Camada mista - Mixed layer

Profundidade da camada mista versus temperatura, juntamente com a relação com os diferentes meses do ano
Profundidade da camada mista em relação ao mês do ano, juntamente com a relação com a temperatura

A camada oceânica ou limnológica mista é uma camada na qual a turbulência ativa homogeneizou algumas faixas de profundidades. A camada mista de superfície é uma camada onde essa turbulência é gerada por ventos, fluxos de calor de superfície ou processos como evaporação ou formação de gelo marinho que resultam em um aumento da salinidade. A camada mista atmosférica é uma zona com temperatura potencial quase constante e umidade específica com a altura. A profundidade da camada de mistura atmosférica é conhecida como altura de mistura . A turbulência normalmente desempenha um papel na formação de camadas de fluidos mistos.

Camada mista oceânica

Importância da camada mista

A camada mista desempenha um papel importante no clima físico. Como o calor específico da água do oceano é muito maior do que o do ar, os 2,5 m do topo do oceano retêm tanto calor quanto toda a atmosfera acima dele. Assim, o calor necessário para mudar uma camada mista de 2,5 m em 1 ° C seria suficiente para elevar a temperatura da atmosfera em 10 ° C. A profundidade da camada mista é, portanto, muito importante para determinar a variação de temperatura nas regiões oceânicas e costeiras. Além disso, o calor armazenado na camada mista oceânica fornece uma fonte de calor que impulsiona a variabilidade global, como o El Niño .

A camada mista também é importante porque sua profundidade determina o nível médio de luz visto pelos organismos marinhos. Em camadas mistas muito profundas, as minúsculas plantas marinhas conhecidas como fitoplâncton são incapazes de obter luz suficiente para manter seu metabolismo. O aprofundamento da camada mista no inverno no Atlântico Norte está, portanto, associado a uma forte diminuição da clorofila a superficial. No entanto, essa mistura profunda também repõe os estoques de nutrientes próximos à superfície. Assim, quando a camada mista se torna rasa na primavera e os níveis de luz aumentam, geralmente ocorre um aumento concomitante da biomassa do fitoplâncton, conhecido como "flor da primavera".

Formação de camada mista oceânica

Existem três fontes primárias de energia para impulsionar a mistura turbulenta dentro da camada mista de oceano aberto. A primeira são as ondas do mar, que agem de duas maneiras. O primeiro é a geração de turbulência perto da superfície do oceano, que atua para empurrar a água leve para baixo. Embora esse processo injete uma grande quantidade de energia nos poucos metros superiores, a maior parte dela se dissipa com relativa rapidez. Se as correntes oceânicas variam com a profundidade, as ondas podem interagir com elas para impulsionar o processo conhecido como circulação Langmuir , grandes redemoinhos que se movem a profundidades de dezenas de metros. A segunda são as correntes impulsionadas pelo vento, que criam camadas nas quais há tesouras de velocidade. Quando essas tesouras atingem magnitude suficiente, podem se transformar em fluido estratificado. Este processo é frequentemente descrito e modelado como um exemplo de instabilidade de Kelvin-Helmholtz , embora outros processos também possam desempenhar um papel. Finalmente, se o resfriamento, a adição de salmoura do gelo marinho congelado ou a evaporação na superfície fizerem com que a densidade da superfície aumente, ocorrerá a convecção . As camadas mistas mais profundas (excedendo 2.000 m em regiões como o Mar de Labrador ) são formadas por meio desse processo final, que é uma forma de instabilidade de Rayleigh-Taylor . Os primeiros modelos da camada mista, como os de Mellor e Durbin, incluíam os dois processos finais. Nas zonas costeiras, grandes velocidades devido às marés também podem desempenhar um papel importante no estabelecimento da camada mista.

A camada mista é caracterizada por ser quase uniforme em propriedades como temperatura e salinidade em toda a camada. As velocidades, no entanto, podem apresentar cisalhamento significativo dentro da camada mista. A parte inferior da camada mista é caracterizada por um gradiente , onde as propriedades da água mudam. Os oceanógrafos usam várias definições do número para usar como a profundidade da camada mista em um determinado momento, com base nas medições das propriedades físicas da água. Freqüentemente, uma mudança abrupta de temperatura chamada termoclina ocorre para marcar a parte inferior da camada mista; às vezes pode haver uma mudança abrupta de salinidade chamada haloclina que também ocorre. A influência combinada das mudanças de temperatura e salinidade resulta em uma mudança abrupta de densidade, ou picnoclina . Além disso, gradientes acentuados em nutrientes (nutriclina) e oxigênio (oxiclina) e um máximo na concentração de clorofila são frequentemente co-localizados com a base da camada mista sazonal.

Determinação da profundidade da camada mista oceânica

Climatologia de profundidade de camada mista para inverno boreal (imagem superior) e verão boreal (imagem inferior).

A profundidade da camada mista é freqüentemente determinada pela hidrografia - fazendo medições das propriedades da água. Dois critérios frequentemente usados ​​para determinar a profundidade da camada mista são temperatura e mudança de sigma- t (densidade) de um valor de referência (geralmente a medição de superfície). O critério de temperatura usado em Levitus (1982) define a camada mista como a profundidade na qual a mudança de temperatura em relação à temperatura da superfície é de 0,5 ° C. O critério sigma- t (densidade) usado em Levitus usa a profundidade em que ocorreu uma mudança do sigma- t da superfície de 0,125. Nenhum dos critérios implica que a mistura ativa esteja ocorrendo na profundidade da camada mista em todos os momentos. Em vez disso, a profundidade da camada mista estimada a partir da hidrografia é uma medida da profundidade na qual a mistura ocorre ao longo de algumas semanas.

Um exemplo de espessura da camada de barreira para um perfil Argo tirado em 31 de janeiro de 2002 no Oceano Índico tropical. A linha vermelha é o perfil de densidade, a linha preta é a temperatura e a linha azul é a salinidade. Uma profundidade de camada mista, D T-02 , é definida como a profundidade na qual a temperatura da superfície esfria em 0,2 ° C (linha tracejada preta). A camada mista de densidade definida, D sigma , é de 40 m (linha tracejada vermelha) e é definida como a densidade da superfície mais a diferença de densidade ocasionada pelo incremento de temperatura de 0,2 ° C. Acima de D sigma, a água é tanto isotérmica quanto isohalina. A diferença entre D T-02 menos D sigma é a espessura da camada de barreira (setas azuis na figura) [1] .

Espessura da camada de barreira

A espessura da camada de barreira (BLT) é uma camada de água que separa a camada superficial bem misturada da termoclina . Uma definição mais precisa seria a diferença entre a profundidade da camada mista (MLD) calculada a partir da temperatura menos a profundidade da camada mista calculada usando a densidade. A primeira referência a essa diferença como camada de barreira foi em um artigo que descreve observações no Pacífico ocidental como parte do Estudo de Circulação do Oceano Pacífico Equatorial Ocidental. Em regiões onde a camada de barreira está presente, a estratificação é estável devido ao forte forçamento de flutuabilidade associado a uma massa de água fresca (isto é, mais flutuante) situada no topo da coluna de água.

No passado, um critério típico para MLD era a profundidade na qual a temperatura da superfície esfria por alguma mudança na temperatura dos valores da superfície. Por exemplo, Levitus usou 0,5 ° C. No exemplo à direita, 0,2 ° C é usado para definir o MLD (ou seja, D T-02 na Figura). Antes da abundante salinidade subsuperficial disponível em Argo , esta era a principal metodologia para calcular o MLD oceânico. Mais recentemente, um critério de densidade foi usado para definir o MLD. O MLD derivado da densidade é definido como a profundidade em que a densidade aumenta do valor da superfície devido a uma redução de temperatura prescrita de algum valor (por exemplo, 0,2 ° C) do valor da superfície, enquanto mantém o valor de salinidade da superfície constante. (ou seja, D T-02 - D sigma ).

Regimes BLT

Grandes valores de BLT são normalmente encontrados nas regiões equatoriais e podem chegar a 50 m. Acima da camada de barreira, a camada bem misturada pode ser devido à precipitação local excedendo a evaporação (por exemplo, no Pacífico ocidental), escoamento de rio relacionado com monções (por exemplo, no norte do Oceano Índico) ou advecção de água salgada subduzida em regiões subtropicais (encontrado em todos os giros oceânicos subtropicais ). A formação da camada de barreira nos subtrópicos está associada à mudança sazonal na profundidade da camada mista, um gradiente mais acentuado na salinidade da superfície do mar (SSS) do que o normal e subducção através desta frente SSS. Em particular, a camada de barreira é formada na temporada de inverno no flanco em direção ao equador dos máximos de salinidade subtropical. Durante o início do inverno, a atmosfera resfria a superfície e o vento forte e a flutuabilidade negativa, forçando a mistura de temperatura para uma camada profunda. Ao mesmo tempo, a salinidade fresca da superfície é advectada das regiões chuvosas dos trópicos. A camada de temperatura profunda, juntamente com a forte estratificação na salinidade, fornece as condições para a formação da camada de barreira.

Para o Pacífico ocidental, o mecanismo de formação da camada de barreira é diferente. Ao longo do equador, a borda leste da piscina quente (normalmente isoterma de 28 ° C - veja o gráfico SST no Pacífico oeste) é uma região de demarcação entre água doce quente a oeste e água fria, salgada e ressurgente no Pacífico central. Uma camada de barreira é formada na camada isotérmica quando a água salgada é subduzida (ou seja, uma massa de água mais densa se move abaixo da outra) do leste para a piscina quente devido à convergência local ou água doce quente substitui a água mais densa para o leste. Aqui, ventos fracos, precipitação forte, advecção para leste de água de baixa salinidade, subducção para oeste de água salgada e ondas descendente equatoriais de Kelvin ou Rossby são fatores que contribuem para a formação de BLT profunda.

Importância do BLT

Antes do El Niño , a piscina aquecida armazena calor e fica confinada ao extremo oeste do Pacífico. Durante o El Niño, a poça quente migra para o leste junto com a precipitação concomitante e as anomalias da corrente. A busca dos ventos de oeste é aumentada durante este tempo, reforçando o evento. Usando dados do navio de oportunidade e ancoragens Atmosfera Tropical - Oceano (TAO) no Pacífico ocidental, a migração leste e oeste da piscina quente foi rastreada ao longo de 1992-2000 usando salinidade da superfície do mar (SSS), temperatura da superfície do mar (SST) , correntes e dados de subsuperfície de condutividade, temperatura e profundidade obtidos em vários cruzeiros de pesquisa. Este trabalho mostrou que durante o fluxo para oeste, o BLT no Pacífico ocidental ao longo do equador (138 o E-145 o E, 2 o N-2 o S) estava entre 18 m - 35 m correspondendo com SST quente e servindo como um eficiente mecanismo de armazenamento de calor. A formação da camada de barreira é impulsionada por correntes para oeste (isto é, convergentes e subdutoras) ao longo do equador perto da borda leste da frente de salinidade que define a piscina quente. Essas correntes para oeste são impulsionadas por ondas de Rossby descendentes e representam uma advecção para oeste do BLT ou um aprofundamento preferencial da termoclina mais profunda em relação à haloclina mais rasa devido à dinâmica das ondas de Rossby (ou seja, essas ondas favorecem o alongamento vertical da coluna de água superior). Durante o El Niño, os ventos de oeste empurram a piscina quente para o leste, permitindo que a água doce passe por cima da água local mais fria / salgada / mais densa para o leste. Usando modelos acoplados atmosféricos / oceânicos e ajustando a mistura para eliminar BLT por um ano antes do El Niño, foi mostrado que o acúmulo de calor associado à camada de barreira é um requisito para o grande El Niño. Foi demonstrado que existe uma relação estreita entre SSS e SST no Pacífico ocidental e a camada de barreira é fundamental para manter o calor e o momento na piscina quente dentro da camada estratificada de salinidade. Trabalhos posteriores, incluindo drifters Argo, confirmaram a relação entre a migração para o leste da piscina quente durante o El Niño e o armazenamento de calor da camada de barreira no Pacífico ocidental. O principal impacto da camada de barreira é manter uma camada mista rasa, permitindo uma resposta acoplada ar-mar aprimorada. Além disso, o BLT é o fator chave para estabelecer o estado médio que é perturbado durante o El Niño / La Niña

Formação de camada mista limnológica

A formação de uma camada mista em um lago é semelhante à do oceano, mas a mistura é mais provável de ocorrer em lagos apenas devido às propriedades moleculares da água . A água muda de densidade conforme muda a temperatura. Nos lagos, a estrutura da temperatura é complicada pelo fato de que a água doce é mais pesada a 3,98 ° C (graus Celsius). Assim, em lagos onde a superfície fica muito fria, a camada mista estende-se brevemente até o fundo na primavera, quando a superfície se aquece, e no outono, quando a superfície esfria. Essa reviravolta é freqüentemente importante para manter a oxigenação de lagos muito profundos.

O estudo da limnologia abrange todos os corpos d'água interiores, incluindo corpos d'água com sal. Em lagos e mares salinos (como o Mar Cáspio), a formação de camadas mistas geralmente se comporta de forma semelhante ao oceano.

Formação de camada mista atmosférica

A camada de mistura atmosférica resulta de movimentos convectivos do ar, normalmente vistos no meio do dia, quando o ar na superfície é aquecido e sobe. É assim misturado pela instabilidade de Rayleigh-Taylor . O procedimento padrão para determinar a profundidade da camada de mistura é examinar o perfil de temperatura potencial , a temperatura que o ar teria se fosse trazido à pressão encontrada na superfície sem ganhar ou perder calor. Como tal aumento de pressão envolve a compressão do ar, a temperatura potencial é maior do que a temperatura in-situ, com a diferença aumentando à medida que se sobe na atmosfera. A camada mista atmosférica é definida como uma camada de temperatura potencial (aproximadamente) constante, ou seja, uma camada na qual a temperatura cai a uma taxa de aproximadamente 10 ° C / km, desde que esteja livre de nuvens. Essa camada pode ter gradientes na umidade, no entanto. Como é o caso da camada mista oceânica, as velocidades não serão constantes em toda a camada mista atmosférica.

Referências

  • Mellor, GL; Durbin, PA (1975). “A estrutura e dinâmica da camada mista da superfície do oceano” . Journal of Physical Oceanography . 5 (4): 718–728. Bibcode : 1975JPO ..... 5..718M . doi : 10.1175 / 1520-0485 (1975) 005 <0718: TSADOT> 2.0.CO; 2 .

links externos

  • Neve de efeito de lago para um link para uma imagem da NASA do satélite SeaWiFS mostrando nuvens na camada mista atmosférica.
  • Consulte o site Ifremer / Los Mixed Layer Depth Climatology em Redirection para ter acesso a dados, mapas e links de climatologia oceânica atualizados.

Leitura adicional

  • Wallace, John Michael; Hobbs, Peter Victor (2006). Atmospheric Science: an Introductory Survey (2nd ed.). Academic Press. p. 483. ISBN 9780127329512.