Os oceanos e a atmosfera formam um sistema integrado. Essa integração ocorre através de processos de troca pela interface entre ambos (a superfície dos oceanos). Esses processos de troca determinam os balanços de massa e energia dos oceanos. As quantias trocadas entre os oceanos e a atmosfera são:
| No balanço de calor | energia radiativa (incluindo calor) momento |
| No balanço de massa: | água doce, através - evaporação/condensação e - precipitação/descarga de rios minerais gases |
O papel dos oceanos no clima da Terra e sua capacidade de armazenar dióxido de carbono (CO2) estão discutidos no texto a seguir, retirado de The Ocean and Climate de autoria de R. W. Stewart (ims Newsletter 55/56 1991, Unesco, Paris). Algumas anotações, que não fazem parte do texto original, foram adicionadas para fazer o texto mais acessível a estudantes do primeiro ano; essas anotações se encontram em cor laranja.
Os oceanos têm um papel no sistema climático que é complementar e de importância comparável a aquele exercido pela atmosfera. Eles armazenam calor e o liberam mais tarde, com freqüência em locais diferentes. Eles transportam calor em quantias comparáveis aquelas transportadas pela atmosfera. Eles tanto absorvem como liberam dióxido de carbono. (...) Ele são as vezes ditos "flywheel do sistema climático" (...). Da mesma maneira como uma flywheel, os oceanos armazenam energia, nesse caso energia térmica, quando ela fornecida em abundância durante o dia ou durante o verão, e a liberar quando o suprimento é reduzido ou reverso durante a noite ou durante o inverno.
Quando são aquecidos, os oceanos respondem armazenando parte do calor ou aumentando a evaporação. Já que o calor é misturado em alguns metros na coluna de água pela ação dos ventos, os acréscimos de temperatura são bem menores do que ocorreria em terra mais seca sob as mesmas condições de aquecimento. A evaporação tem efeitos profundos na atmosfera e no clima. O vapor de água liberado na atmosfera aumenta de maneira significativa o efeito estufa na atmosfera. Quando o vapor de água condensa, o ar entorno aquece, e esse calor fornecido é a fonte principal de energia para os movimentos da atmosfera.
Quando os oceanos são resfriados, eles respondem gerando movimentos verticais convectivos, que fornecem novamente calor para a superfície. (Isso acontece porque a continuidade da massa requer que a água fria que descende da superfície seja reposta pelas águas de subsuperfície. Essa água é - levemente - mais quente que a água que descendeu e assim representa um suprimento de calor.) Portanto a queda de temperatura é também bem menor do que ocorreria em terra seca sob as mesmas condições de resfriamento.
O resultado final é que, para os dois terços da superfície da Terra que estão cobertos por oceanos livres de gelo, as temperaturas variam apenas de -2°C (o ponto de congelamento da água salgada) até 30°C, e em um dado local, a temperatura dos oceanos variam pouco mais de 1°C durante o curso de um dia e 10°C durante o curso de um ano. Essa amplitude de variação pode ser comparada aquela observada em áreas continentais relativamente secas, onde as temperaturas variam de local para local cerca de 100°C, e durante o curso de um ano em locais particulares cerca de 80°C. Ainda, a resposta relativamente lenta dos oceanos em relação ao aquecimento e resfriamento resulta num ciclo anual nos oceanos atrasado em relação ao que acontece em regiões continentais. (Muito mais energia é necessária para mudar a temperatura da água do que a do ar, assim, os oceanos levam mais tempo para aquecer ou resfriar. Como resultado, os oceanos ainda estão sendo aquecidos no final do verão, quando o ar ainda permanece mais quente que a água mas já começa a se resfriar, e ainda estão sendo resfriados no final do inverno, quando o ar é ainda mais frio que a água mas já começa a se aquecer.)(...)
Esses efeitos ainda seriam sentidos mesmo se os oceanos fossem meras regiões alagadas. Todavia, os oceanos se movimentam. (...) Ao se moverem, eles redistribuem calor (e sal) de uma maneira que tem importância primária no estabelecimento de detalhes do clima da Terra.
O Atlântico Norte nos fornece um exemplo particularmente notável. No Atlântico tropical, o aquecimento solar e o excesso de evaporação em relação a precipitação e descargas fluviais criam uma camada superficial com águas relativamente mais quentes e mais salgadas. Parte dessas água fluem para o norte, através da passagem que existe entre a Islândia e a Inglaterra. Nesse caminho, elas fornecem calor para a atmosfera, especialmente no inverno. Já que os ventos nessas latitude são geralmente de oeste, o calor é carregado para a Europa, produzindo invernos mais amenos ali do que aqueles característicos de outras regiões em latitudes similares.
Tanto calor é retirado (dos oceanos e absorvidos pela atmosfera bem acima deles) que a temperatura (da água na superfície dos oceanos) cai até aproximadamente o ponto de congelamento. Essa água, agora no Mar da Groenlândia, permanece relativamente salgada, o que combinado com as baixas temperaturas, a fazem mais densa que as águas logo abaixo das mesmas. Assim, o processo de convecção se inicia, e essas águas descendem - ocasionalmente e localmente indo até o fundo. Lá, elas se deslocam paralelas ao fundo e se misturam com outras massas de água que existem naquelas profundidades. Se espalham e fluem para o sul, frias e profundas.
Essa circulação termohalina: águas quente de superfície fluindo para o norte, se resfriando e depois fluindo ao sul em profundidade, provê um enorme fluxo de calor para o norte. Seu valor chega a 1PW (petawatt, 1 PW = 1 bilhões de megawatts), totalmente comparável ao que a atmosfera é capaz de transportar para os pólos.
(...)
A água (de todas as profundidades) está em contato repetido com a superfície e chega aproximadamente em equilíbrio com a concentração de gases da atmosfera, incluindo principalmente o O2, o CO2 e os freons. Os freons são inertes (não influenciados por processos biológicos ou por reações químicas; a sua concentração é apenas afetada pela mistura das águas), e são importantes componentes que funcionam como traçadores passivos dos movimentos das águas dos oceanos. O O2 e o CO2, por outro lado, são fortemente afetados pela atividade biológica. As camadas superficiais dos oceanos contêm fitoplâncton que, na presença de luz solar, convertem o CO2 dissolvido em carbono orgânico. Essas plantas são consumidas por animais, que por sua vez, são consumidos por outros organismos. Restos desses organismos descendem das camadas mais superficiais para águas profundas. No seu caminho para baixo, esses restos são decompostos em parte por bactérias, que liberam o CO2 e no processo absorvem o O2. O resultado é que as águas profundas são enriquecidas em CO2 e nutrientes, e têm as concentrações de O2 reduzidas.
(...)
Os oceanos exercem um papel central, mas frequentemente menospresado, determinando o clima da Terra. Na verdade, qualquer possibilidade de previsão da evolução do clima, maior que algumas semanas, demanda que o comportamento dos oceanos seja levado em consideração.
(...)
Com respeito a sensibilidade, e contribuição para, as variações em longo termo do clima: existem razões para acreditarmos que os oceanos estão mudando agora, em resposta as mudanças climáticas dos últimos cem anos (uma pequena Era do Gelo). Podemos esperar que mais mudanças ocorrerão conforme as influências (influências das atividades humanas) se tornem cada vez mais marcantes. O efeito dos oceanos na atmosfera pode ser tanto no sentido de moderar ou intensificar essas mudanças. Mas certamente irão modificá-las.
O mapa mostra como a circulação oceânica distribui calor pelos oceanos no planeta. .
Final da citação
A formação da gua de Fundo do Atlântico Norte não é contínua. A convecção profunda no Mar da Groenlândia ocorre na região de encontro entre águas frias e mais doces e águas quentes e mais salgadas (Figura 8.2). A convecção ocorre quando as águas mais quentes e salinas se resfriam o suficiente para descender, pouco antes que sua densidade relativamente mais alta a force a subduzir pela água polar mais doce e continuar assim como uma corrente subsuperficial(o "fluxo para dentro do Atlântico" na Figura 8.2). A convecção pode ser inibida por um número de processos. Se o clima se torna mais quente, o derretimento adicional do gelo aumentará o volume do fluxo para fora do Ártico da água fria e mais doce, afastando assim a região de contato entre a mesma e a corrente de água mais quente e mais salgada mais para o sul. A água mais quente e salgada fica termicamente isolada do resfriamento pela atmosfera (por estar abaixo da água mais doce e fria) e não mais irá se resfriar e descender. Isso irá parar o Cinturão Termohalino Mundial. Como um resultado, a Europa se tornará bem mais fria, mais gelo se formará no Ártico, o fluxo de água para fora de água mais fria e doce será reduzido, e o Cinturão Termohalino Mundial se tornará ativo novamente. Vemos que o oceano pode suportar dois sistemas alternados de circulação como dois estágios em um sistema oscilante. Existem evidências geológicas de que a esteira de transporte se torna inativa durante as eras glaciais.
A pergunta se, e em que grau, a circulação termohalina é suscetível às atividades humanas é assunto de pesquisas intensas em várias instituições pelo mundo.
A discussão acima sobre as mudanças na circulação oceânica e as eras glaciais nos deu um exemplo de um comportamento oscilatório do acoplamento oceano/atmosfera. Um outro exemplo, em uma escala de tempo curta o suficiente para ser experimentada durante uma geração humana, ocorre no Oceano Pacífico e é conhecido como ENSO que é abreviação para El Niño - Southern Oscillation. A Oscilação Sul é o termo usado para definir uma oscilação em grande escala na pressão atmosférica observada nos trópicos em torno do globo, e em particular bem claramente sobre o Oceano Pacífico, onde a pressão quando é alta em Darwin é baixa no Taiti (ou na porção central e leste do Oceano Pacífico) e vice e versa. A Figura 8.3 mostra o efeito da Oscilação SUl na pressão atmosférica e na pluviosidade. Nós vemos que a alta pressão em Darwin está ligada as altas pluviosodades na região central do Pacífico.
El Niño é o nome para o lado oceanográfico do fenômeno. Uma das regiões mais ricas da pesca mundial, a região de ressurgência costeira no Pacifico Sul ao longo das costas do Peru, Chile e Equador, ocasionalmente sofre a influência de um influxo de águas pobres em nutrientes, quentes e tropicais, que suprimem a ressurgência de nutrientes. A anchoita que habita essas águas aos milhões, formam a base para uma imensa população de aves e o estoque para uma importante industria de pesca, depende desse suprimento de nutrientes para a camada superficial. Elas evitam as águas mais quentes e pobres em nutrientes, o que causa uma mortalidade em massa das aves. Se esse influxo de água tropical é muito grande, mortalidade em massa dos peixes também pode ocorrer; a presença de sulfeto de hidrogênio dos peixes em decomposição tem sido relatado como causa do escurecimento da pintura de barcos no porto de Callao. Quando isso acontece geralmente é no período um pouco antes do Natal - e por isso o nome "El Niño" (o menino) que relaciona o evento ao nascimento do menino Jesus. As altas temperaturas ao longo da costa sul americana podem durar por um ano ou mais até que as condições voltem ao que era predominante antes do influxo da água tropical.
Uma descrição simplificada de como os oceanos e a atmosfera interagem para causar um evento ENSO começa do efeito da temperatura de superfície nos oceanos nos ventos. A Figura 8.4 indica que as duas zonas de convergência na atmosfera coincidem com regiões de alta temperatura na superfície dos oceanos. Isso ocorre porque o ar é aquecido aonde a água é mais quente; o ar ao aquece ascende, produzindo uma região de convergência de ventos na superfície da água (vista na alta média de cobertura de núvens, Figura 8.5) - em outras palavras, os ventos na superfície do mar sopram em direção a regiões de temperaturas mais altas, Isso resulta em um acúmulo de água quente, que aumenta o aquecimento da atmosfera; o ar se eleva mais rapidamente, e a velocidade do vento aumenta - um feedback positivo é estabelecido nesse caso.
Suponha agora que devido a algum distúrbio a região de maior temperatura muda da região aonde a ITCZ e a SPCZ se encontram (do ponto A na Figura 8.4) para um ponto mais para o leste (ponto B). Os ventos continuam a soprar em direção a região de maiores temperaturas na superfície do oceano; assim, o ventos para o oeste daquele ponto serão revertidos em sua direção e mudar de Alíseos para de Oeste. Lembrando que esse padrão será reforçado por feedback positivo. O centro da precipitação é levado de A para B; condições mais secas são observados na Austrália. Isso é geralmente acompanhado por um desenvolvimento de um ciclone tropical. (Figura 8.6).
A mudança de um estado para outro do sistema de feedback oceano/atmosfera requer condições instáveis na atmosfera. Essas condições ocorrem geralmente entre maio e junho quando a circulação atmosférica sobre as adjacências do Oceano índico muda entre as monções de nordeste para de sudoeste. Se um evento ENSO ocorre num determinado ano ou não é geralmente decidido em maio.
Os ventos de oeste no Pacífico Equatorial acionam uma onda interna e solitária de larga escala (várias centenas de quilômetros em comprimento e cerca de 400 km de lado) que trafega em direção a leste, trazendo por advecção água tropical e quente dentro da região de ressurgência costeira da América do Sul. A dinâmica em detalhe desse processo é complexa e envolve vários tipos de ondas longas oceânicas com freqüências baixas que levam entre 1 a 4 meses para cruzar o Oceano Pacífico equatorial e alterar as temperaturas do oceano superior em milhares de milhas afastadas da região onde se formaram. O que é importante nesse processo é que o distúrbio original no sistema oceano/atmosfera que ocorreu no Pacífico oeste no início do ano produz uma inibição da ressurgência costeira e um influxo de água tropical ao longo das costas do Peru, Chile e Equador no final do ano. A inibição da ressurgência é mais intensa em novembro e dezembro e não desaparece até meados do próximo ano.
Para concluir essa aula nós olharemos ao evento ENSO que ocorreu entre 1997/98. Este foi um evento particularmente intenso e duradouro, e não necessariamente típico; mas todos os ENSO são diferentes entre si, e o evento El Niño de 1997/98 foi observado por satélite, assim, nós temos uma base de dados particularmente boa do mesmo.
Animações usando a temperatura superficial dos oceanos e dados de pluviosidade serão usadas para seguir a evolução de um evento ENSO. Eles serão mostradas em janelas distintas, acompanhadas por explicações mais detalhadas. Favor abrir as janelas com tamanho suficiente e as feche assim que terminar.
Um pequeno aviso se você estiver usando esse capítulo pela internet (e não por um CD): os arquivos de animação tem quase 1 Mb cada e portanto levam um tempo razoável para serem carregados numa conexão por telefone>
A melhor maneira de se estudar essas animações é usando um programa como o QuickTime, ou equivalente. Se você não possui o QuickTime Player você pode assistir a animação na própria janela do seu navegador, mas não poderá para-la em frames individuais. Escolha sua opção de preferência abaixo:
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