Uma Revisão dos Processos de Interação Oceano-Atmosfera em Regiões de Intenso Gradiente Termal do Oceano Atlântico Sul Baseada em Dados Observacionais

A Review on the Ocean-Atmosphere Interaction Processes in Regions of Strong Sea Surface Temperature Gradients of The South Atlantic Ocean Based on Observational Data

Resumo

De um modo geral, a interação do oceano com a atmosfera em regiões de intensa atividade da mesoescala oceânica (frentes oceanográficas, meandros e turbilhões de escalas espaciais típicas de cerca de 100-500 km e escalas temporais de cerca de 2-3 meses) apresenta uma correlação positiva entre a temperatura da superfície do mar (TSM) e variáveis meteorológicas tais como a estabilidade da Camada Limite Atmosférica Marinha (CLAM), a intensidade do vento e os fluxos de calor, de momentum e de gases entre o oceano e a atmosfera. Isto sugere que o oceano força a atmosfera nas escalas espaciais e temporais relacionados à mesoescala oceânica. Principalmente com base em dados observacionais, porém não exclusivamente, este trabalho apresenta uma breve revisão científica sobre o impacto das estruturas de mesoescala presentes no Oceano Atlântico Sudoeste em alguns componentes do sistema acoplado oceano-atmosfera que, em certos aspectos, impactam o tempo e o clima da regiões continentais adjacentes na América do Sul. Inclui-se neste artigo também uma breve revisão do estado da arte do conhecimento sobre a parte oceânica da Zona de Convergência do Atlântico Sul. Este artigo apresenta as características oceanográficas gerais da área de estudo, incluindo alguns aspectos sobre a circulação do Atlântico Sul e a variabilidade. Lembrando do fato que o Atlântico Sudoeste e Sul são regiões consideradas como trilha de tempestade, este trabalho também discute os impactos dos gradientes de TSM do Oceano Atlântico Sul Ocidental sobre os sistemas atmosféricos transientes que atravessam frequentemente esta região. Além disso, o artigo discute novos indícios de que os processos oceanográficos que ocorrem no litoral sul do Brasil no inverno tem um forte impacto sobre a modulação CLAM sobre a plataforma continental do sul do Brasil. O artigo aponta também índicos passados e presentes que os processos ecológicos causados pela variabilidade climática atmosférica e marinha na costa sul do Brasil impactam na desova e captura da sardinha (Sardinella Brasiliensis), que é um dos mais importantes recursos marinhos renováveis do Brasil. O artigo termina apresentando alguns dos esforços observacionais atuais do Brasil, visando a coleta de dados meteorológicos e marinhos no Oceano Atlântico Equatorial e Sul. Estes esforços visam aumentar a nossa compreensão do acoplamento oceano-atmosfera nas escalas sinóticas e climáticas, bem como o papel do Oceano Atlântico em controlar o calor, momentum e fluxos de dióxido de carbono para a atmosfera.

Palavras-chave:
interação oceano-atmosfera; TSM; camada limite atmosférica marinha; ZCAS; Oceano Atlântico Sudoeste; dados in situ

Abstract

In a general view, the interaction of the ocean with the atmosphere in regions of intense oceanic mesoscale activity (oceanographic fronts, meanders and eddies typical of spatial scales of about 100-500 km and time scales of about 2-3 months) presents a positive correlation between the sea surface temperature (SST) and meteorological variables such as the stability of the Marine Atmospheric Boundary Layer (MABL), the wind intensity and the heat, momentum and gas fluxes between the ocean and the atmosphere. This suggests that the ocean forces the atmosphere at the spatial and temporal scales related to the oceanic mesoscale. Mostly based on observational data, this work presents a brief scientific revision on the impact of the mesoscale structures present in the Southwestern Atlantic Ocean on some components of the coupled ocean-atmosphere system that, in certain aspects, impact the weather and the climate of the adjacent continental regions of South America. It is also included in this article a brief review of the state of the art knowledge about the oceanic part of the South Atlantic Convergence Zone. This paper presents the general oceanographic characteristics of the study area, including some aspects about the South Atlantic circulation and variability. Recalling the fact that the subtropical South Atlantic is a Storm Track region, this paper also discusses the impacts of the SST gradients of the Southwestern Atlantic Ocean on the transient atmospheric systems that frequently cross the region. In addition, the paper discusses novel indications that the oceanographic processes occurring at the southern coast of Brazil in wintertime have a marked impact on the MABL modulation over the southern Brazilian continental shelf. The paper reports past and present indications that the ecological processes caused by the atmospheric and marine climate variability of the southern coast of Brazil impact the spawning and catches of the Brazilian sardine (Sardinella brasiliensis), one of most important renewable marine resources of Brazil. The paper finishes presenting some of the current observational efforts of Brazil aiming the collection of marine meteorology data in the South and Equatorial Atlantic Ocean. These efforts intend to widen our understanding of the ocean-atmosphere coupling at the synoptic and climatic scales as well as the role of the Atlantic Ocean in controlling the heat, momentum and carbon dioxide fluxes to the atmosphere.

Keywords:
air-sea interaction; SST; marine atmospheric boundary layer; SACZ; Southwest Atlantic Ocean; in situ data

1. Introdução

A camada limite atmosférica marinha (CLAM) é localmente modulada pela temperatura da superfície do mar (TSM) que se encontra logo abaixo dela. Essa modulação vem sendo estudada em várias regiões do mundo onde ocorrem frentes oceânicas, como é o caso da língua de água fria observada em superfície e sub-superfície nos oceanos Pacífico e Atlântico tropicais, no Oceano Austral e, ultimamente de maneira incipiente no Oceano Atlântico Sudoeste na região sudoeste do giro subtropical da circulação média do Atlântico, onde as correntes do Brasil e das Malvinas se encontram, denominada de Confluência Brasil-Malvinas (CBM). Os efeitos da variabilidade climática e de mesoescala oceânica do Oceano Atlântico Sudoeste no clima e tempo da América do Sul ainda não são completamente entendidos. Sugere-se, porém que esta região tem um papel muito importante para o tempo e clima do Brasil, especialmente suas regiões sul e sudeste, pois vários fenômenos atmosféricos que afetam o continente sul-americano surgem nas regiões costeiras ao largo do Oceano Atlântico Sudoeste ou passam por sobre esse oceano.

A região compreendida entre a Península Antártica e a região sul do Brasil (especialmente nas regiões costeiras do norte da Península Antártica, Argentina, Uruguai e sul do Brasil) apresenta a maior taxa de formação de ciclones do hemisfério sul (Hoskins e Hodges, 2005). Os autores utilizaram mais de 40 anos de dados de reanálises do ECMWF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts) e demonstraram a variabilidade sazonal da distribuição das rotas de passagens dos ciclones (Storm Tracks) no hemisfério sul, enfatizando que em todas as estações do ano há grande atividade ciclogenética sobre o Oceano Atlântico Sul e que os ciclones sobre o norte da Antártica em geral provém de latitudes mais baixas.

Considerando-se os resultados descritos por Hoskins e Hodges (2005), quando se pensa nas regiões de gênese e passagem de fenômenos atmosféricos transientes que ocorrem em escala sinótica, percebe-se que uma atenção especial deve ser dada ao papel da variabilidade oceânica em várias escalas sobre as regiões sul e sudeste do Brasil, especialmente as regiões costeiras. Na escala climática, essas são justamente as regiões onde espera-se sofrer mais diretamente o impacto das mudanças climáticas através do aumento do nível do mar e de um eventual aumento de eventos extremos como ressacas, alagamentos e erosão costeira causados pelas tempestades severas (Storm Surges). Esses eventos representam uma ameaça à vida e ao patrimônio, podendo causar grandes prejuízos às regiões impactadas. Parise et al. (2009), por exemplo, relacionam as condições meteorológicas típicas para a geração de tempestades severas e apontam seus efeitos sobre a erosão costeira na região sul do Brasil.

Dentre vários ciclones já descritos que atingem rotineiramente a região costeira sul do Brasil, destaca-se o caso do Catarina, o controverso fenômeno (ciclone subtropical ou furacão?) registrado em março de 2004 com efeitos devastadores sobre o litoral norte do estado do Rio Grande do Sul e sul do estado de Santa Catarina. Tendo sido gerado no interior do Oceano Atlântico Sul em latitude próxima a 30° S, o Catarina foi um fenômeno típico da interação oceano-atmosfera que experimentou uma intensificação de seus ventos associada à sua passagem em oceano aberto acima de vórtices de mesosescala de núcleo quente, presentes nas águas do Oceano Atlântico Sul naquela época do ano (Vianna et al., 2010).

Atualmente há uma carência de estudos que permitam uma maior compreensão dos fenômenos que relacionam o estado do oceano e da atmosfera e suas interações nas várias escalas de tempo e espaço. Para o caso do Brasil e especialmente para as regiões costeiras do sul e sudeste onde os efeitos das passagens de frentes atmosféricas são frequentes, o conhecimento acerca da real influência Oceano Atlântico Sul no tempo e clima é muito importante. Esse trabalho não visa esgotar o assunto sobre o papel do Oceano Atlântico sobre o clima e tempo do Brasil. Ao invés, o principal objetivo desse é oferecer uma breve revisão do que se conhece acerca do papel desse oceano em algumas componentes do sistema climático e sobre a situação atmosférica sinótica a partir de dados observacionais.

O trabalho é organizado da seguinte maneira: na sessão 2 são apresentados alguns aspectos da circulação e variabilidade oceânica da área de interesse. Na sessão 3 aborda-se o papel dos anticiclones transientes, dos ciclones extra-tropicais e das mudanças climáticas. A sessão 4 revisa alguns estudos observacionais realizados no Oceano Atlântico Sul com ênfase nos principais aspectos determinantes para o acoplamento sinótico entre o oceano e a atmosfera dessa região. As trocas de dióxido de carbono e sua importância no sistema acoplado oceano-atmosfera são exploradas na sessão 5. Considerando-se a importância econômica da pesca da sardinha verdadeira (Sardinella brasiliensis) para o país e sua dependência direta das condições oceanográficas e meteorológicas locais na região costeira sul-sudeste do Brasil, a seção 6 desse trabalho mostra a influência da variabilidade climática marinha dessa região na desova e nas capturas desse recurso vivo. O artigo termina na sessão 7, onde relatam-se alguns esforços observacionais atualmente estão em curso visando aprofundar nosso conhecimento sobre os mecanismos de interação oceano-atmosfera no Atlântico Sudoeste e Sul.

2. Circulação e Variabilidade Oceânica

A importância do Oceano Atlântico Sul para o clima do planeta está cada vez mais clara através de pesquisas recentes que avaliam a contribuição desse oceano para a circulação termohalina global através da chamada Célula de Revolvimento Meridional do Atlântico (CRMA). O importante trabalho de Garzoli e Matano (2011) explica com detalhes os processos de circulação tridimensional e de modificação de massas de água que fazem o Oceano Atlântico Sul o único oceano do mundo onde há um transporte líquido meridional de calor em direção ao Equador a partir do Polo Sul.

Em superfície, o Oceano Atlântico Sul é caracterizado pela sua circulação média que se distribui num giro anticiclônico fechado, chamado Giro Subtropical do Atlântico Sul (GSTAS - Peterson e Stramma, 1991; Stramma e England, 1999). Esse giro é mantido pela circulação geostrófica e pela ação dos ventos na superfície do mar, sendo muito semelhante em forma e extensão ao giro atmosférico subtropical que se situa sobre o Oceano Atlântico Sul. Garzoli e Matano (2011) e Campos (2014) descrevem de forma didática os processos de conexão da circulação média do Oceano Atlântico Sul com os movimentos de água das bacias dos oceanos Pacífico e Índico. Os autores descrevem que as águas desses oceanos penetram o Atlântico Sul formando o ramo superior da circulação termohalina global com, respectivamente, águas mais frias e menos salinas na borda oeste da bacia atlântica e águas mais quentes e mais salinas na sua borda leste. Em ambas as bordas, a intrusão de águas pela Passagem de Drake e pelo Cabo da Boa Esperança contribuem para tornar as respectivas regiões da CBM e da Retroflexão da Corrente das Agulhas duas das regiões dinamicamente mais ativas do oceano global.

O GSTAS é delimitado na sua borda ocidental, paralela ao continente Sul Americano, pela Corrente do Brasil (CB). A CB é uma corrente de contorno oeste originada na bifurcação da Corrente Sul Equatorial (CSE), em torno de 10 ºS, que flui para o sul ao longo da quebra da plataforma continental até a região da CBM. A CBM, descrita originalmente por Clowes (1933), caracteriza-se pelo encontro dos núcleos da CB (transportando águas águas quentes e salinas) e da Corrente das Malvinas (CM, transportando águas frias e menos salinas). Legeckis e Gordon, (1982), Gordon (1989), Olson et al. (1988), Garzoli e Garrafo (1989), Garzoli e Simionato (1990), Garcia et al. (2004), Gonzales-Silvera et al. (2006), Souza et al. (2006), Barré et al. (2006) e Jullion et al. (2010) são exemplos de trabalhos que descrevem as características oceanográficas e sua variabilidade espaço-temporal na região da CBM, demonstrando a importância da utilização de dados de satélites para um melhor entendimento dessa região.

Uma das principais características da CBM é a presença de fortes gradientes horizontais e verticais termais entre as massas d’água de diferentes origens, acompanhados por intensos gradientes horizontais de TSM, das anomalias de altura do nível do mar, da concentração de clorofila superficial entre outros (Legeckis e Gordon, 1982; Chelton et al., 1990; Lentini et al., 2002; Garcia et al., 2004; Souza et al., 2006). Essas propriedades tem sido investigadas principalmente através de dados de inúmeros sensores a bordo de satélites, tais como o AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer), o Sea-WiFS (Sea-viewing Wide Field-of-view Sensor), o MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer), o AMSR (Advanced Microwave Scanning Radiometer) e os radares-altímetros TOPEX-Poseidon e Jason, entre outros. Os intensos gradientes de propriedades imprimem uma grande instabilidade à região da CBM a qual, por sua vez, ocasiona uma grande atividade de mesoescala oceânica expressa na forma de meandros e vórtices de núcleo quente e frio ejetados na direção de norte para sul e vice-versa, respectivamente. Segundo Garzoli e Simionato (1990), as feições de mesoescala presentes na CBM, assim como as próprias instabilidades das correntes que se encontram na região, são os agentes dominantes da dinâmica regional.

Outra importante característica da CBM é a sua oscilação sazonal: a região de máximos gradientes horizontais termais e também a região onde o núcleo da CB se separa da região de quebra de plataforma continental e se desloca na direção do oceano aberto migram entre latitudes mais ao norte no inverno e mais ao sul no verão, oscilando entre uma latitude média de 38° S (Garzoli e Garrafo, 1989; Peterson e Stramma, 1991). Um dos principais mecanismos forçantes para essa dinâmica sazonal é a ação dos ventos (Garzoli e Giulivi, 1994), os quais são controlados pela dinâmica sazonal de deslocamento norte-sul do giro atmosférico subtropical situado sobre o Oceano Atlântico Sul. Dessa forma, o processo primário relacionado às trocas de momentum entre a atmosfera e o oceano na interface entre esses dois sistemas é essencial para a manutenção da circulação superficial geral do Oceano Atlântico Sul. Outro mecanismo importante, descrito em trabalhos liderados por pesquisadores brasileiros e argentinos como Matano (1993), Wainer et al. (2000) e Fetter e Matano (2008), por exemplo, é a variabilidade do transporte da CM. Esse, por sua vez, é influenciado pelas flutuações do transporte da Corrente Circumpolar Antártica (CCA), da qual a CM é uma extensão, e pelos campos de vento sobre o Oceano Austral.

No lado quente da CBM encontram-se as águas transportadas pela CB. Essa é uma corrente fraca quando comparada a outras correntes de contorno oeste do oceano global, como a Corrente do Golfo, a Corrente de Kurushio e a Corrente das Agulhas, por exemplo. Stramma et al. (1990), utilizando o método geostrófico para o cálculo das velocidades de corrente, difundiram a idéia que o transporte da CB é relativamente pequeno atingindo valores de 4 Sv (sendo que 1 Sv = 10³ m³.s^-1) perto de 10° S e na região entre 19° S e 25° S sendo cerca de 11 Sv, ou menos, de acordo com Stramma et al. (1990). Segundo esses autores, o transporte da CB continuaria na mesma ordem de grandeza até 20° S. Com base em umas das primeiras medidas diretas de corrente tomadas na CB, Garfield (1990) indicou que, na realidade, o transporte dessa corrente apresenta uma amplificação ao sul da latitude de Cabo Frio, no estado do Rio de Janeiro (23° S). De acordo com Silveira et al. (2001), essa amplificação do transporte da CB se deve à contribuição da Água Central do Atlântico Sul (ACAS) que torna a corrente também mais espessa. O estudo de Silveira et al. (2001) apresenta uma farta descrição do comportamento da CB ao longo da costa sudeste do Brasil incluindo uma revisão de conceitos sobre a definição dessa corrente, as massas d’água associadas e medidas de velocidade e transporte. A dinâmica da CB, sua variabilidade espacial na mesoescala oceânica, estrutura vertical, energética e outros temas tem sido objeto de estudos importantes levados por pesquisadores brasileiros desde a década de 2000 até a atualidade. Muito do nosso conhecimento atual sobre a CB é derivado dos trabalhos fundamentais de Silveira et al. (2001, 2004, 2008), Calado et al. (2006), Soutelino et al. (2011), Francisco et al. (2011) e Rocha et al. (2014), por exemplo.

A CM, por outro lado, transporta as águas encontradas no lado frio da CBM. Essa corrente é considerada um ramo da CCA que se estende por sobre a região da quebra de plataforma continental argentina (Gordon, 1989). Jullion et al. (2010) descrevem que, por conta dessa corrente marinha, a própria região da CBM possui uma complicada estrutura termohalina que favorece as trocas de massa, calor e sal entre o GSTAS e a CCA. Segundo os autores, é na região da CBM que a CCA interage com as frentes oceanográficas subtropicais que demarcam o limite sul do GSTAS. Isso confere à região da CBM uma grande importância como região chave para o entendimento das trocas (conexões) entre a CCA (Oceano Austral) e as frentes subtropicais (Oceano Atlântico Sul). Esse fatos, somados ao entendimento dos processos de variabilidade da modulação da CLAM pelos intensos gradientes de TSM da região da CBM (a ser melhor descrita na sessão 4.2. desse trabalho) levaram Pezzi et al. (2009) a considerar a CBM também como uma região chave para o estudo do tempo e do clima na América do Sul.

Sobre as frentes subtropicais do Oceano Atlântico Sul, a circulação oceânica superficial é dominada por um sistema de correntes chamado de Corrente do Atlântico Sul, ou Corrente Sul Atlântica (CSA). A CSA se desloca nas camadas superficiais e intermediárias ao longo das frentes subtropicais do Oceano Atlântico Sul, seguindo até cerca da costa africana, onde passa a receber a influência de parte da variabilidade de mesoescala causada pelo aporte de vórtices oceânicos quentes e mais salinos, originados a partir do Oceano Índico pela Corrente das Agulhas. Na região próxima ao continente africano, a CSA se divide e a maior parte do seu transporte é dirigido para norte através da Corrente de Benguela que, por sua vez, alimenta a Corrente Sul Equatorial (CSE). A CSE segue na direção do extremo nordeste do Brasil, onde também se bifurca gerando um ramo para sul que é a CB, fechando o GSTAS. O outro ramo da CSE se desloca para norte e passa a ser chamado de Corrente Norte do Brasil (CNB). Essa segue até o hemisfério norte e eventualmente transfere sua massa e energia (incluindo calorífica) para a Corrente do Golfo (Peterson e Stramma, 1991).

Garzoli e Matano (2011) recentemente reforçaram a compreensão científica sobre o papel do Oceano Atlântico Sul como o oceano que conecta as bacias do Índico e Pacífico com o Oceano Atlântico Norte, enfatizando que esse oceano não pode, de maneira nenhuma, ser considerado um condutor passivo entre esses diversos oceanos. Ao contrário, o Oceano Atlântico Sul se destaca por influenciar significativamente a estrutura de massas d’água da CRMA. Dessa forma, o Oceano Atlântico Sul apresenta-se como um elo importante aos processos de teleconexão oceânica global. Garzoli e Matano (2011) acrescentam que as regiões da borda oeste e leste do limite sul das frentes subtropicais do Oceano Atlântico Sul (regiões da CBM e da Retroflexão da Corrente das Agulhas, respectivamente), por apresentarem grande variabilidade de mesoescala, contribuem de forma mais ampla à variabilidade da CRMA.

Segundo Campos (2014), em conconcordância ao descrito anteriromente por Garzoli e Matano (2011), o mecanismo geral de circulação da CRMA é alimentado na superfície pela intrusão de águas dos oceanos Pacífico e Índico que são eventualmente transportadas para o Oceano Atlântico Norte após ingressarem no Oceano Atlântico Sul. Além de aquecerem-se, a evaporação que ocorre quando essas águas passam pelo Equador torna-as mais salinas. Mais tarde, ao longo de seu deslocamento para norte no hemisfério norte, essas águas perdem seu calor para a atmosfera porém mantém-se ainda salinas. Nas regiões próximas à Noruega e à Groenlândia, as águas superficias resfriadas tornam-se eventualmente mais densas que as águas vizinhas e acabam por afundar dando origem a uma massa d’água conhecida como APAN. A APAN então, por efeitos do gradiente de pressão e da rotação da Terra por meio da geostrofia, desloca-se ao longo de camadas profundas do oceano desde o hemisfério norte até o hemisfério sul onde, no ambiente subantártico, mescla-se com outras massas d’água, contribuindo para a formação da Água Antártica de Fundo (contribuição do ramo inferior da APAN) e da Água Intermediária Antártica (contribuição do ramo superior da APAN).

Focando-se espacialmente no Oceano Atlântico Sudoeste em direção à costa sul-americana a partir da região da CBM, existe também uma região bastante complexa em termos oceanográficos que se origina pela mistura de massas d’água formadas em regiões de frentes oceanográficas de quebra de plataforma e de águas de origem continental oriundas das descargas fluviais dos estuários do Rio da Prata e da Lagoa dos Patos. Autores como Miranda (1972), Ciotti et al. (1995), Lima et al. (1996), Garcia (1997), Castro e Miranda (1998) descreveram a composição das massas d’água na plataforma continental sul-sudeste do Brasil e sua relação com a descarga do Rio da Prata e Lagoa dos Patos. Recentemente, Guerrero et al. (2014) e Matano et al. (2014) realizaram estudos sobre a exportação dessas águas da plataforma para o oceano profundo. Os autores descreveram alguns processos de variabilidade espaço-temporal entre a plataforma argentina, uruguaia e sul-brasileira e o oceano profundo, utilizando dados de salinidade superficial do oceano derivados do sensor SMOS (Soil Moisture and Ocean Salinity) e de um modelo numérico oceânico de alta resolução. Ambos estudos mostraram um padrão sazonal bem definido da salinidade, e uma marcada sazonalidade na exportação de águas costeiras de baixa salinidade para o oceano profundo. Na primavera e verão, as águas de baixa salinidade que dominam a plataforma são transferidas para o oceano aberto principalmente ao sudeste da foz do Rio da Prata. Em contraste, no outono e inverno, as águas de baixa salinidade estendem-se ao longo da costa em direção ao norte porém mantendo a exportação para o oceano aberto. Guerrero et al. (2014) sugerem que localização exata do caminho de exportação das águas costeiras dependem da localização da CBM e da presença dos vórtices de mesoescala e meandros da CB.

Embora muito pouco se tenha feito no hemisfério sul, estudos sobre a variabilidade e predição climática do Oceano Atlântico são o foco do programa CLIVAR (Climate Variability and Predicability). Embora focado para estudar o Oceano Atlântico como um todo (obviamente incluindo-se as regiões do Ártico, Atlântico Norte, Atlântico Equatorial e Atlântico Sul), resultados recentes do programa focam quase que totalmente no hemisfério norte. O extenso trabalho de Hurrell et al. (2006) sobre o programa discorre sobre três fenômenos até então entendidos como centrais no estudo do clima do Oceano Atlântico como um todo: A Oscilação do Atlântico Norte (North Atlantic Oscillation - NAO), a Variabilidade do Atlântico Tropical (Tropical Atlantic Variability - TAV) e a CRMA, já descrita aqui. Segundo Hurrell et al. (2006), a manifestação conjunta ou independente desses fenômenos no Oceano Atlântico (principalmente Norte) produz uma série de impactos consideráveis em escalas desde a sazonal até a interanual, com consequências importantes do ponto de vista social e ambiental nos continentes.

Hurrell et al. (2006) descreve que o NAO é o padrão mais pronunciado e recorrente de variabilidade da circulação atmosférica, influenciando a variabilidade climática desde a costa leste americana até a Sibéria e do Ártico até o Atlântico Norte Subtropical. Segundo os autores, há um consenso de que a variabilidade atmosférica associada ao NAO é originada da dinâmica da atmosfera extratropical e bastante pronunciada na escala interanual. Os autores descrevem também que os processos de interação oceano-atmosfera no hemisfério norte determinados pelos campos de TSM e pela distribuição de gelo marinho teriam impacto na evolução temporal recente do NAO.

Considerando-se a importância dos efeitos do gelo marinho e da cobertura de neve sobre os fluxos de calor latente e sensível entre o oceano e a atmosfera e tomando o exemplo do trabalho de Deser et al. (2004) no Ártico, Hurrell et al. (2006) argumentam que seria razoável imaginar que os efeitos do gelo marinho e neve pudessem ter um papel de retroalimentação em relação às anomalias na circulação atmosférica. Deser et al. (2004) mostraram que mudanças na cobertura do gelo no Ártico estão correlacionadas com variações no NAO. No caso do hemisfério sul, no entanto, há relativamente menos informação. Especula-se, porém, que processos semelhantes determinados pela extensão do gelo marinho antártico, ocorram.

Parise (2014) e Parise et al. (2015) exploraram a sensibilidade e memória do clima global ao aumento gelo marinho ao redor da Antártica, considerando a sua máxima persistência (concentração e espessura) sob as condições climáticas atuais. Além disso, foram avaliadas a sensibilidade da ciclogênese e ciclólise do Hemisfério Sul e os respectivos impactos no clima da América do Sul. O aumento do gelo marinho causou uma redução da temperatura da água do mar e do ar ao sul de 55° S e um aumento dessas nas regiões subtropicais próximas a 35° S. Esse resfriamento, devido ao aumento do transporte de calor para sul e a convergência em baixos níveis, colabora na caracterização de um padrão típico da fase positiva do Modo Anular Sul (Southern Annular Mode - SAM), também conhecido como Oscilação Antártica (Antarctic Oscillation).

Segundo Marshall (2003), o SAM é o principal modo de variabilidade atmosférica do hemisfério sul, nas latitudes extratropicais e mais altas, consistindo-se de um padrão zonalmente simétrico (anular) de propriedades sincronizadas em diferença de fase entre a Antártica e as médias latitudes. A identificação desses padrões é comumente realizada através de Análises de Componentes Principais (Funções Ortogonais Empíricas) em diversos campos atmosféricos incluindo a temperatura do ar e pressão ao nível do mar, altura geopotencial e a componente zonal do vento. A fase positiva (negativa) do SAM indica que o campo de pressão sobre a Antártica é mais baixo (alto) que nas latitudes médias do hemisfério sul.

Utilizando dados de seis estações meteorológicas durante os anos de 1958 a 2000 em latitudes entre 40° S e 65° S, Marshall (2003) descreve que no período estudado houve um aumento na diferença entre os campos zonais de pressão ao nível médio do mar entre as altas (diminuindo) e as médias latitudes (aumentando), o que resulta numa tendência positiva especialmente alta a partir da década de 1970. Thompson e Solomon (2002) explicaram essa tendência positiva da SAM através do resfriamento da baixa estratosfera sobre o continente antártico, principalmente devido à diminuição das concentrações de ozônio. Em consequência, ainda segundo Thompson e Solomon (2002), acredita-se que a alteração da SAM e sua atual tendência contribuem de maneira acentuada para o aquecimento da região oeste da Península Antártica e o resfriamento da região leste do continente antártico constatado nos dias de hoje.

No cenário de tendência positiva da SAM, segundo Parise (2014) e Parise et al. (2015), o fluxo de calor sensível do oceano para a atmosfera é intenso nas margens do gelo marinho, onde a baroclinia da atmosfera também aumenta. A autora acrescenta que um cenário de aumento do gelo marinho faz com que os ventos de oeste se intensifiquem nas altas latitudes (sul de 50° S) e se enfraqueçam nas latitudes médias (entre 45° S e 10° S). Ainda, a corrente de jato polar se intensificaria em direção aos pólos enquanto o jato subtropical se enfraqueceria em direção ao Equador. Nesta linha, Machado et al. (2014) mostraram que a intensificação da tensão de cisalhamento do vento na região extratropical do hemisfério sul induz a um aumento da TSM e da temperatura do ar em médias e altas latitudes desse hemisfério, além de induzir uma redução na espessura do gelo marinho antártico, favorecendo o enfraquecimento da fase positiva da SAM.

Summerhayes (2009), discorrendo sobre o papel do ambiente antártico no sistema climático global, aponta para o fato de que, apesar da dinâmica dos processos de interação oceano-atmosfera ser bem conhecida, a complexidade do sistema global de transporte de calor e a sua relação com o gelo marinho e continental torna a predição das mudanças globais uma tarefa muito árdua. O autor lembra também que há diferenças muito grandes na circulação atmosférica e oceânica entre o hemisfério norte e o sul. Enquanto no norte a região polar é caracterizada por um oceano cercado por continentes, na Antártica ocorre o inverso. A forma quase circular do continente antártico localizada sobre o pólo sul e as características topográficas do oceano adjacente fazem com que as correntes marinhas e o fluxo atmosférico médio sejam na direção zonal.

Apesar do seu importante papel dentro dos mecanismos climáticos do planeta, o papel do Oceano Austral e adjacências e do Oceano Atlântico Sudoeste na modulação do tempo e do clima do continente sul americano tem sido investigado apenas recentemente (Diaz et al., 1998; Tokinaga et al., 2005; Hurrell et al., 2006; Pezzi et al., 2009; Takahashi et al., 2009; Acevedo et al., 2010; Camargo et al., 2013; Pezzi et al., 2016). Ainda existem muitas perguntas não respondidas. Sabe-se da importância dos estudos observacionais e da modelagem numérica para o entendimento dos papel dos processos oceanográficos do Oceano Atlântico Sudoeste no clima regional e global. Estudos enfocando a variabilidade dos campos de TSM (Lentini et al., 2001, Souza et al., 2006), a evolução dos campos de anomalias de TSM (Silveira et al., 2011; Silveira e Pezzi, 2014) e a energética das correntes marinhas (Oliveira et al., 2009; Moura et al., 2011) são cada vez mais numerosos. Da mesma forma importantes, os processos de interação oceano-atmosfera ligados à dinâmica do CO₂ estão recebendo atenção crescente.

Em escala sinótica, o Oceano Atlântico Sudoeste tem um papel fundamental nos processo de interação oceano-atmosfera e na modulação da estabilidade da CLAM, como mostrado em Pezzi et al. (2005, 2009, 2016), Acevedo et al. (2010) e Camargo et al. (2013), por exemplo. Diaz et al. (1998) demonstraram também que a TSM dessa região oceânica, na escala climática sazonal, apresenta uma correlação negativa com a precipitação da região sul do Brasil e do Uruguai. Os autores ressaltam que, independente dos efeitos remotos de outras regiões oceânicas (por exemplo o efeito do El Niño - Oscilação Sul, ENOS), as maiores correlações acontecem entre abril e julho, quando é encontrado o sinal mais forte da modulação do Oceano Atlântico Sudoeste na precipitação. Haylock et al. (2006), no entanto, discordam dos resultados anteriormente mostrados por Diaz et al. (1998), indicando que a TSM do Oceano Atlântico Sudoeste não apresenta uma relação direta com eventos extremos de precipitação ocorridos sobre a América do Sul e o Brasil.

Segundo Turner (2009), o ENOS é o maior fenômeno climático do planeta nas escalas temporais decadal e sub-decadal, com efeitos no tempo e clima muito além da região tropical do Oceano Pacífico, onde é bem marcado. Como resultado do ENOS, um padrão de onda de Rossby atmosférica quasi-estacionária se estabelece em ambos os hemisférios do planeta, estabelecendo a teleconexão entre as altas e as baixas latitudes. O trem de ondas de Rossby do hemisfério sul é conhecido como Pacific-South American Teleconnection (PSA) e conecta regiões tão longínquas como o Oceano Pacífico Tropical e o Mar de Amundsen-Scott, no Oceano Austral. Embora o PSA seja primariamente relacionado ao ENOS, o fenômeno é evidente em várias escalas de tempo mesmo na ausência do ENOS. Como resposta atmosférica, existem diferentes regimes de aumento dos processos de convecção atmosférica sobre o Oceano Pacífico, assim como a sua supressão em outras regiões do planeta. Alterações na posição e intensidade do jato subtropical podem ser resultantes de trocas longitudinais na circulação de Hadley. Essas, por sua vez, são dependentes da alteração que o ENOS promove na circulação atmosférica meridional média.

Para o Oceano Atlântico Sudoeste, vários autores sugerem que os campos de TSM podem responder à variabilidade climática associada ao fenômeno ENOS. Por exemplo, Campos et al. (1999) encontraram dois picos de alta coerência entre a TSM e o Índice de Oscilação Sul (Southern Oscillation Index - SOI) nos períodos de 0,7 e 1,5 anos. A variabilidade interanual da TSM foi estudada ao longo da isóbata de 50 m entre 24° S e 38° S para o período de 1982 a 1994. Lentini et al. (2001) também buscaram relacionar o ENOS com as anomalias de TSM na região da plataforma continental e talude do Oceano Atlântico Sudoeste (profundidades menores que 1000 m). Os autores utilizaram 13 anos de dados de TSM obtidos através de satélites entre janeiro de 1982 e dezembro de 1994. Dentre as observações realizadas, Lentini et al. (2001) reportam a presença de 13 eventos frios e 7 eventos quentes imediatamente após eventos ENOS. Os resultados suportam a hipótese de que a penetração costeira de águas anomalamente frias (quentes) desde o sul até o norte geralmente ocorrem após 1 ano de cada evento El Niño (La Niña). Posteriormente, Severov et al. (2003) analisaram 133 anos de dados de TSM no Oceano Atântico Sul, relacionando os eventos de El Niño (La Niña) à diminuição (aumento) da TSM na Corrente das Malvinas e ao aumento (diminuição) da TSM na CB.

Trabalhando com dados de satélites Soppa et al. (2011), estudaram a correlação entre as anomalias de TSM (ATSM) e o ENOS em 9 províncias biofísicas no Oceano Atlântico Sudoeste previamente definidas por Longhurst (1998) e Saraceno e Provost (2005). Os autores encontraram uma correspondência entre picos de energia nas séries de ATSM e o fenômeno ENOS, expresso pelo Multivariate ENOS Index (MEI). Há uma tendência para que valores extremos de ATSM no Oceano Atlântico ocorram próximos a eventos mais fortes de El Niño ou La Niña. Isso foi especialmente evidente sobre a Corrente da Patagônia após o El Niño de 1997-1998. Os autores observaram também ATSM negativas alguns meses antes da La Niña de 1988-1989 em quase todas as províncias biofísicas estudadas. O máximo coeficiente de correlação cruzada entre o MEI e a ATSM (-0,8) ocorreu na região da CBM, com um retardo de tempo de 9 meses. Isso significa que 9 meses após um máximo de amplitude do ENSO no Oceano Pacífico Equatorial ocorre um mínimo de amplitude nos campos de ATSM na região da CBM. Os mecanismos forçantes para esse tipo de conexão estão ainda sob investigação.

Vários estudos mostraram que o Oceano Atlântico Tropical e Sul tem um papel muito importante na modulação do posicionamento da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT). Quando esta região está anomalamente aquecida (resfriada), há um aumento (diminuição) da precipitação na região Nordeste do Brasil. Uma das principais causas disso é o deslocamento da posição da ZCIT mais para o sul (norte), descrito em vários trabalhos na literatura científica (Moura e Shukla, 1981; Nobre e Shukla, 1996; Pezzi e Cavalcanti, 2001; Kayano e Andreoli, 2011, 2012). Este fenômeno ficou conhecido pelo nome de Dipolo do Atlântico e, dependendo da fase do ENOS, este poderia ter seus impactos na modulação do clima do Nordeste do Brasil reforçados ou revertidos (Pezzi e Cavalcanti, 2001).

Por outro lado, de acordo com Bombardi et al. (2014), quando se consideram somente as regiões tropical e extratropical do Oceano Atlântico Sul, define-se o chamado Dipolo do Atlântico Sul. A fase negativa desse dipolo, caracterizado pela presença de anomalias positivas de TSM na região extratropical, está relacionada ao aumento na precipitação da região Sudeste do Brasil. Bombardi et al. (2014) argumentam que as causas desse aumento de precipitação estão relacionadas aos seguintes fatores: o deslocamento mais para o norte dos ciclones extratropicais, além de um aumento na ciclogênese próxima à região Sudeste do Brasil. Estes fatores contribuem para o estabelecimento de um mecanismo típico causador de precipitação naquela região que é a Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS), essa última estando associada ao Sistema de Monção da América do Sul. Esses mecanismos de precipitação e seus aspectos de interação do oceano com a atmosfera são melhor discutidos na sessão 4.2 desse trabalho.

Os mecanismos de formação das anomalias de TSM na região tropical do Oceano Atlântico podem ser forçadas por mecanismos externos a esta região, por exemplo o ENOS e a NAO (Sutton et al., 2000). Porém, em latitudes mais afastadas do Equador, essas anomalias podem estar associadas a uma resposta do oceano ao forçamento do vento na superfície do mar (Chang et al., 2000; Kushnir et al., 2002; Saravanan e Chang, 2004). Rodrigues et al. (2015) estudaram os impactos do ENOS sobre as anomalias de TSM do Oceano Atlântico Sul, sugerindo que a modulação dessas anomalias é causada pelos modos do trem de ondas atmosféricas do PSA.

Com relação a conexões com mais altas latitudes, um esquema simplificado das relações entre a variação interanual da TSM, a pressão atmosférica ao nível do mar e a extensão do gelo marinho no hemisfério sul foi apresentado por White e Peterson (1996). Essas variáveis foram comparadas ao curso médio da CCA, e a progressão das anomalias dessas variáveis em direção a latitudes mais baixas, segundo os autores, indicam meios de comunicação entre a CCA e os giros subtropicais dos três oceanos mais ao norte (Atlântico, Pacífico e Índico). Segundo Turner (2009), White e Peterson (1996) foram os primeiros autores a descrever a Onda Circumpolar Antártica (Antarctic Circumpolar Wave - ACW). A ACW representa um modo de acoplamento oceano-atmosfera caracterizado por uma progressão em fase para leste das anomalias de TSM, pressão atmosférica ao nível do mar, ventos e extensão de gelo marinho no Oceano Austral. A ACW, por sua vez, se relaciona com o ENOS através de mecanismos de retroalimentação positiva (White et al., 2002).

3. Sistemas Transientes e Mudanças Climáticas

Segundo Cavalcanti et al. (2009) os sistemas frontais, os ciclones, os sistemas convectivos de mesoescala (SCMs), os sistemas ciclônicos em níveis médios (“vírgula invertida”) e os vórtices ciclônicos de altos niveis (VCAN) são os distúrbios transientes que alteram a circulação atmosférica e determinam as condições de tempo da região sul do Brasil. Nessa região, assim como no sudeste, há a atuação na escala climatológica da ZCAS e de bloqueios atmosféricos que podem afetar o tempo por períodos próximos ao semanal provocando chuvas intensas. Cavalcanti et al. (2009) também descrevem a atuação das brisas marítimas, sistemas de circulação local totalmente dependentes das condições oceânicas vizinhas à costa.

Kaufmann e Anabor (2010, 2011) descrevem que a circulação de anticiclones transientes (ATs) transporta as massas de ar frias que avançam pela região sul da América do Sul em trajetórias tanto continentais quanto oceânicas. Os autores descrevem que frequentemente se observa a presença de nebulosidade baixa ao longo da circulação anticiclônica, e que uma ampla cobertura de nuvens rasas está relacionada à passagem de massas de ar frias e estáveis sobre águas mais quentes. Segundo Garreaud (2000), esses ATs ocorrem em média a cada 1 a 2 semanas, sendo que no inverno tanto a frequência quanto a intensidade deles é maior.

Tomando o caso dos intensos contrastes termais que ocorrem na região da CBM no Oceano Atlântico Sudoeste, Kaufmann e Anabor (2010, 2011) descrevem que as massas de ar ao cruzarem essa região experimentam uma amplificação dos processos de umidificação e instabilização em baixos níveis. Os autores mostram que, dependendo do posicionamento do anticiclone transiente, a nebulosidade rasa formada na região da CBM é advectada para a região costeira e interior do sul do Brasil, podendo causar nebulosidade cumuliforme. A nebulosidade rasa pode causar precipitação de baixa intensidade sobre o continente (Kaufmann e Anabor, 2010, 2011).

Sob o ponto de vista meteorológico, no entanto, a região na CBM e toda a FST se encontram localizadas na região preferencial de atividade das tempestades de latitudes médias (ciclones extratropicais). Blackmon et al. (1977) denominaram de Storm Tracks (STs) essa faixa do planeta e a sua contrapartida no hemisfério norte. Localizados aproximadamente entre os paralelos de 35° e 65° em ambos os hemisférios, os STs desempenham um papel fundamental no clima do planeta, principalmente em regiões de latitudes médias e altas, por possuírem a capacidade de alterar a condição de tempo de determinada região e exercerem forte influência na precipitação, cobertura de nuvens e radiação incidente.

Além da forte ligação com características do tempo, os STs têm um papel fundamental na circulação geral da atmosfera através da sua forte influência nas trocas de calor vertical e horizontal, vapor de água e momentum (Justino, 2004; Lau, 1988). A troca de momentum na interface oceano-atmosfera é responsável pela agitação marítima que pode levar à ocorrência de ressacas e ondas de grande amplitude, provocando transtornos à navegação, operações em plataformas de petróleo e destruição de áreas costeiras (da Rocha et al., 2004).

Estudos recentes já associam os STs às mudanças climáticas na América do Sul. O furacão Catarina, por exemplo, causou enormes prejuízos materiais e levantou a questão de como os processos de interação oceano-atmosfera num regime de aquecimento global podem causar efeitos catastróficos na costa sul-sudeste do Brasil (Pezza e Simmonds, 2005). Dentro do diagnóstico feito para o Catarina, além da própria dinâmica e termodinâmica da atmosfera, uma das causas sugeridas foi o deslocamento do Catarina sobre águas relativamente mais quentes do Oceano Atlântico Sudoeste que estavam presentes em sua trilha, como relatado por Davis e Bosart (2004) e McTaggart-Cowan e Bosart (2006). Vianna et al. (2010) demonstraram pela primeira vez como a interação do oceano com a atmosfera foi determinante no ciclo de vida do Catarina. Segundo estes autores o sistema interagiu intensamente com quatro vórtices oceânicos quentes. A água sub-superficial aflorada, por ressurgência, estava aproximadamente com a mesma temperatura da água em superfície. Esta situação termodinâmica causada tanto pela TSM quanto pelo conteúdo de calor disponível de camadas sub-superficiais dentro do vórtice quente influenciaram na maturação e intensificação do Catarina.

As tendências previstas para a costa leste da América do Sul, em um cenário de aquecimento global, podem favorecer a intensificação dos STs, aumentando a probabilidade de ocorrência dos ciclones extratropicais mais intensos no Atlântico Sul. Freitas (2011), por exemplo, analisou um cenário de aquecimento global A1B (IPCC) com respeito ao cenário atual. A autora mostra, por exemplo, que os campos de anomalia do transporte meridional de calor sensível (Fig. 1) poderão sofrer mudanças consideráveis na região do Oceano Atlântico subtropical. Anomalias negativas extremamente altas serão encontradas nas latitudes abaixo da FST, especialmente sobre a Patagônia, na região da CBM e no centro do Oceano Atlântico Sul nos meses de inverno. A autora indicou que, no cenário de aquecimento global A1B, as trajetórias dos ciclones extratropicais deverão sofrer uma modificação na sua distribuição futura, provavelmente associada à redução da cobertura de gelo antártico no futuro. Como consequência, haveria o deslocamento dos STs de aproximadamente 5° para o sul. De uma certa forma, os resultados de Freitas (2011) apontam na mesma direção do trabalho prévio de Bengtsson et al. (2006), que usaram modelos globais de circulação atmosféricos mais complexos que Freitas (2011). Neste trabalho, os autores mostram que a trajetória dos ciclones seria levemente afetada em sua direção e intensidade para algumas regiões do Hemisfério Sul, tal como a América do Sul e Austrália. Bengtsson et al. (2006) argumentam que um aumento na intensidade dos ciclones, embora leve, estaria associado ao seu deslocamento mais para o sul dos STs.

Figura 1
Campos de anomalia do transporte meridional de calor sensível no hemisfério sul associados aos STs obtidos pela diferença entre as simulações para o futuro e presente, unidade em °C.m.s^-1.

Segundo Freitas (2011), é razoável sugerir que um aumento da baroclinia atmosférica induzida pelo aumento do gradiente termal causado pelo contraste térmico entre o gelo e a água podem influenciar a atividade dos STs. Em latitudes médias, a alteração do transporte meridional de calor sensível na atmosfera, associado ao aumento na emissão dos gases de efeito estufa, e às variações da camada de ozônio previstas, sugere que a variação na distribuição dos STs poderá estar relacionada às mudanças nos padrões do gradiente meridional da TSM no Oceano Atlântico Sul. Essas mudanças poderão ser determinantes para o deslocamento e intensificação dos STs num cenário futuro.

Parise (2014) examina um cenário de aumento na extensão e espessura do gelo marinho antártico demonstrando uma intensificação do jato polar e uma consequente mudança nas características dos STs. A densidade de trajetórias dos ciclones, ciclogênese e ciclólise aumentará sobre as altas e médias latitudes. Porém, a atividade dos distúrbios transientes será reduzida sobre a América do Sul devido ao deslocamento das tempestades mais para o sul. No cenário examinado por Parise (2014), ocorrerá também uma redução na formação de ciclones sobre as duas principais regiões ciclogenéticas no Oceano Atlântico Sul e América do Sul entre 30° S e 45° S. Uma redução da precipitação sobre a América do Sul é prevista devido ao aumento na estabilidade estática da atmosfera causado pelo enfraquecimento do jato subtropical.

4. Interação Oceano-Atmosfera em Escala Sinótica

4.1. Regiões de intenso gradiente termal oceânico

Tokinaga et al. (2005), Pezzi et al. (2005, 2009, 2016), Acevedo et. al. (2010), Camargo et al. (2013), entre outros, argumentam que o entendimento dos processos de interação oceano-atmosfera no Oceano Atlântico Sul permitirá uma melhor compreensão sobre o papel desse oceano no tempo e clima da América do Sul. Os processos que ocorrem na interface entre o oceano e a atmosfera são complexos. O acoplamento no sistema oceano-atmosfera ocorre através das interações na interface entre a superfície do mar e a CLA, onde se processam as trocas de momentum, energia e gases entre os dois sistemas. O oceano supre a atmosfera com vapor d’água e energia que, consequentemente, influenciam o ciclo hidrológico e o balanço energético da atmosfera. A atmosfera, por sua vez, fornece para os oceanos água na forma de precipitação que afeta a origem das massas d’água, além de momentum e energia calorífica, que força as ondas, as correntes geradas pelo vento e a circulação termohalina global.

A TSM exerce um papel importantíssimo no balanço de calor entre o oceano e a atmosfera pois, através dela, a energia na forma de fluxos de calor é trocada. Pequenas variações de TSM podem acarretar grandes variações nos fluxos de calor na interface oceano-atmosfera e esses, por sua vez, tem papel preponderante na manutenção do clima do planeta. Os trabalhos de Moura e Shukla (1981), Ropelewski e Halpert (1987, 1989), Nobre e Shukla (1996), Uvo et al. (1998), Pezzi e Cavalcanti (2001), por exemplo, demonstram a marcada influência da TSM do Oceano Atlântico tropical no clima da região nordeste do Brasil. Não obstante, a TSM também pode provocar impactos significativos no escoamento atmosférico e, por conseguinte, modular os sistemas meteorológicos na escala do tempo.

Sabe-se que os modelos numéricos climáticos são bastante discordantes entre si na simulação dos fluxos de calor, umidade e de momentum entre o oceano e a atmosfera (Wainer et al., 2003). Estas discrepâncias são bastante conhecidas sobre as regiões tropicais e subtropicais do Oceano Atlântico Sul. Conhecer estes erros e tentar melhorar a representação destas variáveis em modelos numéricos ainda é um grande desafio científico. É muito importante que se aumente o número de estações, bem como a frequência temporal de amostragem in situ no oceano, pois isso proporcionaria um aumento no conhecimento sobre comportamento climatológico das variáveis e processos determinantes para as interações oceano-atmosfera.

Com respeito à região subtropical do Oceano Atlântico Sul, os gradientes horizontais termais produzidos na CBM na região sudoeste desse oceano são os mais intensos de todo o seu domínio espacial. Essa é a região de encontro entre as águas frias da CM e as águas quentes da CB, é a região de formação da ACAS, uma água de mistura cujo volume domina o interior do giro subtropical do Oceano Atlântico Sul. Lá a variabilidade de mesoescala oceânica domina o padrão de variabilidade do Oceano Atlântico Sul, e sua dinâmica uma das mais altas do Oceano Global (Chelton et al., 1990). Apesar de sua incontestável importância oceanográfica, poucos autores como Pezzi e Souza (2009), por exemplo, apontam para sua a importância para o tempo e clima das regiões sul e sudeste do Brasil.

Medidas sobre a variabilidade oceânica e atmosférica na região CBM tem sido tomadas há mais de 10 anos pelo INPE através do PROANTAR (Programa Antártico Brasileiro). Atualmente, o projeto que mantém essas medidas é o Instituto Nacional de Ciência e Tecnologia da Criosfera (INCT Criosfera). A região do Oceano Atlântico Sudoeste tem sido amostrada anualmente pelos navios do PROANTAR, únicos navios de pesquisa brasileiros que tem capacidade para desenvolver essa derrota periodicamente. Efeitos sinóticos dos contrastes horizontais termais da região da CBM são sentidos na modulação da CLA que se ajusta localmente aos campos de altas (lado da Corrente do Brasil) e baixas (lado da Corrente das Malvinas) TSM. De maneira geral, do lado quente da frente, os ventos na atmosfera tendem a ser bem mais intensos que do lado frio, assim como a umidade é bem mais alta e a altura da camada limite é maior. Há intensos fluxos de calor e momentum no lado quente da frente em comparação com o lado frio e, por esses efeitos serem totalmente ligados à mesoescala oceânica (escalas de poucas centenas de quilômetros e poucos meses), os modelos regionais de previsão do tempo usados no Brasil não os levam em conta no momento.

Pezzi et al. (2005, 2009) e Acevedo et al. (2010) avaliaram o comportamento sinótico da CLA em função da condição termodinâmica da camada limite oceânica. Os resultados desses autores demonstram que, na ausência de sistemas atmosféricos de grande escala atuantes na região (frentes frias e ciclones extra-tropicais), os grandes contrastes termais horizontais típicos da frente oceanográfica que caracteriza a região da CBM modulam localmente a CLA. No lado norte da CBM, as águas mais quentes da CB induzem mudanças na estabilidade estática da CLA que, por sua vez, afeta a variabilidade na magnitude e intensificação dos ventos. Com isso a CLA torna-se instável e turbulenta, aumentando a transferência de momentum para baixo. O cisalhamento vertical do vento na CLA é reduzido e, consequentemente, ventos mais intensos ocorrem na superfície do mar. Uma situação oposta é verificada sobre as águas mais frias relacionadas ás águas da CM: a CLA é mais estável e os ventos são mais fracos na superfície do mar.

Alguns resultados descritos, por exemplo, em Pezzi et al. (2005), Dourado et al. (2006), Russo et al. (2008) e Russo (2009) para a região da CBM concordam com aqueles obtidos em outras regiões do Oceano Global onde existem frentes oceanográficas fortes e bem definidas que exibem intensos gradientes de TSM como, por exemplo, no leste dos oceanos Pacífico e Atlântico Equatorial e em outras frentes oceanográficas de correntes de contorno oeste como a Corrente do Golfo e a Corrente de Kuroshio, entre outras (Pezzi e Richards, 2003; Pezzi et al., 2004; Small et al., 2008;. Chelton e Xie, 2010; Putrasahan et al., 2013a; Putrasahan et al., 2013b).

A modulação na escala sinótica da CLAM pela presença de estruturas oceânicas de mesoescala no Oceano Atlântico Sul, especialmente na região da CBM e ao longo das frentes subtropicais, tem sido objeto de estudo recente por pesquisadores brasileiros. Essas estruturas, descritas com detalhe em Lentini e Souza (2009) e Souza et al. (2006), tem importância reconhecida no oceano devido à sua capacidade de exportar propriedades físicas, químicas e biológicas de um lado para outro das frentes oceanográficas. Das propriedades físicas, o transporte de calor, sal e momentum pelos vórtices oceânicos contribui para o equilíbrio dinâmico das correntes marinhas associadas e para a manutenção das propriedades conservativas das massas d’água dos oceanos (temperatura e a salinidade).

Estudos prévios sobre o papel de estruturas oceânicas de mesoescala na modulação da CLAM foram realizados por Lindzen e Nigam (1987), Tokinaga et al. (2005) e Small et al. (2008). Esses autores demonstram que meandros e vórtices podem ser responsáveis por intensas trocas de calor entre o oceano e a atmosfera. Para o Oceano Atlântico Sul, Souza et al. (2010) descreveram pela primeira vez alguns processos de interação oceano-atmosfera sobre estruturas oceânicas de mesoescala. Os autores utilizaram dados de radiossondas, batitermógrafos descartáveis (XBTs) tomados in situ no Oceano Atlântico Sul através de navios brasileiros no âmbito do PROANTAR e da I Comissão Oceanográfica Trans-Atlântica (BR-1). A Comissão BR-1 marcou o batismo do Navio Hidro-Oceanográfico Cruzeiro do Sul e a primeira realização pelo Brasil de um cruzeiro de pesquisa ao longo da Frente Subtropical no pararelo de 30° S onde o INPE realizou as primeiras medidas do sistema acoplado oceano-atmosfera durante uma derrota entre o Brasil e a África do Sul entre os dias 19 de outubro e 16 de novembro de 2009.

Usando dados recolhidos no PROANTAR, Souza et al. (2010) analisaram dados recolhidos in situ entre os dias 3 e 5 de novembro de 2009 sobre um vórtice oceânico quente desprendido da CB que estava presente na região fria da CBM. Os campos de TSM presentes na região da CBM na época e as estimativas de fluxo de calor latente e sensível baseadas no algoritmo proposto por Fairall et al. (1996) sobre esse vórtice podem ser vistas na Fig. 2. Os fluxos de calor sobre o vórtice (localizado próximo a 42,5° S) se assemelham àqueles encontrados sobre as águas quentes da CB (entre 36° S e 38° S). Isso é especialmente válido para os fluxos de calor latente, que são próximos a 200 W.m^-2 na CB e sobre o vórtice quente, decrescendo para cerca de zero ou negativos (fluxos para o oceano) sobre as águas frias da CM nas latitudes entre 38° S e 41° S.

Figura 2
(acima) Imagem de TSM média do mês de novembro de 2009 para a região da Confluência Brasil-Malvinas no Oceano Atlântico Sudoeste, com os locais de lançamentos de radiossondas ao longo da derrota do NApOc. Ary Rongel no mesmo mês. Um vórtice quente desprendido da Corrente do Brasil está centrado em 42,5° S, 52° W. (abaixo) Fluxos de calor sensível (Hs) e latente (Hl) em W.m^-2 estimados ao longo da derrota do navio.

Arsego et al. (2011) desenvolveram um método alternativo para calcular a energia calorífica contida na CLA na região acima do vórtice quente descrito em Souza et al. (2010). O método leva em conta a comparação entre uma sondagem atmosférica realizada sobre as águas frias circundantes e outra sobre o vórtice (Fig. 3). Dessa forma, para o caso apontado acima, estimou-se que o vórtice oceânico quente em questão transferiu para atmosfera uma energia na forma de calor latente de 2 × 10¹⁷ J. O método, no entanto, indica que a energia na forma de calor sensível na CLA foi negativa (da atmosfera para o oceano) com valores próximos a −3,5 × 10¹⁶ J. Uma estimativa inicial baseada no volume do vórtice e seu conteúdo de energia calorífica calculado segundo Souza et al. (2006) indica que a energia transferida na forma de calor latente para a atmosfera corresponde a aproximadamente 0,08% da energia total do vórtice estudado. Essa estimativa é, ao que se sabe, a primeira na literatura da percentagem de energia calorífica contida em um vórtice que é perdida para a atmosfera e não para águas circundantes.

Figura 3
Perfis de temperatura potencia virtual (θ_v), umidade específica (q) e umidade relativa (UR) obtidos para uma sondagem realizada sobre o vórtice quente desprendido da Corrente do Brasil (Radiossonda numero 8, esquerda) e para uma sondagem realizada em águas frias circundantes (Radiossonda numero 12, direita) na região da Confluência Brasil-Malvinas indicada na Figura 2. Posição e horário de lançamento das radiossondas: (Radiossonda numero 8, esquerda) 42,47° S, 52,50° W, início 03 Novembro de 2009 às 18:38 UTC; (Radiossonda numero 12, direita) 44,02° S, 52,50° W, início 04 Novembro de 2009 às 02:33 UTC.

Souza et al. (2010) também descrevem as primeiras estimativas de fluxos de calor realizadas com dados tomados in situ a partir de um navio brasileiro ao longo da Corrente Sul Atlântica (CSA) no paralelo de 30° S (Fig. 4). Nota-se claramente que o acoplamento entre oceano e atmosfera é modulado localmente pela variabilidade de mesoescala (meandramento da CSA) vista nos campos de TSM e no perfil de temperatura da água em função da profundidade. Do lado oeste do Oceano Atlântico Sul ao longo do paralelo de 30° S, fluxos de calor latente ultrapassam 200 W.m^-2 sobre águas quentes enquanto que, sobre águas frias esses fluxos são baixos ou negativos. Do lado leste do Oceano Atlântico Sul os picos de fluxos de calor latente variam entre 50 a 170 W.m^-2 acima de águas quentes. Os fluxos de calor sensível são sempre baixos, porém ainda apresentam picos relacionados a locais com alta TSM.

Figura 4
(esquerda) Perfil de temperatura do ar e da água do mar (°C) ao longo do paralelo 30° S obtido a partir de dados observacionais de XBTs e radiossondas recolhidos durante a Comissão BR-1 no Oceano Atlântico Sul entre os dias 19 de outubro e 16 de novembro de 2009. (direita) Fluxos de calor sensível (Hs) e calor latente (Hl) em W.m^-2 estimados a partir dos dados da Comissão BR-1.

A Fig. 4 mostra ainda uma assinatura típica do acoplamento sinótico entre o oceano e a atmosfera comprovada para a região da CBM por Pezzi et al. (2005, 2009), onde a altura da CLA diminui sobre águas frias, sendo essa mais estável e com ventos convergentes. Nas camadas superiores do oceano, os meandro frios da CSA ocasionam o esperado soerguimento da termoclina que, por sua vez, tem papel fundamental para a entrada de nutrientes do oceano mais profundo para a camada fótica do oceano. Observa-se também que as estimativas de fluxo de calor, principalmente calor latente, seguem um padrão oscilatório que esta diretamente relacionado com o padrão local de meandramento da CSA.

4.2. Sistema de Monção na América do Sul e a zona de convergência do Atlântico Sul

A reversão na direção dos ventos em baixos níveis em função da estação do ano é um fator determinante para o clima de algumas regiões tropicais do planeta. Este esquema de circulação atmosférica que afeta as características precipitação, determina a ocorrência de verões úmidos e invernos secos. Estas reversões na circulação ocorrem principalmente devido ao surgimento de intensos gradientes termais devido a diferença de aquecimento entre o continente e regiões oceânicas adjacentes, seguindo a marcha sazonal climática (Trenberth et al., 2006). Esta reversão na circulação atmosférica em baixos níveis é denominado de monção e já foi objeto de estudo de vários autores como Moran e Morgan (1986), Trenberth et al. (2006), Zhang e Wang (2008), Gan et al. (2009). As principais regiões onde o sistema de monção ocorre estão localizadas na Ásia e Austrália, na África e nas Américas (Trenberth et al., 2006; Zhang e Wang, 2008).

A sazonalidade verificada na circulação atmosférica em baixos níveis da América do Sul, no passado, não era reconhecida como um padrão clássico de monção devido a não reversão dos ventos (Webster et al., 1998; Gan et al., 2009). Porém estudos mais recentes (Marengo et al., 2001; Jones e Carvalho, 2002; Gan et al., 2004) mostraram que o Sistema de Monção na América do Sul (SMAS) ocorre associado a uma inversão no sentido das anomalias do vento zonal em baixos níveis, sendo estes de leste durante a estação seca (fase inativa da Monção) e invertendo para oeste durante a estação chuvosa (fase ativa da Monção). Uma revisão abrangente e detalhada sobre o SMAS pode ser vista em Gan et al. (2009) e nas referências encontradas lá.

O SMAS, por ser considerado como o principal mecanismo para o transporte de umidade da região amazônica e norte do Brasil para a região central da América do Sul, contribui diretamente para a configuração da ZCAS (Casarin e Kousky, 1986; Kodama 1992, 1993; Kodama et al., 1997; Grimm, 2011; Quadro et al., 2012). Jones e Carvalho (2002), por exemplo, mostraram que variações intrasazonais nos ventos de baixos níveis sobre Amazônia modulam o SMAS e que os casos mais intensos de ZCAS estão relacionados a regimes de ventos de oeste, associados à fase ativa do SMAS. A ZCAS é um fenômeno atmosférico que ocorre no verão da América do Sul e é caracterizado por uma acentuada região de convergência em baixos níveis e pela persistência de uma banda de nebulosidade orientada no sentido noroeste-sudeste (NW-SE). Ela se estende desde o centro sul da Amazônia, regiões Centro-Oeste e Sudeste, centro sul da Bahia, norte do Estado do Paraná e alongando-se em direção ao Oceano Atlântico Sudoeste (Ferreira et al., 2004). Uma das principais consequências da atuação da ZCAS é a ocorrência dos altos índices pluviométricos, principalmente no final da primavera e nos meses de verão, nas regiões afetadas (Grimm, 2011; Quadro et al., 2012).

Portanto, o SMAS e a ZCAS modulam o ciclo sazonal da precipitação sobre a América do Sul tropical em distintas estações seca e chuvosa em uma região compreendida entre o equador e 25° S (Silva, 2009). Gan et al. (2004) mostram que de 50% da precipitação anual sobre a América do Sul tropical e subtropical ocorre nos meses de verão austral (dezembro a fevereiro) e cerca de 90% durante os meses de outubro a abril. Marengo (2005), analisando a variabilidade temporal e espacial do balanço de umidade na região da bacia amazônica e arredores, mostrou que os períodos de primavera e verão apresentam forte convergência de umidade encontrada ao longo da ZCAS.

Grimm et al. (2007) sugerem que, ao chegar no final da estação seca do Centro-Oeste e Sudeste do Brasil no final da primavera, a baixa quantidade de nebulosidade no decorrer desta estação acabaria por favorecer o aumento radiação solar líquida em superfície sobre a região costeira do Oceano Atlântico Sudoeste. Esta situação, por sua vez, acabaria por favorecer o abaixamento da pressão, o aumento da convergência em baixos níveis e uma circulação anômala ciclônica no sudeste do Brasil. Essas características todas, associadas a um aumento na convecção, tendem a aumentar a precipitação na região Centro-Oeste do Brasil (Grimm et al., 2007) e desenvolver configurações atmosféricas que acabam por favorecer o estabelecimento da ZCAS.

Vários autores relatam que a ZCAS pode ocorrer associada a outros fenômenos atmosféricos e oceânicos, sendo influenciada por fatores locais ou remotos (Kodama, 1992; Kodama, 1993; Kodama et al., 1997; Grimm e Silva Dias, 1995; Grimm, et al., 2007; Nogués-Paegle e Mo, 1997; Jones e Horel, 1990; Marton, 2000; Chaves e Nobre, 2004; Pezzi et al., 2008; Quadro et al., 2012; Nobre et al., 2012; Jorgetti et al., 2014). Por exemplo, sistemas frontais na região de ocorrência da ZCAS podem interagir com vórtices ciclônicos de altos níveis de escala subsinótica (Nobre, 1988). Oscilações de 30 a 60 dias podem gerar perturbações atmosféricas que servem de gatilho para convecção associada a ZCAS (Casarin e Kousky, 1986) e explosões convectivas sobre o Brasil Central e sul da Amazônia, responsáveis pela geração da zona de convergência em baixos níveis (Figueroa e Nobre, 1990).

Nos últimos anos também foram realizados trabalhos de modelagem numérica para simulação da ZCAS nas suas componentes atmosférica e oceânica (Chaves e Satyamurty, 2006; Chaves e Nobre, 2004; Pezzi et al., 2008; Nobre et al., 2012) e estudos da variabilidade da ZCAS nas suas diversas escalas espaciais e temporais (Carvalho et al., 2004; Ferreira et. al., 2004; Grimm e Zilli, 2009).

Os trabalhos de Chaves e Nobre (2004), Grimm et al. (2007), Nobre et al. (2012) e Jorgetti et al. (2014) ressaltam a importância das anomalias da TSM no transporte de umidade que origina e sustenta a ZCAS. Estes trabalhos sugerem que o Oceano Atlântico tem uma importante contribuição para o aquecimento do ar na camada limite atmosférica e a consequente convergência de massa na região. Nobre et al. (2012) discutem fatos interessantes sobre o esquema de interação oceano-atmosfera da ZCAS em sua porção marítima. Esses autores, assim como outros (Grimm, 2013; Robertson e Mechoso, 2000), argumentam que esta parte da ZCAS ocorre preferencialmente sobre as águas superficiais do Oceano Atlântico Sudoeste mais frias. Este fato seria um contraponto ao que ocorre na região equatorial aonde ocorre a ZCIT. Esta última, acompanha as águas superficiais mais quentes, resultando então em um modo termal acoplado direto, ou seja na região onde o oceano fornece mais calor para atmosfera ocorre uma maior convecção, caracterizando assim a ZCIT.

No esquema da ZCAS, Chaves e Nobre (2004) e Nobre et al. (2012) descrevem resultados numéricos e propõem um processo inverso. Ou seja, a ZCAS tende a intensificar (enfraquecer) quando está localizada sobre águas anomalamente quentes (frias). Porém, uma vez que a ZCAS se estabeleça, a presença da banda de nebulosidade condicionaria o resfriamento de águas superficiais do Oceano Atlântico Sudoeste devido à atenuação na chegada de radiação de ondas curtas na superfície oceânica, atribuída tanto à presença de nuvens como à entrada de água doce proveniente da precipitação no oceano.

5. Trocas de Dióxido de Carbono na Interface Oceano-Atmosfera

As trocas de dióxido de carbono (CO₂) que ocorrem na interface oceano-atmosfera são uma das componentes mais importantes do ciclo do carbono antropogênico e natural global (IPCC, 2013). Em escalas de tempo longas (multi-decenais a milhares de anos), a transferência do CO₂ com origem em águas profundas é um fator crítico para regular a concentração desse gás na atmosfera, bem como para regular as oscilações climáticas entre as eras climáticas geladas e as relativamente quentes. Cerca de um terço do CO₂ emitido pela queima de combustíveis fósseis na era industrial já foi absorvido pelos oceanos (Canadell et al., 2007). O aumento das concentrações atmosféricas de CO₂ ocorrido desde 1850 foi suficiente para provocar uma mudança de sinal do papel global dos oceanos no balanço de carbono. Antes das grandes perturbações antropogênicas causadas após a Revolução Industrial, os oceanos tinham o papel global de principais emissores de CO₂ para a atmosfera. Nos dias de hoje, o Oceano Global, em termos médios espaciais, passou a ser um sumidouro de carbono (Sabine et al., 2004). Atualmente não existem grandes controvérsias nem mesmo em relação à magnitude da absorção do carbono pelos oceanos em termos globais, estima-se que a absorção global de carbono pelos oceanos esteja em torno de 2 Pg C.ano^-1 (Canadell et al., 2007).

O Efeito Estufa ocorre devido à presença dos gases de Efeito Estufa (GEE) na atmosfera. Esses absorvem a radiação infravermelha terrestre e reemitem parte dela de volta à superfície terrestre e à atmosfera, aquecendo o sistema terrestre. As mudanças no regime climático são atribuídas, em grande parte, à absorção da radiação infravermelha acima dos níveis naturalmente esperados. Observações recentes têm mostrado um aumento na concentração dos principais GEE (CO₂, CH₄ e N₂O) na atmosfera devido às atividades humanas (IPCC, 2013). As emissões antropogênicas de CO₂ devem-se principalmente ao uso de combustível fóssil e mudanças no uso do solo, enquanto que as emissões de CH₄ e N₂O estão relacionadas à agricultura. Este aquecimento ligado às atividades humanas tem um papel determinante no clima do planeta Terra, alterando tanto a circulação atmosférica como a oceânica, a precipitação global e o nível médio do mar. O conhecimento sobre a distribuição latitudinal dos GEE é de grande importância nos estudos dos processos químicos e dinâmicos que controlam as concentrações destes gases na atmosfera. Existem grandes incertezas quanto ao balanço de CO₂ no sistema oceano-atmosfera. Muito dessas incertezas provém de incertezas nas estimativas indiretas do fluxo de CO₂. Com isso, a habilidade dos modelos em prever os níveis futuros de CO₂ é limitada e, portanto, falha-se em prever as mudanças climáticas com uma melhor precisão (Jiang et al., 2008).

Muito mais difícil do que estimar a absorção global de CO₂ é compreender os processos físicos regionais envolvidos na determinação destes fluxos. A acurácia de estudos regionais é geralmente limitada pela deficiência em se resolver adequadamente a velocidade de transferência dos gases. Por exemplo, os modelos numéricos de transferência de gás mais utilizados diferem por fatores de três ou mais (Banerjee e MacIntyre, 2004). Isso se reflete em incertezas de pelo menos 300%, como mostrado em recentes tentativas de calcular o fluxo líquido de CO₂ nos oceanos (Donelan et al., 2002; Takahashi et al., 2002). Tais incertezas são devidas às características altamente variáveis de fatores correlacionados como ventos, ondas, sulfactantes e a convecção termal ou estratificação. Soma-se a isto o fato de que o estado atual da superfície do mar é, não raramente, defasado temporalmente e espacialmente em relação ao vento superficial (forçante).

Apesar de que o Oceano Global, na média, ser considerado um sumidouro de CO₂, a distribuição desse gás no oceano apresenta uma grande variabilidade espacial e temporal (Takahashi et al., 2002, 2009). De acordo com esses autores, a diferença entre a pressão parcial de CO₂ entre o oceano e a atmosfera (ΔpCO₂) é o mecanismo termoquímico que direciona o sentido do fluxo do CO₂ na interface oceano-atmosfera. As regiões oceânicas onde a concentração superficial do CO₂ é maior do que as concentrações atmosféricas se caracterizam como regiões fontes de CO₂. Este é o caso em grande parte dos Oceanos Pacifico e Atlântico Tropical, sendo que essa situação é mais acentuada no Pacífico Equatorial Leste. Por outro lado, as regiões denominadas de sumidouros de CO₂ são aquelas onde a concentração atmosférica de CO₂ passa a ser maior do que a superficial oceânica. Nesse caso ocorre uma transferência desse gás no sentido atmosfera-oceano. Por exemplo, essa é a situação verificada tanto no Oceano Atlântico Norte quanto no Oceano Atlântico Sul.

De maneira geral Takahashi et al. (2002) reporta que os oceanos tropicais representam fontes de CO₂ para a atmosfera, enquanto que regiões oceânicas de médias e altas latitudes absorvem o CO₂ atmosférico, sendo considerados sumidouros de CO₂. No entanto, as estimativas dos saldos de transferência entre cada bacia oceânica e a atmosfera variam bastante, com grandes incertezas (LeQueré e Metzl, 2003). A redução destas incertezas representará um grande avanço para o estudo de cenários climáticos futuros, particularmente com respeito a projeções de acumulação de CO₂ na atmosfera.

Segundo LeQueré e Metzl (2003), a região sumidoura de CO₂ do Oceano Austral é aquela que mais contribui para as incertezas nas predições globais da troca de CO₂ entre o oceano e atmosfera. Para minimizar esse fato, pesquisas recentes objetivam medir a magnitude do sumidouro de carbono no Oceano Austral (Metzl et al., 2006; Roy et al., 2003). Recentemente, LeQueré et al. (2007) mostraram que a capacidade dessa região em absorver o CO₂ atmosférico vem diminuindo como consequência de menores magnitudes do vento associadas às mudanças climáticas.

Bianchi et al. (2009) descrevem o balanço anual e a variabilidade dos fluxos de CO₂ entre o oceano e a atmosfera na região patagônica do Oceano Atlântico Sudoeste. Os autores utilizaram dados tomados in situ a partir de navios entre 2000 e 2006. A relação entre os fluxos e a presença das frentes oceanográficas de quebra de plataforma, assim como com a distribuição de clorofila superficial associada a essas frentes foi também estudada. Os autores reportam que a sua região de estudo no Atlântico Sudoeste representa uma das maiores áreas sumidouras de CO₂ do oceano global, apresentando uma média anual da ΔpCO₂ de −31 matm. A média do fluxo de CO₂ entre o oceano e a atmosfera é de −3.7 × 10^-3 mol.m^-2.dia^-1. Em termos espaciais e de variabilidade sazonal, entre a primavera e o outono a região próxima à costa age como uma fonte de CO₂ para a atmosfera. Em contraste, na mesma época do ano, a região patagônica mais afastada da costa e de quebra de plataforma atua como sumidouro de CO₂. A correlação negativa entre ΔpCO₂ e a concentração de clorofila estimada por satélite leva a crer que a fotossíntese é o principal mecanismo responsável pelas altas taxas de sequestro de carbono médio na área de estudo.

A variabilidade sazonal e interanual dos blooms fitoplantônicos de cocolitoforídeos na região de quebra de plataforma continental argentina entre 38° S e 52° S foi estudada por Signorini et al. (2006). Os blooms de cocolitoforídeos dessa região do oceano global, comumente dominados pela espécie Emiliania huxleyi, tem impactos importantes na taxa de sequestro de carbono da atmosfera para o oceano, uma vez que suas carapaças de calcita necessitam de carbono inorgânico para serem produzidas. Signorini et al. (2006) basearam suas análises em mapas de concentração de clorofila-a, calcita, TSM, hidrografia, dados biológicos tomados in situ e outros dados pretéritos. Os autores reportam que as trocas sazonais na estratificação da coluna d’água causam a variabilidade sazonal e a sucessão ecológica dos blooms de cocolitoforídeos na região de estudo. Os impactos da estratificação da coluna d’água são sentidos pela comunidade fitoplantônica através da variabilidade da intensidade da luz na água e da disponibilidade de nutrientes na camada fótica.

Garcia et al. (2011) também evidenciaram a presença de intensos blooms de Emiliania huxleyi nas águas de plataforma continental no sul da Argentina. A esses blooms associam-se altas concentrações de calcita (carbono inorgânico particulado) e relativamente baixas concentrações de clorofila. Por conta das interações desses constituintes da água do mar com a radiação incidente na faixa visível do espectro eletromagnético, os autores chamam a atenção para o fato de que os algoritmos operacionais da NASA (National Aeronautics and Space Administration) superestimam as concentrações de clorofila para essa parte do oceano global.

De acordo com Windom et al. (2009) não somente a região patagônica, mas as porções próximas às margens continentais do sul do Brasil, Uruguai e norte da Argentina no Oceano Atlântico Sudoeste, são provavelmente as maiores regiões sumidouros de carbono do Oceano Atlântico, estando entre as maiores do oceano global. O importante papel do fitoplâncton em sustentar esse sumidouro de carbono depende da sua grande produção primária que, por sua vez, depende das condições únicas que combinam a disponibilidade de micronutrientes provenientes do Oceano Austral com outras fontes (especialmente de ferro) de várias origens regionais. Esta fonte também inclui a água subterrânea que deságua nas regiões costeiras. O carbono líquido sequestrado pela água do mar ao longo das margens continentais parece ser exportado ao oceano aberto ao longo da FST (Windom et al., 2009).

6. Desdobramentos Econômicos: A Pesca da Sardinha na Costa Sul-Sudeste Brasileira

A relação entre variáveis oceanográficas e o ciclo de vida da sardinha no litoral brasileiro tem sido investigada desde a década de 1950. Por ser uma espécie confinada à região costeira do Brasil entre os estados do Rio de Janeiro (RJ) e Santa Catarina (SC) e devido a sua grande biomassa, a sardinha verdadeira (Sardinella brasiliensis) é um dos recursos vivos mais importantes para a pesca no Brasil. Gigliotti et al. (2010), utilizando dados pretéritos coletados entre 1976 e 1993, determinaram os padrões espaciais de ocorrência e distribuição de ovos da sardinha e demonstraram que as maiores concentrações desse recurso vivo estão localizadas entre Paranaguá (PR) e São Sebastião (SP). Casos de expansão e retração de hábitat para a sardinha foram descritos pelos autores, que determinaram uma relação entre esses casos e flutuações nos campos de TSM locais. Em 1993, por exemplo, ocorreu uma expansão do hábitat da sardinha relacionado a anomalias de TSM nulas ou levemente negativas. Em janeiro de 1988 e 1991, por outro lado, ocorreu uma contração do hábitat da espécie para sua posição mais extrema ao sul, sendo as anomalias de TSM positivas por sobre a plataforma continental sudeste do Brasil. Os autores descrevem que a sardinha é capaz de procurar ambientes mais apropriados para a sua desova, e que isso depende de processos oceanográficos ligados ao aporte das águas subsuperficiais da ACAS.

Soares et al. (2011) descrevem que existem fortes evidências entre eventos de grande captura da sardinha verdadeira com processos oceanográficos que modulam a interação oceano-atmosfera no Atlântico Sudoeste. Estudos de caso realizados por esses autores revelaram que a captura máxima da sardinha verdadeira na plataforma continental sudeste do Brasil parece ser modulada pelos campos de TSM no ano anterior à captura. Anomalias negativas de TSM nessa região do Oceano Atlântico Sudoeste podem ser uma resposta ao aumento da cobertura de nuvens e à redução da incidência de radiação de ondas curtas. Se essas condições predominarem em um ano anterior à pesca da sardinha, elas podem levar a um máximo de captura. Esta situação pode assumir uma configuração diferente, em anos onde a anomalia de TSM seja positiva um ano antes do período de captura mínima. Segundo Bakun e Parish (1990), a estratégia reprodutiva da sardinha verdadeira favorece uma desova em oceano estável (estratificado) e enriquecido (altas concentrações de nutrientes e oxigênio), o que facilita a retenção e o desenvolvimento das larvas.

Soares et al. (2011), pela primeira vez sugerem que a estrutura espacial do habitat de desova da sardinha verdadeira é uma consequência de determinadas interações oceano-atmosfera, ao invés da ser exclusivamente dependente de processos puramente oceanográficos. Os autores argumentam que a produção da sardinha depende de processos físicos e termodinâmicos ligados aos processos de interação oceano-atmosfera, sendo mais complexos do que o sugerido por Bakun e Parish (1990).

Nessa mesma linha de estudo, Dias et al. (2014) mostraram que a sardinha verdadeira é capaz de explorar áreas adequadas para a sua desova, adaptando-se à variabilidade interanual do clima oceânico. Os autores investigaram a influência da temperatura da coluna d’água, da presença da ressurgência de Cabo Frio (RJ) e da circulação oceânica superficial sobre o processo de desova. A ressurgência de Cabo Frio, um fenômeno determinado pela prevalência dos ventos de norte-nordeste sobre a costa dessa região típica dos meses de verão (Valentin, 2001), desempenha um papel importante na modulação das zonas de desova sardinha por causar um decréscimo da temperatura da coluna d’água para baixo da média por conta da intrusão de ACAS em regiões de águas rasas. Isso tem uma influência direta na sobrevivência das larvas e sobre a variabilidade interanual do processo de desova da sardinha verdadeira. As condições hidrodinâmicas e termodinâmicas oceânicas que dependem também da ação e interação com a atmosfera são cruciais na determinação do local mais adequado para a desova e consequente sobrevivência das larvas dessa espécie.

Pinaya et al. (2015) analisaram a influência da variabilidade ambiental marinha nas capturas da sardinha verdadeira na costa sul-sudeste do Brasil entre 1985 e 2006. Usando dados de satélites e reanálises para compor séries mensais de anomalias de TSM e Transporte de Ekman, além de séries de tempo de índices climáticos como o Índice de Oscilação Antártica (OA), o Índice Multivariado de El Niño (MEI) e o Índice do Gradiente Inter-Hemisférico de TSM (GITA), os autores relacionaram esses parâmetros físicos com dados de Captura por Unidade de Esforço (CPUE) obtidos para as regiões de desembarque em Santos (SP) e Itajaí (SC). Anomalias negativas (positivas) das componentes zonal e meridional do vento, assim como do Transporte de Ekman tendem a causar uma diminuição (aumento) da CPUE da sardinha verdadeira. Por outro lado, anomalias negativas (positivas) da TSM tendem a causar um aumento (diminuição) da CPUE. O estudo de Pinaya et al. (2015) corrobora trabalhos anteriores, como por exemplo Soares et al. (2011) e Dias et al. (2014). Todos eles mostram a importância da variabilidade climática marinha na dinâmica pesqueira da sardinha e atestam a importância desse conhecimento para a economia brasileira e para o manejo sustentável desse importante recurso vivo.

7. Considerações Finais

Ainda há muito o que se pesquisar para melhor compreender o papel do Oceano Atlântico Sul no tempo e no clima do Brasil. Questões mais agudas dizem respeito ao papel da variabilidade climática marinha e da mesoescala oceânica, especialmente expressa através da TSM, na modulação espaço-temporal da CLAM e no tempo meteorológico das regiões costeiras do país, cuja linha de costa tem cerca de 7370 km de extensão. Lembrando que dados (em geral parametrizados) de fluxos de calor entre a atmosfera e o oceano são variáveis imprescindíveis para a previsão do tempo e clima, o estabelecimento de programas de observação para suprir essa demanda é não somente necessário, mas imperativo. Vale-se lembrar que os mecanismos forçantes da variabilidade espaço-temporal da TSM e de suas anomalias dependem, entre outras coisas, das características oceanográficas locais e que o Brasil, ao longo de sua costa desde a região tropical no norte-nordeste até as subtropicais ao sul do país, tem regimes oceanográficos muito distintos e muitas vezes pouco conhecidos.

Outra questão importante ainda em aberto diz respeito ao balanço de CO₂ entre o oceano e a atmosfera e também entre os ecossistemas costeiros e a atmosfera. Nos dias de hoje, existe no Brasil ainda uma completa falta de informação sobre a variabilidade dos fluxos de carbono em ambientes costeiros vulneráveis como os estuários, manguezais, pântanos salgados, pradarias submersas e outros. Segundo Twilley et al. (1992), além de terem importância primária para a manutenção da produtividade costeira (interferindo na produção pesqueira e economia associada, conforme discutido na sessão 6 desse trabalho), as margens continentais têm grande impacto no fluxo global de carbono. Twilley et al. (1992) descrevem que cerca de 50% de todo o material terrígeno descarregado ao oceano global tem origem em apenas 21 grandes sistemas fluviais do planeta. A importância das regiões tropicais da biosfera, segundo os autores, é ainda mais acentuada pois as áreas costeiras dessas regiões são as mais ativas do ponto de vista biogeoquímico e representam importantes regiões sumidoras de carbono da biosfera.

No Brasil, os únicos programas operacionais de observação da interface oceano-atmosfera são atualmente conduzidos sob o guarda-chuva do Programa GOOS-Brasil (Global Ocean Observing System, Brasil - www.goosbrasil.org). Esse programa, dirigido ao oceano profundo, por sua vez faz parte da rede OCEATLAN (Aliança Regional para a Oceanografia no Atlântico Sudoeste Superior e Tropical) que mantém os programas operacionais PIRATA (Prediction and Research Moored Array in the Tropical Atlantic) e PNBoia (Programa Nacional de Boias).

O PIRATA é um programa que existe desde 1997 para a observação de parâmetros oceanográficos e meteorológicos no Oceano Atlântico Tropical utilizando boias ancoradas. O programa é mantido por uma parceria entre o Brasil, a França e os Estados Unidos, tendo uma concepção semelhante àquela do programa TAO (Tropical Atmosphere Ocean) para o Oceano Pacífico Tropical (Servain et al., 1998). Atualmente existem 8 boias funcionando, nas posições 15° N, 38° W, 12° N, 38° W, 08° N, 38° W, 04° N, 38° W, 0.35° W, 08° S, 30° W, 14° S, 32° W, 19° S, 34° W.

Já o PNBoia, é um programa que visa suprir a conhecida carência de dados oceanográficos e meteorológicos no Oceano Atlântico Sul baseado na coleta operacional de dados através de boias de deriva e fixas. As boias de deriva coletam dados de TSM e eventualmente possuem um barômetro para a coleta de dados de pressão atmosférica ao longo de seu deslocamento. Normalmente essas boias de deriva são lançadas sobre o núcleo da Corrente do Brasil, em profundidades superiores a 200 m em várias faixas de latitude. As boias fixas do PNBoia, embora não totalmente implementadas, oferecem dados meteorológicos e oceanográficos importantes que podem ser usados para estudos de interação oceano-atmosfera na plataforma continental brasileira.

Conhecendo a presente carência de dados observacionais na região costeira do Brasil, uma iniciativa do Ministério do Meio Ambiente através do Fundo Clima, implantou a partir de 2012 o Sistema de Monitoramento da Costa Brasileira (SiMCosta). Esse sistema objetiva, a partir de boias fixas e de uma rede maregráfica, oferecer dados para suportar um monitoramento das propriedades físicas, químicas e biológicas da água do mar e da atmosfera em regiões costeiras do Brasil (http://www.simcosta.furg.br/portal). O sistema encontra-se, no presente, na sua fase de implementação onde atenderá inicialmente os estados de SP, PR, SC e RS.

As Figs. 5 e 6 são exemplos de séries de tempo de calor sensível e calor latente estimados a partir dos dados coletados por duas boias fixas dos projetos PNBoia e SiMCosta no litoral do estado de São Paulo ao largo das cidades de Santos e São Sebastião, respectivamente. A boia do PNBoia apresenta dados entre abril de 2011 e fevereiro de 2013, com uma falha de aquisição entre agosto e dezembro de 2011. Essa boia foi ancorada em profundidade próxima a 200 m na quebra de plataforma continental na posição 25°17’ S, 44°56’ W. A boia do SiMCosta apresenta apenas um mês de dados, entre dezembro de 2014 e janeiro de 2015. Essa boia foi ancorada águas rasas, próxima ao Centro de Biologia Marinha da Universidade de São Paulo (CEBIMar/USP), na posição 23°49’50,1 S, 45°25’19,8 W. As duas figuras exemplificam a robustez e a importância das medidas realizadas por esses instrumentos para estudos de variabilidade climática na interface oceano-atmosfera. Os dados apresentados aqui nessas figuras são inéditos na literatura científica. Embora não completamente tratados para esse trabalho, os dados comprovam o fato de que, nos dois casos, o calor sensível é cerca de uma ordem de magnitude maior do que o calor latente nas escalas diurna e sazonal.

Figura 5
Séries temporais de fluxos de calor sensível e calor latente calculados a partir dos dados coletados pela boia fixa do projeto PNBoia em Santos-SP.

Figura 6
Séries temporais de fluxos de calor sensível e calor latente calculados a partir dos dados coletados pela boia fixa do projeto SiMCosta em São Sebastião-SP.

O INPE participa do GOOS-Brasil e do SiMCosta, mas também mantém em curso algumas iniciativas de pesquisa na área observacional de interação oceano-atmosfera. O Programa INTERCONF (Interação Oceano-Atmosfera na região da Confluência Brasil-Malvinas) é o guarda-chuvas que fomenta a coleta observacional de dados na interface oceano-atmosfera pelo PROANTAR que tem sido realizada desde 2004 na região da CBM. Os dados observacionais do INTERCONF foram e estão sendo tomados a bordo do Navio de Apoio Oceanográfico (NApOc.) Ary Rongel e do Navio Polar (NPo.) Almirante Maximiano, ambos da Marinha do Brasil. Os resultados mais significativos do INTERCONF, já descritos aqui, estão expostos em Pezzi et al. (2005, 2009), Acevedo et al. (2010) e Camargo et al. (2013), por exemplo.

O projeto Atlantic Carbon Experiment (ACEx), que é descrito com detalhes em Pezzi et al. (2016), foca no estudo dos fluxos de momentum, calor e CO₂ valendo-se de técnicas convencionais (radiossondagens) e inovadoras para realizar medidas in situ, em alta frequência temporal, tomadas sobre o oceano a partir de uma torre micrometeorológica instalada na proa de diversos navios de pesquisa (Fig. 7). Até o presente, o ACEx realizou experimentos a bordo do Navio Hidroceanográfico (NHo.) Cruzeiro do Sul (Marinha do Brasil), do NPo. Almirante Maximiano e do Navio Oceanográfico (NOc.) Alpha Crucis (Universidade de São Paulo) em várias regiões do Oceano Atlântico Sul a partir de 2012. Farias (2014), Farias et al. (2015) e Pezzi et al. (2016) foram os primeiros autores a descreverem o acoplamento sinótico entre o oceano a atmosfera na região costeira sul do Brasil durante o inverno, quando os as águas quentes da Corrente do Brasil e as águas frias da Corrente Costeira do Brasil (Souza e Robinson, 2004), também chamada de “Pluma do Rio da Prata”, se encontram na região da quebra de plataforma da região sul do Brasil produzindo intensos contrastes horizontais termais semelhantes àqueles encontrados na região da CBM.

Figura 7
(esq.) Lançamento de radiossondas realizado a partir de um navio oceanográfico. (dir.) Torre micrometeorológica com diversos sensores instalada na proa do NPo. Almirante Maximiano durante a Operação Antártica 33 (OPERANTAR XXXIII) em novembro de 2014.

O presente trabalho não considerou os esforços do Brasil relacionados à modelagem acoplada de oceano-atmosfera, que são muitos e merecem uma revisão à parte desse texto. Dos inúmeros trabalhos pretéritos e recentes nessa área incluem-se, por exemplo, Delworth et al. (2007), Nobre et al. (2010), Nobre et al. (2013) e Machado et al. (2014). Em conclusão, apesar dos esforços operacionais restritos e de programas de pesquisa mantidos há algum tempo pelo Brasil, até o presente momento o Oceano Atlântico Sul não foi extensivamente amostrado nem estudado. Seus efeitos no tempo e clima do Brasil e da América do Sul ainda não são totalmente compreendidos. Há especial interesse nos efeitos da variabilidade dos parâmetros meteorológicos e oceanográficos sobre as densamente populosas regiões costeiras do sul e sudeste do Brasil.

O Oceano Atlântico Sul é uma região caracterizada pelo surgimento e passagem de sistemas transientes que, eventualmente, atingem o sul e sudeste da América do Sul. A melhor compreensão da física envolvida nos processos de interação oceano-atmosfera que ocorrem nesta região e que podem ser observados in situ através de navios, boias de deriva, boias fixas ou qualquer outro meio, em caráter operacional, contribuirá para a melhoria das simulações e previsões de tempo e clima para o Brasil e outros países sul-americanos.

Agradecimentos

Os autores agradecem os seguintes projetos que tem financiado as pesquisas sobre Interação Oceano-Atmosfera no Oceano Atlântico Sudoeste e Austral: INCT Criosfera (CNPq-704222/2009), Atlantic Carbon Experiment (ACEx-CNPq-558108/2009-1) e Estudos Avançados em Oceanografia de Médias e Altas Latitudes (CAPES - 1992/2014). O CNPq financia as bolsas PQ de L. P. Pezzi (304633/2012-7) e R. B. Souza (308646/2013-4). Os autores agradecem também a Srta. Leilane G. Passos pelo auxilio com a editoração final do texto. Um agradecimento especial aos dois revisores anônimos que fizeram excelentes críticas e sugestões construtivas que ajudaram a elevar a qualidade científica do artigo.

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Datas de Publicação

• Publicação nesta coleção
  29 Set 2016
• Data do Fascículo
  Oct-Dec 2016

Histórico

• Recebido
  30 Mar 2015
• Aceito
  23 Out 2015