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.).
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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.
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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.
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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'
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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.
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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.
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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.
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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
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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.
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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.).
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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.
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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.
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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.
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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).
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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.
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Figura
10: Secção de uma área oceânica
mostando a formação da corrente Geostrófica.
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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.
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Figura
11: Sistema de circulação profunda do Oceano
Atlântico
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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).
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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.).
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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.
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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.
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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).
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Figura
14: Principais correntes superficiais que banham as costas
brasileiras.
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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.
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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.
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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)).
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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).
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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.