Picnoclina

Em oceanografia, picnoclina é a camada da coluna de água onde ocorre uma rápida mudança no gradiente vertical de densidade. Esse aumento na densidade com o aumento da profundidade geralmente é mais intenso em regiões de baixa latitude, visto que em altas latitudes a densidade apresenta pouca variação com a profundidade.^[1] O termo picnoclina é análogo aos termos haloclina (intenso gradiente vertical de salinidade) e termoclina (intenso gradiente vertical de temperatura). Geralmente as três feições ocorrem nas mesmas profundidades, tipicamente entre 300 e 1000 m abaixo da superfície do oceano.^[1] A picnoclina é resultado da combinação da termoclina e da haloclina, visto que temperatura e salinidade influenciam na densidade da água do mar. A relação entre esses três fatores (temperatura, salinidade e densidade) condiciona a distribuição de massas de água no oceano.^[1]

A picnoclina apresenta-se como uma barreira entre massas de água com diferentes densidades e separa fisicamente duas camadas verticais adjacentes de água, sendo a massa de água superior menos densa e a inferior mais densa. As massas de água localizadas acima e abaixo da picnoclina são fortemente estáveis, sendo necessária uma grande quantidade de energia para deslocá-las para cima ou para baixo.^[2] A picnoclina forma um limite inferior para a turbulência causada por processos de mistura na superfície do oceano.^[1][2]

A densidade da água do mar é uma das propriedades físicas mais importantes do oceano por determinar a posição vertical de massas de água e controlar a movimentação dessas massas por convecção, criando uma circulação oceânica. A densidade da água do mar é uma função de temperatura, salinidade e pressão, sendo representada como ρ(S,t,p). Em oceano aberto, a densidade da água do mar possui média entre 1022 e 1030 kg/m³.^[3] Para fins de simplificação, os oceanógrafos usam a anomalia de densidade para expressar a densidade da água do mar. Ela é representada pela letra grega sigma (σ), sendo definida como:^[4]

${\displaystyle \sigma (S,t,p)=\rho (S,t,p)-1000kg/m^{3}}$

O efeito da pressão pode ser desprezado no estudo de águas superficiais. Neste caso, considera-se p = 0 e a anomalia de densidade é expressa como sigma-t (σ_t) conforme a seguir:

${\displaystyle \sigma _{t}=\sigma (S,t,0)=\rho (S,t,0)-1000kg/m^{3}}$

A grandeza sigma-t também é conhecida como anomalia de densidade da água do mar à pressão atmosférica.^[2]

Temperatura potencial (θ) é a temperatura que uma parcela de água do mar teria se fosse trazida adiabaticamente (isto é, sem trocas de calor) de uma determinada profundidade para a superfície do oceano. Essa temperatura é diferente da temperatura medida in situ, isto é, a temperatura real da água a uma determinada profundidade. A temperatura potencial é inferior à temperatura in situ, pois a expansão da parcela de água devido ao alívio de pressão leva à diminuição de sua temperatura. A diferença entre a temperatura potencial e a temperatura in situ no oceano não varia mais do que 1,5 °C, sendo essa pequena diferença significativa na distribuição vertical de temperatura no oceano.^[5] A correção dos valores de temperatura da água do mar pode ser usada no diagrama T-S, empregando a temperatura potencial para determinar a densidade potencial (σ_θ) da água do mar. Em estudos oceanográficos que envolvem apenas águas superficiais não é necessário fazer essa correção de temperatura e densidade. A correção da temperatura in situ para temperatura potencial é feita para eliminar a instabilidade gravitacional da água, especialmente em áreas oceânicas profundas (abaixo de 4000 m).^[4] Essa instabilidade causada pela temperatura in situ afeta o cálculo de densidade da água do mar, produzindo perfis verticais de densidade nos quais águas menos densas estariam posicionadas acima de águas mais densas (algo fisicamente impossível de acontecer).^[4] Quando os valores de temperatura in situ são transformados em valores de temperatura potencial, essa instabilidade é eliminada.

Densidade potencial (σ_θ) - também conhecida como anomalia de densidade potencial - é a densidade da água do mar calculada a partir da salinidade medida in situ (S), da temperatura potencial (θ) e da pressão em um determinado nível de referência (p_r) na coluna de água.^[2][5]

${\displaystyle \sigma _{\theta }=\sigma (S,\theta ,p_{r})=\rho (S,\theta ,p_{r})-1000kg/m^{3}}$

Em estudos de águas superficiais ou intermediárias (até 1000 m de profundidade), o nível de referência usado para a pressão geralmente é a superfície do oceano (isto é, p = 0). Neste caso, a densidade potencial (σ_θ) é representada como:

${\displaystyle \sigma _{\theta }=\sigma (S,\theta ,0)=\rho (S,\theta ,0)-1000kg/m^{3}}$

Já em estudos de águas profundas, um nível de referência comumente usado para a pressão é a profundidade de 4000 m.^[4] Nessa profundidade, a pressão exercida pela coluna de água é aproximadamente 4000 decibars. Nesse exemplo, a densidade potencial (σ_θ) é expressa como:

${\displaystyle \sigma _{\theta }=\sigma (S,\theta ,4000)=\rho (S,\theta ,4000)-1000kg/m^{3}}$

A densidade da maioria das substâncias aumenta com a diminuição da temperatura. Entretanto, a densidade máxima da água pura ocorre a uma temperatura de 4 °C, ou seja, acima de seu ponto de congelamento.^[1] Entre 4 °C e 0 °C a água comporta-se de maneira anômala, pois a sua densidade diminui. Nesse intervalo de temperatura a água não sofre contração térmica. Consequentemente, o gelo tem menor densidade que a água líquida.^[1] Isso é uma consequência do arranjo geométrico que as pontes de hidrogênio conferem às moléculas de água com a diminuição da energia cinética das mesmas.^[6] Entretanto, os sais existentes na água do mar rompem com esse comportamento anômalo da água pura. A água do mar (com salinidade igual a 35) congela a -1,8 °C e sua densidade aumenta com a diminuição da temperatura até seu ponto de congelamento.

O diagrama T-S é usado para plotar dados de temperatura e salinidade da água do mar, a fim de identificar massas de água no oceano. Em um diagrama T-S cada ponto corresponde a uma combinação de temperatura e salinidade, que conferem uma determinada densidade para a água. Uma mesma densidade pode ser obtida a partir de diferentes combinações de temperatura e salinidade, sendo representada no diagrama por uma isolinha de densidade. No diagrama T-S podem ser plotadas isolinhas de anomalia de densidade (σ_t) ou anomalia de densidade potencial (σ_θ).

Como resultado da distribuição desigual de radiação solar na superfície da Terra, a superfície do oceano em regiões de baixas latitudes apresenta temperaturas mais elevadas que diminuem em direção às altas latitudes.^[7] A salinidade na superfície dos oceanos é mínima ao norte do equador, apresenta valores máximos nas regiões tropicais (em torno de 20º N e 20º S) e diminui em direção às altas latitudes.^[2][7] A combinação dessas distribuições de temperatura e salinidade na superfície do oceano faz com que a anomalia de densidade da água (σ_t) apresente um mínimo em baixas latitudes. Esse mínimo ocorre devido às elevadas temperaturas e baixas salinidades encontradas ao norte do equador (~10° N).^[7] A partir daí a anomalia de densidade (σ_t) aumenta em direção às altas latitudes, alcançando seu máximo (26–27 kg/m³) em torno de 50º N e 60º S. Em latitudes mais altas há uma pequena diminuição na anomalia de densidade (σ_t) provocada pela diminuição da salinidade da água do mar em regiões polares.^[7]

A distribuição vertical de densidade no oceano está baseada no princípio de que a densidade aumenta com a profundidade. Entretanto, esse aumento não é uniforme. Em regiões equatoriais e tropicais há uma camada superficial rasa onde a densidade é uniforme. Abaixo dela há a picnoclina, uma camada onde a densidade aumenta rapidamente com a profundidade. No oceano profundo a densidade aumenta lentamente com a profundidade. A média da anomalia de densidade (σ_t) no oceano profundo é de 27,9 kg/m³ e apresenta pouca variação latitudinal.^[7] Em altas latitudes, o aumento da densidade com a profundidade é bem menos pronunciado quando comparado a regiões de baixas latitudes. Na regiões polares a anomalia de densidade (σ_t) na superfície do oceano é superior a 27 kg/m³ e a picnoclina é menos evidente, sendo incipiente o aumento da densidade com a profundidade devido às pequenas variações de temperatura e salinidade no oceano profundo.^[7] Numa típica distribuição vertical de densidade nas bacias oceânicas, a picnoclina representa uma camada de 100 a 500 m de espessura. Ela constitui uma camada limite que separa a água de superfície (baixa densidade) de águas profundas (mais densas e uniformes).^[2][7]

O movimento de massas de água na camada superficial do oceano (formada pela camada de mistura e picnoclina permanente) é dominado pela força do vento através do bombeamento de Ekman, sua principal força motriz.^[8] O oceano superficial é dividido verticalmente em quatro camadas: a camada de Ekman, a camada de mistura, uma picnoclina sazonal e uma picnoclina permanente.^[8] Dentro da camada de mistura a densidade é assumida como verticalmente homogênea. Assume-se também que há um fluxo de massas de água abaixo dessa camada. Esse fluxo vertical pode corresponder a entrada (subducção) ou saída (obducção) de massas de água da picnoclina permanente.^[8]

Dentro da picnoclina (sazonal ou permanente), a estratificação é independente do tempo de movimento das massas de água. A interface entre a camada de mistura e a picnoclina sazonal move-se para cima e para baixo anualmente. Esses movimentos ocorrem na base da camada de mistura. Apenas uma parte da água que sai da camada de mistura eventualmente entra na picnoclina permanente. Esse movimento é denominado subducção, sendo comum em oceanos subtropicais. Nesse caso, a água superficial é transferida para a picnoclina permanente. Em regiões subtropicais prevalece o ciclo sazonal e o movimento de entrada e saída de água na picnoclina ocorre de forma alternada. Em bacias oceânicas subpolares, apenas uma parte da água da camada de mistura dá origem à picnoclina permanente. O fluxo de massa de água que sai da picnoclina é chamado de obducção, a partir do qual a água da picnoclina permanente é transferida para a camada de mistura acima.^[8] Esses processos podem ocorrer no mesmo local em diferentes momentos do ciclo sazonal.

Um ciclo sazonal de movimentação de massas de água na base da camada de mistura é o que possibilita o desenvolvimento da picnoclina sazonal, que separa a camada de mistura e a picnoclina permanente. O fluxo da picnoclina permanente é estável, assim a entrada de massa de água (proveniente da superfície) nessa camada ocorre durante todo o ano.^[8]

Em regiões subtropicais, a distribuição de calor e a interação oceano-atmosfera apresentam uma variabilidade sazonal, assim como a troca de calor entre esses compartimentos. Nessas regiões uma corrente de contorno a oeste dos giros subtropicais leva água quente de baixas para médias latitudes, liberando calor para a atmosfera no inverno e possibilitando a formação de uma camada de mistura superficial com algumas centenas de metros de profundidade.^[9] Essa massa de água quente é bombeada pela camada de Ekman para a camada de mistura abaixo,^[10] entrando na picnoclina se a profundidade da camada de mistura no inverno for mais rasa ao longo de sua trajetória. Assim, a massa de água é isolada da atmosfera e permanece verticalmente homogênea, caracterizando uma camada com baixo gradiente vertical de temperatura e densidade.^[9]

A estrutura de estratificação vertical de giros subtropicais caracteriza-se pela presença de uma picnoclina permanente centrada entre 500 e 1000 m.^[11] No Atlântico Norte há uma alternância nas características da picnoclina, com estratificações fracas e fortes ao longo do ano.^[12] Também há uma camada de mistura acima da picnoclina sazonal e centrada em cerca de 180 m de profundidade.^[12]

Abaixo da camada de mistura existem águas modais (verticalmente homogêneas) que têm ampla distribuição geográfica e estão localizadas na região da picnoclina permanente. Essas águas conservam temperatura e salinidade da sua região de formação. Elas estão centradas em torno de 400 m de profundidade e localizam-se acima da picnoclina (~800 m de profundidade).^{[carece de fontes?]} Abaixo de 1200 m ocorrem águas profundas com fraca estratificação vertical.

Durante o verão no Atlântico Norte, a estratificação das camadas de água da superfície, picnoclina e camada de mistura tende a ser modificada com o desaparecimento da picnoclina sazonal, tornando a coluna de água mais homogênea verticalmente.^[12] A camada de mistura estende-se até 300 m de profundidade com a diminuição da anomalia de densidade potencial.^[12] Assim, define-se a picnoclina pela profundidade e espessura da camada estratificada logo abaixo da superfície.

A picnoclina delimita importantes reservatórios de carbono, principalmente no Atlântico Norte. Esses reservatórios estão mudando sob a influência de forçantes antropogênicas.^[13] Isso reflete na taxa de aquecimento da superfície do oceano. Essas tendências observadas no conteúdo de calor armazenado pelos oceanos traduzem-se em mudanças na estratificação em larga escala.^[14] Simulações climáticas mostram que a diferença de densidade entre a superfície e uma profundidade de 200 m aumentará ao longo do século XXI.^[15] Experimentos com gases do efeito estufa, principalmente dióxido de carbono (CO₂), mostram que a diferença de densidade global entre a superfície do oceano e a profundidade de 1700 m duplicará até 2100.^[16] Assim, é essencial compreender a estratificação oceânica para caracterizar mais precisamente a estratificação de densidade na picnoclina.^[12]

A maioria dos estudos de caracterização da picnoclina tem sido realizados em regiões equatoriais e tropicais.^[12] No Pacífico tropical, variações na picnoclina desempenham um papel fundamental na dinâmica do fenômeno El Niño-Oscilação Sul (ENOS).^[12] O deslocamento vertical e a inclinação zonal da picnoclina fazem parte de um ciclo de renovação de ventos que envolve interação entre oceano e atmosfera, tendo assim impactos meteorológicos globais.^[17]

• Densidade
• Termoclina
• Água do mar

Referências