A Atmosfera e o Oceano: Radiação recebida pelo sistema Terra-Atmosfera. Sistema global de ventos. Transporte de calor pela atmosfera.

As águas do oceano estão em contínuo movimento. Este movimento varia desde

correntes poderosas como a Corrente do Golfo até vórtices de mesoescala

(eddies) e pequenos redemoinhos (swirls).

O que é que provoca este movimento?

A resposta curta é: energia do Sol e a rotação da Terra.

O sol provoca circulação oceânica através da circulação da atmosfera, ou seja,

dos ventos. Energia é transferida do vento para as camadas superiores do oceano

através de atrito que o vento provoca na superfície do oceano.

O sol também provoca circulação oceânica porque ele causa variações na

temperatura e salinidade da água do mar, as quais por sua vez controlam a

densidade. Mudanças na temperatura são causadas por fluxos de calor através da

interface oceano-atmosfera. Mudanças na salinidade são provocadas por adição

ou remoção de água doce através da evaporação e precipitaçãoe, nas regiões

polares, pelo congelamento e fusão do gelo. Todos estes fenómenos estão directa

ou indirectamente ligados à radiação solar. Se a superfície do oceano fica mais

densa do que a água abaixo desta, a situação é instável e a água superficial mais

densa mergulha. A circulação vertical controlada pela densidade que resulta dum

arrefecimento e/ou aumento da salinidade – i. e. mudanças no conteúdo de calor

e/ou sal – é chamada Circulação Termohalina. A circulação termohalina de grande

escala dos oceanos será abordada mais tarde.

Efeito da Rotação da Terra na circulação oceânica

Consideremos um míssil posicionado no Equador e que é disparado para Norte.

Antes de ser disparado o míssil tem um movimento para leste devido à rotação da

Terra. Quando é lançado, o míssil desloca-se para norte à velocidade do disparo

mas também para leste à velocidade de rotação da Terra.

À medida que o míssil se desloca para norte, a Terra desloca-se para leste

debaixo dele. Inicialmente, como o míssil tem a mesma velocidade para leste da

superfície da Terra, o míssil parece deslocar-se em linha recta. No entanto, a

velocidade leste à superfície da Terra é maior no Equador, decrescendo em

direcção aos pólos. Assim, à medida que o míssil se desloca para norte, a

velocidade da Terra por debaixo dele é cada vez menor. Como resultado disto,

em relação à Terra, o míssil não se move apenas para norte, mas também para

leste a um ritmo cada vez maior.

Esta deflexão aparente de objectos que se movem à superfície da Terra sem

estarem friccionalmente ligados a ela – sejam mísseis, porções de água ou de ar –

é explicada em termos de uma força aparente denominada Força de Coriolis (em

homenagem ao engenheiro francês Gustave-Gaspard Coriolis).

A rotação da Terra em torno do seu eixo causa deflecção de correntes, ventos e

projécteis independentemente da sua direcção inicial.

- A força de Coriolis aumenta desde Zero no equador até um máximo nos

pólos;

- a força de Coriolis actua em ângulos rectos em relação à direcção do

movimento. No hemisfério norte causa deflexão do movimento para a direita;

hemisfério sul deflecte o movimento para a esquerda.

Quando se calcula a trajectória de um míssil tem de se considerar a força de

Coriolis. No entanto como a velocidade do míssil é elevada, a distância que a

Terra se deslocou debaixo dele durante a sua curta trajectória (curta em termos

de tempo) é relativamente pequena e a força de Coriolis tem um efeito

relativamente pequeno na trajectória do míssil.

Os ventos e as correntes no entanto têm velocidades baixas, sendo portanto

afectados significativamente pela força de Coriolis.

Exemplo:

Uma corrente com velocidade de 0,5m.s-1 (cerca de 1 nó, 1 milha

marítima/hora) a cerca de 45º de latitude. Esta corrente numa hora desloca-se

portanto cerca de 1800m. Durante essa hora, a força de Coriolis deflectirá esta

corrente de cerca de 300m (para a direita no hemisfério norte, para a esquerda

no hemisfério sul) assumindo que não existem outras forças que se oponham a

isso.

NOTA: Como qualquer outra força, a força de Coriolis tem de ser

contrabalançada por uma igual e de sinal contrário para o movimento não sofrer

aceleração. Por esta razão, podemos estudar e calcular correntes nas quais

forças horizontais resultantes de gradientes de pressão são contrabalançadas

pela força de Coriolis. Estas correntes são denominadas Correntes Geostróficas.

Balanço de radiação do sistema Terra-atmosfera

A média diária da radiação solar que atinge a Terra decresce do Equador para os

pólos pois latitudes baixas recebem relativamente grandes quantidades de

radiação durante todo o ano, enquanto que nas latitudes altas o aumento

progressivo da inclinação dos raios solares combinado com longos períodos de

noite no inverno resulta em médias de radiação baixas.

A Terra não só recebe energia do sol (radiação de comprimento de onda curto)

mas também re-emite radiação de comprimento de onda maior. A maior parte

desta radiação de comprimento de onda elevado emitida pela Terra é absorvida

pela atmosfera particularmente pelo dióxido de carbono, vapor de água e gotas

de água nas nuvens. Assim, a atmosfera é aquecida de baixo e ela própria re-

emite radiação de comprimento de onda grande para o espaço. Isto acontece na

parte superior da cobertura nebulosa, onde as temperaturas são

surpreendentemente semelhantes a todas as latitudes. A intensidade de radiação

emitida para o espaço não varia assim significativamente com as latitudes.

Há um ganho líquido de energia nas latitudes baixas e uma perda líquida de

energia nas latitudes altas.

A mudança do ganho líquido de energia para a perda de energia verifica-se à

volta dos 38º latitude. O saldo da radiação do sistema Terra-atmosfera como um

todo tem de ser neutro pois o sistema não pode continuamente ganhar mais

energia do que aquela que perde (ou o contrário).

Apesar do balanço positivo de radiação a baixas latitudes e o negativo a altas

latitudes, não há evidências de que as regiões a baixas latitudes estejam

gradualmente a aquecer ou que as regiões a altas latitudes estejam a arrefecer.

Assim sendo, tem de haver uma transferência de calor entre as baixas e as altas

latitudes, e isto é feito através de sistemas de ventos na atmosfera e sistemas

de correntes no oceano.

Julga-se que o oceano contribui mais para esta redistribuição de energia nos

trópicos e que a atmosfera tem uma contribuição maior nas latitudes elevadas.

Considerando o Hemisfério Norte, a atmosfera é responsável por um transporte

de calor do Equador para os pólos de cerca de 1,5x mais calor do que o oceano. A

norte de 56ºN , o oceano transporta calor de norte para sul. Na zona equatorial,

abaixo dos 5ºN, também há transporte de calor para sul por parte do oceano.

Nesta região, o transporte de calor para sul, através do equador, pelo oceano é

maior do que o transporte de calor para norte pela atmosfera, resultando que há

um transporte líquido de calor do hemisfério norte para o hemisfério sul.

Os sistemas de ventos redistribuem calor parcialmente pela advecção de massas

de ar quente para as regiões mais frias (e vice-versa) e parcialmente pela

transferência de calor latente que é armazenado quando a água é convertida em

vapor de água e libertado quando o vapor de água condensa num ambiente mais

frio. As tempestades tropicais – ciclones e tornados – também transportam

quantidades significativas de calor para longe dos oceanos tropicais sob a forma

de calor latente.

SISTEMA GLOBAL DE VENTOS

A atmosfera e o oceano formam um sistema no qual o que se passa num afecta o

outro. Assim para se compreender o que se passa no oceano temos de considerar

a circulação de grande escala da atmosfera bem como os fenómenos de escala

menor que caracteriza a atmosfera húmida por cima dos oceanos.

Se a Terra fosse completamente coberta de água o sistema global de ventos

seria o da figura abaixo. A existência de massas de terra afecta

significativamente esta distribuição hipotética.

Na baixa atmosfera a pressão é baixa ao longo do equador e o ar aí converge e

sobe. Cerca dos 30ºN e S o ar desce e a pressão atmosférica à superfície da

terra é elevada. Há portanto um gradiente de pressão das pressões altas

subtropicais para as baixas equatoriais. Como o vento sopra das altas para as

baixas pressões, resulta que se formam ventos que sopram em direcção ao

equador – são os chamados Ventos Alísios (Trade Winds).

Devido à Força de Coriolis os Alísios de Norte sopram na verdade de nordeste

para sudoeste e os Alísios de Sul sopram de sudeste para noroeste. Os ventos

alísios são pois denominados Alísios de Nordeste e Alísios de Sudeste (alísios do

hemisfério norte e sul respectivamente).

IMPORTANTE: Em meteorologia identificam-se os ventos pelo sítio donde

sopram – Alísios de Nordeste sopram de Nordeste.

Em oceanografia, as correntes identificam-se segundo o

sentido para onde fluírem. Assim uma corrente sudoeste

significa que a corrente corre para sudoeste.

Os ventos alísios formam uma parte da circulação atmosférica denominada

Circulação de Hadley ou Células de Hadley. Estritamente falando, o termo Célula

de Hadley refere-se apenas à componente Norte-Sul da circulação. Dado que o

vento é deflectido pela força de Coriolis, a circulação em 3 dimensões verifica-se

segundo um trajecto em espiral.

A distribuição dos oceanos e continentes influencia a posição da zona onde os

Alísios dos dois hemisférios convergem. Esta zona de convergência – Zona de

Convergência Intertropical ou ITCZ – está normalmente associada à zona com

maior temperatura à superfície. Como as massas continentais aquecem mais

rapidamente do que o oceano no Verão e arrefecem também mais rapidamente no

Inverno, a ITCZ é deslocada para sul em cima da terra no verão do hemisfério

sul e para norte em cima da terra no verão do hemisfério norte.

As maiores alterações sazonais ocorrem na região das massas de terra da

Eurásia. No inverno norte a direcção dos ventos é para fora da massa de terra da

Eurásia. No verão os ventos invertem de sentido e sopram em geral em direcção a

terra. Isto deve-se à capacidade térmica da terra ser menor do que a dos

oceanos e portanto os continentes aquecem e arrefecem mais rapidamente do

que os oceanos – assim os continentes são mais frios do que o oceano no inverno e

mais quentes no verão. No inverno o ar acima da Eurásia arrefece, aumenta de

densidade e desce desenvolvendo-se uma área de altas pressões. O vento sopra

para fora destas regiões para áreas de pressão mais baixa. No verão a situação

inverte-se – o ar por cima da terra na região da Eurásia aquece, fica menos denso

e sobe, criando-se uma zona de baixas pressões. O vento, no verão sopra pois do

oceano para terra. As regiões oceânicas mais afectadas por estas alterações

sazonais são o Oceano Índico e o Pacífico Oeste Tropical. Os ventos que

sazonalmente invertem a direcção donde sopram designam-se de Monções.

TRANSPORTE DE CALOR PARA OS PÓLOS PELA ATMOSFERA

O ar movendo-se em direcção ao Equador perto da superfície da Terra retira

calor dos oceanos e dos continentes e quando, em regiões de baixas pressões

como o Equador, ele sobe e se desloca em seguida para os pólos, também há um

transporte de calor para os pólos. Assim, qualquer mecanismo que transfira calor

da superfície da Terra para a atmosfera, contribui para o transporte de calor

para os pólos. O exemplo mais espectacular de transferência é a geração de

ciclones tropicais.

As células de Hadley, das quais os ventos Alísios são a expressão à superfície

podem ser consideradas como células de convecção, no topo das quais o calor é

transportado em direcção aos pólos. Nas latitudes elevadas, a situação não é

imediata.

Circulação de grande escala nas latitudes médias

Nas regiões sub-tropicais de altas pressões e sub-polares de baixas pressões a

explicação para a criação e manutenção das diferenças de pressão não pode ser

descrita para as zonas equatoriais e tropicais (aquecimento e arrefecimento

desigual dos oceanos e continentes) que também é o que se verifica nas regiões

polares (aqui com a criação de uma região de altas pressões). De qualquer

maneira, os centros de altas e baixas pressões das latitudes médias são uma

manifestação da necessidade de o calor se deslocar para os pólos para compensar

o imbalanço de radiação entre as baixas e as altas latitudes. Se, a longo prazo,

nenhuma zona a qualquer latitude aumentará de temperatura, o calor tem de ser

transportado em direcção aos pólos a todas as latitudes.

A força de Coriolis aumenta com a latitude desde zero no Equador até um

máximo nos pólos. A latitudes baixas os ventos são assim deflectidos

relativamente pouco e formam as células de Hadley que têm uma distribuição

predominantemente norte-sul. Nas latitudes maiores, o grau de deflexão é muito

maior e verifica-se a formação de vórtices atmosféricos. Estes são as

depressões e os anticiclones familiares nas regiões temperadas. A sua circulação

predominantemente quase-horizontal contrasta com a circulação quase-vertical

das células de Hadley.

A circulação à volta de centros de baixa pressão é chamada ciclone ou depressão

ou baixa. A circulação à vota de centros de alta pressão é chamada de

anticiclone.

Os ciclones têm uma circulação retrógrada – ao contrário dos ponteiros do

relógio – no hemisfério norte e segundo o sentido dos ponteiros do relógio no

hemisfério sul.

Os anticiclones têm uma circulação inversa dos ciclones.

Verticalmente, tanto os ciclones como os anticiclones transportam ar na vertical

segundo uma trajectória espiral. Os ciclones – centros de baixa pressão –

deslocam o ar de baixo para cima e os anticiclones deslocam o ar de cima para

baixo.

Massas de ar em movimento misturam-se com massas de ar adjacente e calor é

trocado entre elas. Por exemplo, o ar movendo-se para norte no hemisfério norte

através dum ciclone ou anticiclone transporta ar relativamente quente em

direcção ao pólo norte. O ar que se desloca em direcção ao Equador é ar que foi

arrefecido.

Os ciclones e anticiclones das latitudes médias coexistem numa zona subpolar de

baixas pressões. A norte desta zona (considerando o hemisfério norte) o vento

sopra a partir da zona polar de altas pressões para esta região, e os ventos,

devido ao efeito de Coriolis sopram predominantemente de este-nordeste –

“Easterlies”. A sul da zona sub-polar de baixas, os ventos sopram a partir da zona

sub-tropical de altas, soprando predominantemente de oeste-sudoeste – são os

“Westerlies”.

Entre os quentes ventos de oeste e os frios ventos polares de este, há uma

fronteira mais ou menos permanente denominada Frente Polar. Ondulações na

frente polar podem desenvolver depressões. Estas depressões (cujo centro

contém ar quente) transportam também calor para os pólos. O caminho que as

depressões e os anticiclones de latitudes médias tomam, é determinado pelo Jet

Stream. O Jet Stream é uma corrente de ar de grande velocidade que se desloca

a grande altitude à volta da Terra ao longo do limite polar dos westerlies. O Jet

Stream é caracterizado por grandes ondulações, tipicamente 3 – 6.

Convecção Vertical na Atmosfera

Os processos que ocorrem na interface oceano-atmosfera são significativamente

afectados pelo grau de convecção turbulenta que ocorre na atmosfera

imediatamente acima da superfície do mar. Isto depende, por sua vez, do grau de

estabilidade do ar, ou seja, da medida em que o ar uma vez deslocado para cima

tende a continuar a ascender na atmosfera.

A

l

t Instável Estável

i

t A

u

d

e Densidade (a) Densidade (b)

Na situação (a) a densidade aumenta com a altitude – o ar das altitudes

superiores tende a descer e o ar das camadas mais baixas, que é menos denso,

tende a subir. A situação (a) é Instável.

Na situação (b) a densidade diminui com a altitude – uma porção de ar na posição

(A) que seja deslocada para cima será mais densa do que o ar à sua volta e

descerá para a sua posição inicial – a coluna de ar da situação (b) é Estável.

A densidade do ar depende da sua pressão e temperatura. Também depende da

quantidade de vapor de água que contém. O vapor de água é menos denso do que o

ar mas na prática, o vapor de água tem um efeito reduzido sobre a densidade.

Assim, a variação de densidade, na coluna de ar, com a altitude é determinada

pela variação da temperatura com a altitude.

Esta situação é no entanto complicada por dois factores:

o 1º é que o ar, como qualquer fluído, é compressível. Quando um fluído

é comprimido, a energia interna, que possui em virtude do movimento

dos seus átomos, o qual determina a sua temperatura, aumenta. Da

mesma maneira, quando um fluído se expande, a sua energia interna

diminui. Assim quando um fluído é comprimido, a sua temperatura

aumenta, e arrefece quando se expande. Se estas mudanças de

temperatura ocorrem sem trocas de calor com a sua vizinhança são

denominadas Adiabáticas. Quando o ar sobe sofre a influência da

diminuição da pressão atmosférica e expande-se tornando-se menos

denso. Ao mesmo tempo sofre uma diminuição adiabática de

temperatura que tende a aumentar a sua densidade. O ar acima da

superfície do oceano pode deslocar-se para cima em movimentos

caóticos originando vórtices (eddies) turbulentos. Se ele continua a

subir ou não, vai depender da importância relativa de dois efeitos:

- se diminuição adiabática da temperatura duma parcela

ascendente de ar for menor do que a diminuição da temperatura com a

altitude na atmosfera, esta porção de ar será mais quente do que o ar à

sua volta e continuará a subir. A situação será instável e leva a uma

convecção vertical (para cima) de ar;

- se o arrefecimento adiabático da porção de ar ascendente

for suficiente para reduzir a sua temperatura a valores inferiores aos

do ar circundante, a porção de ar descerá para a sua posição inicial e a

situação é estável.

o 2º factor que afecta a densidade da coluna de ar é o efeito do vapor

de água, não devido à sua menor densidade, que pode ser desprezada,

mas por causa do Calor Latente que contém. A taxa com que o ar

arrefece adiabaticamente na atmosfera é constante e igual a

9,8ºC/Km. Sobre os oceanos o ar no entanto nunca é seco e portanto

este valor não se aplica.

Se o ar ascendente está saturado de vapor de água – ou se fica saturado em

resultado do arrefecimento adiabático – a ascensão continuada e o

arrefecimento adiabático associado provocam a condensação do vapor de água

nas partículas atmosféricas tais como sal ou partículas de poeira, formando gotas

de água. A condensação liberta calor latente de evaporação que parcialmente

contraria o arrefecimento adiabático. Assim a taxa com que ar contendo vapor

de água arrefece quando sobe na atmosfera é menos do que a taxa de

arrefecimento com a altitude do ar seco.

Sobre a maior parte dos oceanos, especialmente no Inverno, a variação da

temperatura com a altitude, na atmosfera, e o conteúdo de vapor de água no ar

são tais que a situação é instável. O ar sobe e existe uma convecção. Esta

convecção é amplificada pela turbulência resultante de ventos fortes que sopram

à superfície do oceano. Quando a turbulência é causa mais efectiva do movimento

ascendente do ar (mais do que as forças que causam instabilidade) a convecção

diz-se forçada. As nuvens Cumulus características das regiões oceânicas na zona

dos ventos Alísios são resultantes da convecção forçada. Nesta região existe no

entanto uma subsidiência de ar quente que desce de altitudes mais elevadas

registando-se uma inversão da temperatura na coluna de ar, ou seja, a partir de

determinada altitude o ar aumenta de temperatura com a altitude. O ar

ascendente no encontrar uma inversão de temperatura já não é mais quente do

que o ar à sua volta e não ascende mais. Este ar quente constitui um “tecto” para

a convecção vertical e delimita a zona onde as nuvens Cumulus se situam. Na

ITCZ existe uma convecção extremamente vigorosa de ar húmido formando-se

nuvens Cumulonimbus (em forma de torre) que permitem distinguir facilmente a

ITCZ em imagens de satélite. A convecção na ITCZ extende-se até muito mais

alto do que a associada à formação de cumulus e é a maneira principal pela qual o

calor é distribuído na troposfera nas baixas latitudes.