 °C e 0 °C a água comporta-se de maneira anômala, pois a sua densidade diminui. Nesse intervalo de temperatura a água não sofre contração térmica. Consequentemente, o gelo tem menor densidade que a água líquida.[1] Isso é uma consequência do arranjo geométrico que as pontes de hidrogênio conferem às moléculas de água com a diminuição da energia cinética das mesmas.[6] Entretanto, os sais existentes na água do mar rompem com esse comportamento anômalo da água pura. A água do mar (com salinidade igual a 35) congela a -1,8 °C e sua densidade aumenta com a diminuição da temperatura até seu ponto de congelamento.

Diagrama T-S[editar | editar código-fonte]

O diagrama T-S é usado para plotar dados de temperatura e salinidade da água do mar, a fim de identificar massas de água no oceano. Em um diagrama T-S cada ponto corresponde a uma combinação de temperatura e salinidade, que conferem uma determinada densidade para a água. Uma mesma densidade pode ser obtida a partir de diferentes combinações de temperatura e salinidade, sendo representada no diagrama por uma isolinha de densidade. No diagrama T-S podem ser plotadas isolinhas de anomalia de densidade (σt) ou anomalia de densidade potencial (σθ).

Distribuição de densidade no oceano[editar | editar código-fonte]

Distribuição horizontal[editar | editar código-fonte]

Como resultado da distribuição desigual de radiação solar na superfície da Terra, a superfície do oceano em regiões de baixas latitudes apresenta temperaturas mais elevadas que diminuem em direção às altas latitudes.[7] A salinidade na superfície dos oceanos é mínima ao norte do equador, apresenta valores máximos nas regiões tropicais (em torno de 20º N e 20º S) e diminui em direção às altas latitudes.[2][7] A combinação dessas distribuições de temperatura e salinidade na superfície do oceano faz com que a anomalia de densidade da água (σt) apresente um mínimo em baixas latitudes. Esse mínimo ocorre devido às elevadas temperaturas e baixas salinidades encontradas ao norte do equador (~10° N).[7] A partir daí a anomalia de densidade (σt) aumenta em direção às altas latitudes, alcançando seu máximo (26–27 kg/m3) em torno de 50º N e 60º S. Em latitudes mais altas há uma pequena diminuição na anomalia de densidade (σt) provocada pela diminuição da salinidade da água do mar em regiões polares.[7]

Distribuição vertical[editar | editar código-fonte]

A distribuição vertical de densidade no oceano está baseada no princípio de que a densidade aumenta com a profundidade. Entretanto, esse aumento não é uniforme. Em regiões equatoriais e tropicais há uma camada superficial rasa onde a densidade é uniforme. Abaixo dela há a picnoclina, uma camada onde a densidade aumenta rapidamente com a profundidade. No oceano profundo a densidade aumenta lentamente com a profundidade. A média da anomalia de densidade (σt) no oceano profundo é de 27,9 kg/m3 e apresenta pouca variação latitudinal.[7] Em altas latitudes, o aumento da densidade com a profundidade é bem menos pronunciado quando comparado a regiões de baixas latitudes. Na regiões polares a anomalia de densidade (σt) na superfície do oceano é superior a 27 kg/m3 e a picnoclina é menos evidente, sendo incipiente o aumento da densidade com a profundidade devido às pequenas variações de temperatura e salinidade no oceano profundo.[7] Numa típica distribuição vertical de densidade nas bacias oceânicas, a picnoclina representa uma camada de 100 a 500 m de espessura. Ela constitui uma camada limite que separa a água de superfície (baixa densidade) de águas profundas (mais densas e uniformes).[2][7]

Picnoclina permanente e sazonal[editar | editar código-fonte]

O movimento de massas de água na camada superficial do oceano (formada pela camada de mistura e picnoclina permanente) é dominado pela força do vento através do bombeamento de Ekman, sua principal força motriz.[8] O oceano superficial é dividido verticalmente em quatro camadas: a camada de Ekman, a camada de mistura, uma picnoclina sazonal e uma picnoclina permanente.[8] Dentro da camada de mistura a densidade é assumida como verticalmente homogênea. Assume-se também que há um fluxo de massas de água abaixo dessa camada. Esse fluxo vertical pode corresponder a entrada (subducção) ou saída (obducção) de massas de água da picnoclina permanente.[8]

Dentro da picnoclina (sazonal ou permanente), a estratificação é independente do tempo de movimento das massas de água. A interface entre a camada de mistura e a picnoclina sazonal move-se para cima e para baixo anualmente. Esses movimentos ocorrem na base da camada de mistura. Apenas uma parte da água que sai da camada de mistura eventualmente entra na picnoclina permanente. Esse movimento é denominado subducção, sendo comum em oceanos subtropicais. Nesse caso, a água superficial é transferida para a picnoclina permanente. Em regiões subtropicais prevalece o ciclo sazonal e o movimento de entrada e saída de água na picnoclina ocorre de forma alternada. Em bacias oceânicas subpolares, apenas uma parte da água da camada de mistura dá origem à picnoclina permanente. O fluxo de massa de água que sai da picnoclina é chamado de obducção, a partir do qual a água da picnoclina permanente é transferida para a camada de mistura acima.[8] Esses processos podem ocorrer no mesmo local em diferentes momentos do ciclo sazonal.

Um ciclo sazonal de movimentação de massas de água na base da camada de mistura é o que possibilita o desenvolvimento da picnoclina sazonal, que separa a camada de mistura e a picnoclina permanente. O fluxo da picnoclina permanente é estável, assim a entrada de massa de água (proveniente da superfície) nessa camada ocorre durante todo o ano.[8]

Águas modais, formação de massas de água e picnoclina[editar | editar código-fonte]

Em regiões subtropicais, a distribuição de calor e a interação oceano-atmosfera apresentam uma variabilidade sazonal, assim como a troca de calor entre esses compartimentos. Nessas regiões uma corrente de contorno a oeste dos giros subtropicais leva água quente de baixas para médias latitudes, liberando calor para a atmosfera no inverno e possibilitando a formação de uma camada de mistura superficial com algumas centenas de metros de profundidade.[9] Essa massa de água quente é bombeada pela camada de Ekman para a camada de mistura abaixo,[10] entrando na picnoclina se a profundidade da camada de mistura no inverno for mais rasa ao longo de sua trajetória. Assim, a massa de água é isolada da atmosfera e permanece verticalmente homogênea, caracterizando uma camada com baixo gradiente vertical de temperatura e densidade.[9]

A estrutura de estratificação vertical de giros subtropicais caracteriza-se pela presença de uma picnoclina permanente centrada entre 500 e 1000 m.[11] No Atlântico Norte há uma alternância nas características da picnoclina, com estratificações fracas e fortes ao longo do ano.[12] Também há uma camada de mistura acima da picnoclina sazonal e centrada em cerca de 180 m de profundidade.[12]

Abaixo da camada de mistura existem águas modais (verticalmente homogêneas) que têm ampla distribuição geográfica e estão localizadas na região da picnoclina permanente. Essas águas conservam temperatura e salinidade da sua região de formação. Elas estão centradas em torno de 400 m de profundidade e localizam-se acima da picnoclina (~800 m de profundidade).[carece de fontes?] Abaixo de 1200 m ocorrem águas profundas com fraca estratificação vertical.

Durante o verão no Atlântico Norte, a estratificação das camadas de água da superfície, picnoclina e camada de mistura tende a ser modificada com o desaparecimento da picnoclina sazonal, tornando a coluna de água mais homogênea verticalmente.[12] A camada de mistura estende-se até 300 m de profundidade com a diminuição da anomalia de densidade potencial.[12] Assim, define-se a picnoclina pela profundidade e espessura da camada estratificada logo abaixo da superfície.

Picnoclina e suas implicações para o clima[editar | editar código-fonte]

A picnoclina delimita importantes reservatórios de carbono, principalmente no Atlântico Norte. Esses reservatórios estão mudando sob a influência de forçantes antropogênicas.[13] Isso reflete na taxa de aquecimento da superfície do oceano. Essas tendências observadas no conteúdo de calor armazenado pelos oceanos traduzem-se em mudanças na estratificação em larga escala.[14] Simulações climáticas mostram que a diferença de densidade entre a superfície e uma profundidade de 200 m aumentará ao longo do século XXI.[15] Experimentos com gases do efeito estufa, principalmente dióxido de carbono (CO2), mostram que a diferença de densidade global entre a superfície do oceano e a profundidade de 1700 m duplicará até 2100.[16] Assim, é essencial compreender a estratificação oceânica para caracterizar mais precisamente a estratificação de densidade na picnoclina.[12]

A maioria dos estudos de caracterização da picnoclina tem sido realizados em regiões equatoriais e tropicais.[12] No Pacífico tropical, variações na picnoclina desempenham um papel fundamental na dinâmica do fenômeno El Niño-Oscilação Sul (ENOS).[12] O deslocamento vertical e a inclinação zonal da picnoclina fazem parte de um ciclo de renovação de ventos que envolve interação entre oceano e atmosfera, tendo assim impactos meteorológicos globais.[17]

Ver também[editar | editar código-fonte]

Referências

  1. a b c d e f P., Trujillo, Alan (2014). Essentials of oceanography Eleventh ed. Boston: Pearson. ISBN 9780321814050. OCLC 815043823 
  2. a b c d e f Team., Open University. Oceanography Course (2002). Seawater : its composition, properties, and behaviour 2nd ed. Oxford, UK: Butterworth Heinemann. ISBN 9780750637152. OCLC 175294335 
  3. http://www.britannica.com/science/seawater/Chemical And Physical Properties Of Seawater. Density of seawater and pressure, Encyclopedia Britannica.
  4. a b c d Stewart, Robert H. (2003). Introduction to Physical Oceanography. College Station: [s.n.] 344 páginas 
  5. a b http://www.oc.nps.edu/nom/day1/parta.html/ Basic Concepts in Physical Oceanography: Introduction to the Primary Variables. Naval Postgraduate School. Department of Oceanography. Monterey, CA.
  6. http://www.wwnorton.com/college/geo/oceansci/cc/cc6.html/ Introduction to Ocean Sciences, Second Edition. Chapter 6: Water and Seawater.
  7. a b c d e f g L., Pickard, George (1982). Descriptive physical oceanography : an introduction 4th enl. ed. (in SI units) ed. Oxford [Oxfordshire]: Pergamon Press. ISBN 9780080262802. OCLC 7999325 
  8. a b c d e Qiu, Bo; Huang, Rui Xin (1 de outubro de 1995). «Ventilation of the North Atlantic and North Pacific: Subduction Versus Obduction». Journal of Physical Oceanography. 25 (10): 2374–2390. ISSN 0022-3670. doi:10.1175/1520-0485(1995)0252.0.CO;2 
  9. a b Tsujino, Hiroyuki; Yasuda, Tamaki (1 de fevereiro de 2004). «Formation and Circulation of Mode Waters of the North Pacific in a High-Resolution GCM». Journal of Physical Oceanography. 34 (2): 399–415. ISSN 0022-3670. doi:10.1175/1520-0485(2004)0342.0.CO;2 
  10. Marshall, John C.; Williams, Richard G.; Nurser, A. J. George (1 de julho de 1993). «Inferring the Subduction Rate and Period over the North Atlantic». Journal of Physical Oceanography. 23 (7): 1315–1329. ISSN 0022-3670. doi:10.1175/1520-0485(1993)0232.0.CO;2 
  11. Sprintall, J.; Cronin, M. (2001). «Upper Ocean Vertical Structure». In: Steele, J. H.; Thorpe, S. A. Encyclopedia of Ocean Sciences. San Diego: Academic Press. pp. 3120–3128 
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  13. Pérez, Fiz F.; Mercier, Herlé; Vázquez-Rodríguez, Marcos; Lherminier, Pascale; Velo, Anton; Pardo, Paula C.; Rosón, Gabriel; Ríos, Aida F. «Atlantic Ocean CO2 uptake reduced by weakening of the meridional overturning circulation». Nature Geoscience. 6 (2): 146–152. doi:10.1038/ngeo1680 
  14. Thomas,, Stocker,. Climate change 2013 : the physical science basis : Working Group I contribution to the Fifth assessment report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. New York: [s.n.] ISBN 9781107661820. OCLC 879855060 
  15. Capotondi, Antonietta; Alexander, Michael A.; Bond, Nicholas A.; Curchitser, Enrique N.; Scott, James D. (1 de abril de 2012). «Enhanced upper ocean stratification with climate change in the CMIP3 models». Journal of Geophysical Research: Oceans (em inglês). 117 (C4): C04031. ISSN 2156-2202. doi:10.1029/2011jc007409 
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