CORRENTES OCEÂNICAS
E MASSAS DE ÁGUA

Os oceanos e a atmofera são ambos fluídos e estão em mútuo contato físico. Assim, além de terem comportamentos semelhantes, ocorre grande interação entre eles.

Os raios solares aquecem a atmosfera, o solo e os oceanos uma e meia a duas vezes mais por unidade de área nas regiões equatoriais do que nas polares (Fig. 1). Embora isso ocorra, o equador não se aquece cada vez mais e nem os pólos se resfriem. Há um balanço energético que transfere o calor (ou a energia) recebido pelo equador para os pólos, através da atmosfera e dos oceanos. Este equilíbrio térmico é fator muito importante na geração dos principais cinturões de vento e das grandes correntes oceânicas no planeta.

A atmosfera é a principal via para o transporte de energia das zonas equatoriais para as polares. Nas regiões de baixas latitudes, a evaporação da água dos oceanos é o mecanismo principal para a remoção do calor na superfície terrestre. Esse transporte de calor tão eficiente, ocorre graças à propriedade denominada calor latente de vaporização que é muito alto no caso da água. Esta, ao evaporar-se, retira do ambiente grande quantidade de energia, que acaba sendo transportada junto com o vapor de água para regiões mais frias do planeta. Nestas regiões mais frias, a água se resfria, desce e se condensa, liberando a energia que liberou de regiões mais quentes.

Através das correntes marinhas, os oceânos também levam energia do equador para os pólos, contribuindo com 10% à 20% da distribução de calor no planeta como um todo.

 

Figura 1: Calor recebido do Sol r reirradiado pela Terra em função da latitude. Note que as regiões equatoriais e tropicais recebem mais calor do que reirradiam e nos pólos ocorre o inverso (Weyl, 1970. Oceanography. An Introduction to the Marine Evironment. John Wiley & Sons, Inc., New York. 535p.).

 

PRESSÃO ATMOSFÉRICA

Diferenças de temperatura causam diferenças de pressão atmosférica. A taxa de variação da pressão atmosférica entre duas áreas é denominada de gradiente de pressão atmosférica e causa o movimento horizontal do ar, ou seja, o vento. A direção dos ventos sempre se dá de regiões de alta pressão (também chamados de anticiclones) para as de baixa pressão (ciclones) e sua velocidade está relacionada com a magnitude do gradiente de pressão.

Centros de baixa pressão ocorrem quando o ar se aquece, torna-se mais leve e sobe, enquanto os de alta pressão, ao contrário, ocorrem quando o ar se resfria, torna-se mais denso e desce.

Esse fenômeno explica a alteração diária da brisa em regiões litorâneas (Fig. 2). Durante o dia o solo se aquece mais e mais rapidamente que a água do mat, ocasionando uma área de baixa pressão sobre o continente; a brisa sopra então do mar para ele. À noite, o solo se resfria rapidamente enquanto a água do mar o faz de forma mais lenta. A temperatura, na água, fica maior que a do solo, ocasionando um centro de baixa pressão do mar, que origina uma brisa do continente em sua direção.

 

Figura 2: Produção de brisa em regiões costeiras causadas por diferenças de temperatura entre o dia e a noite.

 

FORÇA DE CORIOLIS

Os ventos não caminham em linha reta ao longo de um gradiente de pressão, mas são defletidos ou desviados em forma de curva (Fig. 3) devido a rotação da Terra.

 

Figura 3: Devido ao fenômeno de Coriolis, no hemisfério sul os ventos são defletidos para a esquerda quando deixam os centros de alta pressão (a), assim como quando chegam aos centros de baixa pressão (b). No hemisfério norte a deflexão ocorre para a direita.

 

O desvio de algo que se mova na superfície do planeta é causado pela força de Coriolis, descrito inicialmente em 1835, pelo físico francês Gaspar de Coriolis. Assim, no caso dos ventos, o ar é forçado a se desviar para a esquerda no hemisfério sul e para a direita no hemifério norte.

Para entender esse fenômeno pode-se utilizar uma analogia entre o planeta e um carrossel, conforme demonstra a Figura 4. A curvatura aparente da bola atirada de dentro do carrossel, vista pelas pessoas que nele se encontram, é chamada de efeito de Coriolis (as pessoas que estão fora do carrossel não percebem a curvatura).

Essa força é muito mais comum do que se possa imaginar, já que todas as coisas que se movem sobre a superfície do planeta desviam-se lateralmente de suas trajetórias previstas. O valor da deflexão depende da velocidade do objeto (quanto mais rápido, menor a deflexão) e de sua latitude (zero no equador e máxima nos pólos).

 

Figura 4: Carrossel demonstrando a Força de Coriolis. Olhando-se por cima, o carrossel gira em sentido contrário aos ponteiros do relógio (como se estivesse olhando a Terra de cima do pólo norte). Na figura superior um homem em P tenta lançar uma bola a outro situado em Q. O movimento rotacional do homem em P (flecha pequena) faz com que a bola saia na direçào PE. Na figura inferior, o homem se move de P para P' e o que está em Q'

 

CINTURÕES DE VENTO

Existem na atmosfera feições relativamente permanentes: centros de alta pressão ocorrem sobre os pólos e em latitudes tropicais, já em regiões equatoriais e subpolares ocorrem centros de baixa pressão.

Esses gradientes de pressão geram 3 sistemas gerais de ventos na atmosfera (Fig. 5): ventos alísios, que ocorrem entre 0º e 30º de latitude, soprando do leste para o oeste; ventos do oeste, entre 30º e 60º de latitude e que sopram do oeste para o leste; e, por último, vento do leste nas regiões polares, do leste para o oeste (na meteorologia, os pontos cardeais definem a localização da origem do vento, e não o destino, como geralmente se costuma a usar). Tais sistema de vento são os principais responsáveis pelo equilíbrio de calor no planeta.

 

Figura 5: Sistema de ventos para uma Terra hipoteticamente recoberta inteiramente por oceanos, mostrando os maiores cinturões de ventos e regiões de elevação e descida de ar.

 

Como explicação para a gênese destas três células de ventos, tem-se que no hemisfério sul, o ar quente, ao deixar o equador em direção ao sul, vai se resfriando e desce aos cerca de 30º de latitude. Parte desse ar completa o giro e retorna ao norte, em direção ao equador (ventos alísios); a outra porção contínua em direção à Antartida (ventos do oeste). Estes ventos formam novamente outra célula ao elevar-se aos cerca de 60º de latitude. Parte desse ar que sai se elevou, retorna em direção ao equador e parte caminha em direção aos pólos onde novamente forma outra célula. Na região polar, o ar desce, retornando em direção ao equador (ventos do leste). A mesma explicação vale para o hemisfério norte .

Todos os movimentos descritos não ocorrem em linha reta no sentido norte e sul ou vice-versa mas são defletidos pelo fenômeno de Coriolis (Fig. 5).

Na verdade, o padrão de circulação de 3 células é bem mais complexo, principlamente no que se refere à célula do meio (dos 30º aos 60 º de latitude). Nesta célula, o ar se eleva onde já é frio e desce onde é ainda quente. Esse fenômeno sugere que a célula se origina devido às outras duas, pois sua movimentação ocorre em direção oposta à esperada se resultasse unicamente de seu aquecimento ou resfriamento.

Nas regiões de encontro das células geralmente não há ventos ou, se ocorrem, são muito fracos e irregulares (Fig. 5). São as regiões mais temidas pelos velejadores! Próxima ao equador, essa região é chamada de doldrum ou calma equatorial. Além da ausência de ventos é comum a ocorrência de chuvas causadas pela grande evaporação. O vapor da água ao elevar-se, resfria-se e se condensa, havendo então a precipitação pluvial, muito típica dos finais de tarde nessas regiões.

As regiões próximas aos 30º de latitude, em ambos os hemisférios são conhecidas como latitudes do cavalo. Este nome originou-se do fato de que à época em que só haviam embracações à vela, algumas vezes estas ficavam presas nessas latitudes por meses, devido à ausência de ventos. Assim, devido ao fim das rações, os cavalos que eram transportados nas embarcações morriam, muitos esqueletos desses ruminantes devem realmente descansar no fundo dos oceanos nessas latitudes!

 

CORRENTES SUPERFICIAIS

Como a atmosfera e o oceano estão em contato, os três sistemas de vento descritos geram, por atrito na superfície do mar, as principais correntes superficiais marinhas (Fig. 6). Esses movimentos de larga escala no ambiente marinho estão entre os primeiros fenômenos oceanograficos estudados, devido a sua importância para a navegação comercial. Hoje em dia, praticamente todas as maiores correntes superficiais são bem conhecidas.

 

Figura 6: Principais correntes superficiais oceânicas e as maiores regiões de convergência (linha interrompida), onde CA = convergência ártica, CS = convergência subtropical, CT = convergência tropical e CN

 

Os ventos alísios formam as correntes equatoriais, comuns a todos os oceanos (Fig. 7). Nos oceanos Atlântico e Pacífico, tais correntes são interceptadas pelos continentes e desviadas para o norte e para o sul, deslocando-se daí ao longo das partes oeste dos oceanos, são maiores e mais fortes correntes oceânicas superficiais.

 

Figura 7: Modelo de circulação de um oceano ideal (flechas pretas), de forma retangular e submetido somente às forças horizontais dos ventos (flechas grossas em cinza). A velocidade e sentido dos ventos superficiais estão representada graficamente de forma aproximada à esquerda (Munk, 1955. Scientific American, 193(3):96-104.).

 

Ao soprar em direção ao oeste, os ventos alísios empurram as águas superficiais em direção ao lado oeste dos oceanos, fazendo com que haja acúmulo de água nessas regiões, com um valor médio de 4 centímetros acima do nível normal para cada 1000 quilômetros. Esse acúmulo de água, devido a força da gravidade quando retorna, fluindo "montanha abaixo", gera as contra-correntes equatoriais, comuns a todos os oceanos (Fig. 6).

Os ventos do oeste formam as correntes que retornam para a região equatorial, completando o giro subtropical (FIg. 7). Estes giros ocorrem no Pacífico e Atlântico norte e sul e Oceano Índico. Nas regiões subpolares, o mesmo não ocorrendo no hemisfério sul pois não há barreiras de terra para obstruir o fluxo de água e criá-los. Assim, a correte Circumpolar Antártica flui completamente em volta do planeta (Fig. 6).

Em algumas áreas, as correntes oceânicas podem formar meandros que por sua vez podem originar anéis (Fig. 8). A presença destes meandros e anéis foram primeiro descritos na corrente do Golfo (Atlântico norte), mas logo se percebeu que chegam a ser comuns em diversas correntes superficiais marinhas. As fortes correntes em torno desses anéis, isolam suas águas e organismos das águas adjacentes. Podem persistir por um bom tempo, possuindo uma vida média de 4 a 5 meses, embora já se tenha encontrado anéis que durariam por 2 anos ou mais.

 

Figura 8: Origem de meandros (três primeiros quadros) e anéis (último quadro), mostrando as suas formações na fronteira de correntes de águas quentes com águas frias.

 

Os maiores volumes de água transportados pelas correntes oceânicas superficiais ocorrem na corrente do Golfo e na Circumpolar Antártica que transportam cada uma cerca de 100 milhões de metros cúbicos por segundo! A maior parte das outras correntes são bem menores, como a do Brasil, que transporta no máximo 14 milhões de metros cúbicos por segundo(1). Mesmo assim, são volumes bastante significativos se comparados ao volume transportado pelo rio Amazonas, que atinge apenas 225 mil metros cúbicos por segundo.

 

ESPIRAL DE EKMAN

Pode-se considerar uma certa massa de água como um conjunto de camadas ou lâminas; a camada superior impulsionada pelo vento, carrega camadas imediatamente inferiores. Em cada uma destas camadas, a velocidade vai progressivamente diminuindo pela fricção entre as moléculas de água e, devido ao fenômeno de Coriolis, vai também alterando a sua direção (esquerda no hemifério sul e direita no hemisfério norte). Esta alteração na direção da corrente chega inclusive, em determinada profundidade, a inverter o sentido da superfície (Fig. 9). As correntes superficiais movem-se a cerca de 2% da velocidade do vento que as originam.

 

Figura 9: Espiral de Ekman, mostrando que uma massa de água se comporta como um conjunto de camadas ou lâminas e, um fluxo médio originário de um vento soprando na superfície, tem uma direção perpendicular ao vento (à esquerda no hemisfério sul e a direita no hemisfério norte).

 

Tal fenômeno é chamado de espiral de Ekman e persiste até que a fricção não tenha mais força para impulsionar qualquer camada, geralmente não tenha ultrapassado algumas dexenas de metros de profundidade. A grande importância deste fenômeno reside no fato de o fluxo médioresultante ter uma direção perpendicular à do vento.

 

CORRENTE GEOSTRÓFICA

Como os ventos tendem a se deslocar circularmente por causa das força de Coriolis, que deflete seu movimento original, ao soprarem na superfície oceânica ocasionam um acúmulo de água na proção central dos grandes cinturões de vento em latitudes médias de cada hemisfério. Esse fenômeno ocorre devido a espiral de Ekman, que demonstra que o fluxo médio resultante da água tem uma direção perpendicular à do vento.

Esta convergência de água para uma região, acarreta duas consequências: elevaçào do nível da água originando uma colina de água e espessamento da camada superficial (Fig. 10). As colinas de água, características de regiões de convergência de águas superfíciais, são pequenas, raramente ultrapassando 2 metros em milhares de milhas náuticas. Entretanto, a resposta da água para esta totpografia oceânica é como acontece em terra, ou seja, correndo colina abaixo por causa da força da Gravidade. Esse movimento entretando não ocorre em linha reta, mas é defletido pela força de Coriolis, para a esquerda no hemisfério sul e para direita no hemisfério norte.

Esse movimento de água, resultado do balanço entre a força da gravidade e a deflecção causada pela força de Coriolis, chama-se corrente Geostrófica e é um dos principais componentes que contribuem para a formação das grandes correntes superficiais oceânicas.

 

Figura 10: Secção de uma área oceânica mostando a formação da corrente Geostrófica.

 

As correntes Geostróficas podem ser mensuradas apenas de forma indireta, através do cálculo da topografia dinâmica. Como as elevações que se formam nas porções centrais das bacias oceânicas são de águas menos densas, já que são as águas superficiais que se acumulam, para se obter uma mapeamento da topografia dinâmica, deve-se medir os valores de temperatura e salindade da coluna de água.

A idéia baseia-se no fator de que águas menos densas ocupam volume maior que águas mais densas. Assim, regiões em que a colunas de água contém uma espessura maior de águas menos densas superficiais, tendem a ficar mais altas que o inverso. Portanto, ao se conhecer a densidade da água na coluna de água se consegue prever o sentido do movimento das correntes e inclusive sua velocidade, pois quanto maior for a elevação da colina de água, maior será a velocidade da corrente resultante.

Concluindo, os ventos são a força básica que origina as maiores correntes oceânicas superficiais, mas a inércia e os efeitos geostróficos mantém essas correntes em movimento, mesmo durante períodos em que o vento pare de soprar.

 

CIRCULAÇÃO TERMOALINA

Além da superficiais, existem correntes marinhas profundas causadas por diferenças de densidade da água do mar. Estas correntes, chamadas de termoalinas, referem-se aos movimentos de água produzidos quanto a densidade se altera por variações de temperatura ou salinidade em alguma região oceânica superficial. O aumento de densidade pode ocorrer devido ao resfriamento da água, ao excesso de evaporação sobre a precipitação pluvial ou ainda à formação de gelo e consequente aumento de salinidade das águas circunvizinhas.

O aumento da densidade na superfície faz com que estas águas afundem e desloquem águas profundas; assim, a origem da circulação termoalina é um fluxo vertical de água superficial, mergulhando a uma profundidade intermediária ou próxima ao fundo, dependendo da densidade dessa água. O prosseguimento é um fluxo horizontal, com as águas recém-afundadas deslocando as antigas residentes no local. Como o processo de formação de águas densas está principalmente ligado à redução de temperatura ou aumento de salinidade devido à formação de gelo, geralmente as correntes termoalinas originam-se em altas latitudes. Estas águas frias e densas afundam e lentamente fluem em direção ao equador.

A circulação termoalina é, desse modo, importantíssima no estabelecimento das características dos oceanos profundos. O conteúdo relativamente alto de oxigênio das águas profundas com relação às águas mais rasas reflete sua origem polar. Sem a fonte superficial desse gás, as águas profundas dos oceanos poderiam se esgotar do oxigênio pela oxidação do material orgânico que contêm.

A velocidade das correntes termoalinas é muito pequena, de cerca de 1 centímetro por segundo. Usando-se o conceito de tempo de residência, que é o tempo médio que dada uma substância (água profunda, no caso) permanece no oceano antes de ser reciclada, cerca de 500 a 1000 anos podem ser necessários para repor toda a água profunda do Oceano Atlântico!

 

MASSAS DE ÁGUA

Massa de água é definida como uma grande porção de água que tem associada uma faixa particular de valores de salinidade e temperatura. Adquire suas características de temperatura e salinidade na superfície e, uma vez que afunde, tais características só podem ser alternadas por misturas com massas de águas adjacentes. Essas misturas, porém, ocorrem de forma muito lenta, fazendo com que as massas de água tendam a manter suas faixas de temperaturas e salinidades originais.

São batizadas de acordo com a profundidade na qual são encontradas (onde atingem seu equilíbrio vertical) e com a região geográfica de procedência. A identificação é importante porquê fornece informação de seu local de origem e circulação profunda, além da taxa na qual águas de diferentes densidades se misturam.

De maneira geral, as águas de grandes profundidades são formadas em altas latitudes e, as mais próximas da superfícies, originárias de latitudes menores (Fig. 11). As águas de superfície não se enquadram na categoria de verdadeiras massas de água devido às grandes variações nos parâmetros temperatura e salinidade.

 

Figura 11: Sistema de circulação profunda do Oceano Atlântico

 

A identificação de grandes massas de água nos oceânos torna-se possível através de uma coleção de dados oceanográficos, principalmente temperatura e salinidade (o oxigênio, em alguns casos, também pode ser usado). A densidade, considerada sozinha, não é suficiente, pois várias combinações de temperatura e salinidade podem produzir um mesmo valor deste parâmetro.

 

CURVA T-S

Se os dados de temperatura e salinidade, correspondem a cada profundidade de uma estação oceanográfica, forem plotados em um gráfico de temperatura na ordenada e salinidade na abcissa, esses pontos ditribuir-se-ão sobre uma linha contínua e suave, denominada curva T-S (Fig. 12).

 

Figura 12: Diagrama T-S do Oceano Atlântico Sul (9º de latitude) entre profundidades de 150 a 5000 metros. Os pontos representam amostras individuais de água e os números são profundidades (metros), estando representadas também as linhas de mesma densidade (s t). Os retângulos cinzas representam as maiores massas de água de subsuperfície, onde: AAF - Água Antártica de Fundo; APAN - Água Profunda do Atlântico Norte e AIA - Água Intermediária da Antártica (Brown et al., Seawater: Its composition properties and behavior. England, Pergamon Press/The Open University, 1992, 165 p.).

 

Por definição, um ponto no diagrama T-S representa uma água com temperatura e salinidades uniformes, constituindo um tipo de água; uma porção da curva T-S, representando um contínuo de tipos de água, descreve uma massa de água.

Em diferentes regiões oceânicas são obtidas formas muito diferentes de curvas T-S. Assim, a forma da curva é característica das águas de uma determinada região.

A curva obtida nesse tipode diagrama modifica-se lenta e gradualmente ao se deslocar através de 3 grandes zonas oceânicas. Veja na figura 13 a mistura de 3 tipos de água.

 

Figura 13: Mistura de 3 tipos de água de acordo com perfis de temperatura e salinidade em função da profundidade e respectivos diagramas T-S.

 

CORRENTES BRASILEIRAS

A corrente Sul-Equatorial do oceano Atlântico, que se movimemta no sentido leste-oeste na altura do equador, bifurca-se ao alcançar a costa nordestina brasileira. A corrente que se desvia para o norte, é denominada corrente das Guianas (ou também corrente Norte do Brasil), e a que se volta para o sul, corrente do Brasil (Fig 14).

 

Figura 14: Principais correntes superficiais que banham as costas brasileiras.

 

A do Brasil, principalmente corrente superficial brasileira, que caminha sobre a plataforma ou próxima sobre a região da borda, é também conhecida como Água Tropical (AT). Esta corrente flui para o sul ao longo da costa leste do contigente sul-americano, alcançando em média dos 38º de latitude sul, onde encontra a corrente das Malvinas, conhecida como Água Subantártica (ASA); nessa região que varia conforme a época do ano, as duas correntes afastam-se da costa, fluindo em direção leste (Fig. 14).

O encontro da corrente do Brasil, que traz água tropical pouco densa, com a corrente das Malvinas, mais densa, origina a região denominada Convergência Subtropical do Atlântico Sul. A corrente das Malvinas, que flui sentido norte, é originária de uma ramificação da corrente Circumpolar Antártica, que flui em torno da Antártica.

Na região sudeste, a velocidade da corrente do Brasil na primavera e verão é cerca de 1,4 nós (2,5 quilômetros por hora), ou seja, desloca-se cerca de 1/2 grau de latitude por dia; no outono e inverno, sua velocidade se reduz a metade(1). Esta corrente desempenha, no hemisfério sul, o mesmo papel da corrente do Golfo no hemisfério norte, assemelhando-se muito no aspecto de sua variabilidade tempo-espacial, especialmente na geração de meandros.

Na plataforma continental dos litorais sudeste e sul, onde se conhece melhor a estrutura oceanográfica, encontra-se 3 correntes (Figs. 15 e 16): a Água da Plataforma Continental (APL), que, como o próprio nome diz, localiza-se acima da plataforma; a Água Central do Atlântico Sul (ACAS), formada na Convergência Subtropical, como resultado da mistura entre a Água Tropical (Corrente do Brasil) e a Água Subantártica (corrente das Malvinas) e que flui em sentido norte sob a Corrente do Brasil e, no verão, também sob a APL; e por último, a Água Costeira (AC), que localiza-se muito próximo à costa.

 

Figura 15: Distribuição vertical das massas de água na região sudeste-sul brasileira, na época de verão (acima) e inverno (abaixo) (Matsuura, Ciência e Cultura, 1986, v.38, n.8, p.1439.

 

Na época de verão, a ACAS alcança a plataforma continental, podendo aflorar em diversos pontos do litoral brasileiro (alguns autores acreditam que a intrusão da ACAS sobre a plataforma não é um fenômeno sazonal, mas um processo associado a um tipo de ressurgência denominada de quebra-de-plataforma, causada pela movimentação de determinadas massas de águas na costa brasileira(2)).

 

Figura 16: Estrutura oceanográfica na região sudeste-sul brasileira na época de verão (modificado de Matsuura, Ciência e Cultura, 1986, v.38, n.8, p.1439-1450).

 

Na região oceânica próxima à borda da plataforma, a Água Tropical (corrente do Brasil), aparece ocupando os 200 primeiros metros da coluna d'água, com um fluxo predominante para o sudoeste. Nessa região, a ACAS, abaixo da AT, ocupa uma posição cerca de 750 metros. Abaixo deste nível, a Água Intermediária da Antártida (AiA) ocorre até os 1500 metros de profundidade. Sabe-se que esta massa de água, que se forma em águas superficiais da Antártica, flui para o norte ao longo da costa americana, podendo ser detectada a até 25º de latitude norte. Abaixo da AIA, ocorre a Água Profunda do Atlântico Norte (APAN) que, conforme seu nome, tem sua origem naquele oceano. Ainda abaixo desta massa de água, pode-se detectar a Água Antártica de Fundo (AAF), formada no continente Antártico. Essa estrutura oceanográfica ao longo da costa sul-americana descrita acima, é bem aceita hoje embora possam haver algumas variações, conforme diferentes autores, quanto aos limites de profundidade das diversas massa de água.

 

Bibliografia citada no texto:

(1) Signorini, S.R. Contribuição ao estudo da circulação e do transporte de voluma da corrente do Brasil emtre o cabo de São Tomé e a Bacia de Guanabara. São Paulo, B. Inst. oceanogr., 1976, n.5, p. 157-330.

(2) CAMPOS, E.J.D. Estudos da circulação oceânica no Atlântico tropical e na região oeste do Atlântico subtropical sul. Tese de Livre-Docência. Instituto Oceanográfico da Universidade de São Paulo. 1995. 114p.