As discussões das aulas anteriores se concentraram nos processos de interação entre os oceanos e a atmosfera e portanto nelas vimos as distribuições de temperatura e salinidade apenas na camada superficial, onde as variações regionais e sazonais são grandes. Todavia, a maior parte dos oceanos contém água com temperaturas e salinidades relativamente uniformes ( Figure 5.1).
Se a temperatura de superfície é bem baixa, a convecção provocada pelo resfriamento pode alcançar profundidades maiores, e isso é o que ocorre nas regiões polares. Aqui, as águas resfriadas na superfície descendem até o fundo do oceano. Esse processo repõe as águas profundas e responsável pelas correntes abaixo dos 1000 metros. As regiões que apresentam convecção profunda são o Mar de Weddell e o Mar de Ross localizados no oceano Antártico, e também no ártico no Mar da Groenlândia e no Mar do Labrador.
A temperatura médio dos oceanos é 3,8°C; até no equador a temperatura médias é baixa com cerca de 4,9°C. A camada onde a temperatura muda drasticamente com a profundidade é conhecida como termoclina permanente. Essa fica localizada entre 150-400 metros nos trópicos e entre 400-1000 metros nas regiões subtropicais. A figura 5.2 mostra a distribuição da temperatura e da salinidade através do Oceano Pacífico como um exemplo. Note a uniformidade de ambas propriedades abaixo dos 1000 metros de profundidade. Note também que nas várias regiões oceânicas tanto a temperatura como a salinidade decrescem com a profundidade. Um decréscimo na temperatura resulta num aumento da densidade, e assim, a estratificação da temperatura produz uma estratificação de densidade estável. Um decréscimo em salinidade por outro lado, resulta em uma densidade menor. Sozinha, a estratificação pela salinidade produziria uma estratificação de densidade instável. Nos oceanos, o efeito da diminuição da temperatura é muito mais forte do que o da diminuição da salinidade, e assim no final o oceano permanece estratificado de maneira estável.Em contraste com a distribuição em profundidade da temperatura, os perfis verticais de salinidade exibem um valor mínimo intermediário. Esses mínimos estão relacionados a formação de massas de água nas frentes Polares, aonde os valores de precipitação são altas, e esses detalhes serão vistos mais adiante no curso. Em grandes profundidades, a salinidade aumenta novamente porque a água próximo ao fundo se origina em regiões polares aonde ela descende durante o inverno; o congelamento durante esse processo aumenta a sua salinidade.
A luz e o som são as duas formas principais para transmitir informações usadas em comunicação animal e humana. Na terra, o som é atenuado em distâncias bem mais curtas que a luz, e essa se torna a maneira preferida de comunicação em longa distância. A situação oposta ocorre nos oceanos: enquanto a luz não consegue penetrar mais que poucas centenas de metros em água, o som na água pode percorrer distâncias bem grandes, e assim é usado em várias aplicações como medidas de fundo, comunicação, e medidas sob a água tanto por animais e humanos. Informações detalhadas sobre a velocidade do som (isso é a velocidade de fase das ondas sonoras) é essencial para essas aplicações.
A velocidade do som c é uma função da temperatura T, salinidade S e pressão p e varia ente 1400 m s-1 e 1600 m s-1. No oceano aberto, ela é influenciada pela distribuição de T e de p, mas nem tanto pela de S. Ela diminui com o decréscimo de T, p e S. A combinação da variação nesses três parâmetros com a profundidade produzirá um perfil de velocidade do som com um mínimo bem marcado em profundidades intermediárias: a temperatura decresce rapidamente nos primeiros 1000 metros e assim domina o perfil da velocidade do som, i.e., c diminui com a profundidade. Em regiões com águas mais profundas que 1000 metros, as mudanças de temperatura abaixo dessa faixa se tornam bem reduzidas e assim c começa a ser determinada pelo aumento de pressão com a profundidade, i.e., a pressão aumenta com a profundidade, i.e., c aumenta com a profundidade. Mudanças verticais de salinidade são muito pequenas para ter uma influência, mas a salinidade média vai determinar se c é baixa (se a salinidade média for baixa) ou alta (se a salinidade média for alta) em média.
A figura 5.3 mostra exemplos de perfis de velocidade do som. Note as curvas do Mar de Weddell e do Mar Mediterrâneo: o Mar de Weddell não tem uma estratificação térmica, e então não existe influência da temperatura em c. O Mar Mediterrâneo mostra o efeito da salinidade em c: o perfil é similar àqueles de outras regiões tropicais, mas a maior salinidade do mar Mediterrâneo faz com que c aumente em todos os níveis.
Se o seu navegador suporta JavaScript você pode checar a dependência da velocidade do som na temperatura, salinidade e pressão usando a calculadora de velocidade de som: entre um valor de temperatura, um valor para a salinidade e um valor para a pressão e pressione o botão de calcular. Comparando os seus resultados com aqueles de perfis de velocidade de som para diferentes regiões dos oceanos (Figura 5.3) e experimentando você pode ter uma idéia dos valores de temperatura e de salinidade que devam existir nessas regiões para produzirem as velocidades de som observadas.
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Cálculo baseado em Fofonoff, P. e R. C. Millard Jr (1983) Algorithms for computation of fundamental properties of seawater.Unesco Tech. Pap. in Mar. Sci. 44, 53 pp.
Propagação do Som
O som se propaga em raios assim com a luz faz. Assim, as leis de geometria óptica são também aplicáveis ao som:
Como a estratificação no oceano é aproximadamente horizontal, a propagação do som na vertical ocorre praticamente ao longo de um caminho reto. Isso é base para as medidas de fundo através de eco: A profundidade é conhecida se a velocidade de propagação média do som é conhecida. Uma primeira estimativa é 1500 m s-1; mas existem tabelas de correções disponíveis para várias áreas do oceano global.
A figura 5.4 mostra caminhos de som horizontais. O primeiro diagrama mostra a propagação da velocidade mínima do som (geralmente em torno de 1000 m). Os raios de som se curvam em direção da velocidade mínima do som e viajam naquela profundidade por distâncias grandes (elas podem atravessar oceanos inteiros). Esse canal de som é conhecido como canal de SOFAR (SOund Fixing And Ranging). Antes da introdução do Global Positioning System (GPS), o canal de SOFAR era usado para localizar navios e aeronaves com problemas, e também para posicionar bóias (com dois ou mais sensores de recepção) para o estudo das correntes oceânicas. O segundo diagrama mostra uma situação aonde uma camada de mistura com temperatura uniforme (tipicamente em torno de 100 m de espessura) é encontrada no topo da estratificação normal de temperatura. Nesse caso, a velocidade do som aumenta abaixo da superfície devido ao aumento da pressão antes do decréscimo normal devido a temperatura se torne mais importante. O máximo em velocidade de som resultante numa profundidade aproximadamente de 100 m cria uma zona de sombra, já que todos os raios de som se voltam contrário àquela profundidade.
Justus von Liebig descobriu o que ficou conhecido como a "Lei dos mínimos"; na agricultura, a lei diz que a produtividade de um ecossistema é limitada pelos nutrientes que são totalmente retirados primeiro. Em terra o elemento limitante pode ser o fósforo, o nitrogênio ou o potássio (dependendo do tipo de solo). Nos oceanos, a Lei de Liebig indica que os elementos limitantes devem ser
| fósforo | (na forma de fosfato orgânico ou inorgânico) |
| nitrogênio | (na forma de nitrato, nitrito ou amônia) |
| silício | (na forma de silicato) |
Oxigênio e nutrientes são ligados num ciclo de tomadas e reposições, de forma que uma razão relativamente fixa de suas concentrações é encontrada em águas oceânicas:
| AOU : C : N : P = | 212 | : | 106 | : | 16 | : | 1 | em peso atômico |
| = | 109 | : | 41 | : | 7.2 | : | 1 | em gramas |
UAO (utilização aparente de oxigênio) = concentração de saturação - concentração observada
C = carbono N = nitrogênio P = fósforo
As últimas três décadas do último século tem visto um grande progresso na compreensão da química dos oceanos, e não se tornou claro que fosfato, nitrato e silicato não são os únicos nutrientes que limitam o crescimento nos oceanos. Em mais de 40% das regiões oceânicas o crescimento parece ser limitado pelo suprimento de ferro (Fe). A razão para essa diferença entre ecossistemas terrestres e marinhos é encontrada no começo da evolução da Terra.
Como descrito na Aula Introdutória, a composição da atmosfera é o resultado da presença da vida na Terra (compare a figura). As primeiras formas de vida que se desenvolveram (os procariotas, que são basicamente algumas moléculas circundadas por uma membrana e uma parede celular) encontraram uma atmosfera que continha principalmente dióxido de carbono (CO2). Eles usaram os elementos químicos disponíveis nos oceanos para o armazenamento, transporte e transferência de energia. Ferro é um dos mais abundantes elementos e se tornou essencial para muitas funções celulares.
O aparecimento da fotossíntese nas plantas mudou a contribuição relativa do C, O e do Fe dramaticamente. Conforme os níveis de oxigênio na atmosfera aumentavam, o oxigênio inicial foi reduzido pelo ferro disponível, criando vastos depósitos de óxido de ferro na crosta terrestre. Eventualmente, o suprimento de ferro livre foi reduzido, e o oxigênio que começou a acumular permitiu que a evolução de formas de vida superiores iniciasse. Mas formas de vida marinhas primitivas ainda requerem ferro para as suas funções celulares, e isso parcialmente explica porque o ferro nos oceanos é um elemento limitante adicional e em várias situações o fator limitante em si. Experimentos no campo tem demostrado que a produtividade oceânica pode aumentar dramaticamente quando o ferro é adicionado na zona eufótica.
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