Ölçek Puanları ve Korelasyon Analizler

As anomalias convectivas e dinâmicas associadas com a OMJ são manifestadas como perturbações nos processos de superfície da CLP. Sobre o oceano, é razoável imaginar que o sinal da OMJ aparecerá de alguma forma sobre os processos de superfície oceânica. Mudanças nos processos atmosféricos que aquecem e resfriam a superfície do oceano irão afetar a TSM, enquanto que perturbações na dinâmica da CLP poderão afetar a estrutura da camada superior do oceano.

Nas camadas superiores dos oceanos Índico e Pacífico Oeste equatoriais, os gradientes de temperatura horizontais são bastante pequenos, e estas são também regiões de correntes de superfície relativamente fracas. Para estas regiões, todavia, a variabilidade intrasazonal na TSM devida aos processos termodinâmicos na interface ar-mar é mais significativa do que as alterações

oriundas da dinâmica do próprio oceano. Tais processos termodinâmicos referem- se ao balanço de radiação e ao balanço de calor.

A incidência de radiação de ondas curtas e a absorção desta energia pela superfície dos oceanos promovem aquecimento radiativo da camada superficial. O aumento da quantidade de cobertura de nuvens na atmosfera sobre os oceanos tropicais, durante a fase de maior atividade convectiva da OMJ, tende a reduzir a quantidade de radiação de onda curta atingindo a superfície. Por outro lado, céu claro devido a supressão da convecção irá permitir um aumento da radiação solar que atinge a superfície.

Com relação às ondas longas no balanço de radiação, deve-se considerar que a superfície do oceano resfria devido à emissão difusa de ROL para o espaço. Desta forma, períodos com ampla cobertura de nuvens caracterizam-se por grande quantidade de vapor d’água na atmosfera que tem capacidade de absorver esta radiação de onda longa e emiti-la para cima e para baixo. A parcela descendente é reabsorvida pela superfície do oceano e vai significar menor resfriamento radiativo. Como na ausência do vapor d’ água, os principais constituintes dos gases na atmosfera são pobres absorvedores de radiação, o céu livre de nuvens permitirá que a radiação de onda longa emitida pela superfície oceânica escape para o espaço, o que produzirá maior resfriamento das camadas superficiais do oceano.

Para o balanço de calor, é preciso considerar que os processos de mudança de fase da água serão muito mais significativos do que os processos por calor sensível, em função dos gradientes reduzidos de temperatura entre o ar e o mar. Um processo natural de evaporação a partir da superfície do oceano para a camada de ar imediatamente acima ocorre quando as moléculas de água ganham energia suficiente para se desvencilharem das ligações intermoleculares da superfície líquida do oceano. A energia necessária para a realização desse processo físico é chamada de Calor Latente (CL), a qual é retirada das moléculas adjacentes, reduzindo a sua própria energia térmica. Dessa forma, a evaporação da superfície age no sentido de resfriar a camada superior do oceano. Este processo é denominado resfriamento evaporativo e é mais eficiente quanto maior for o vento que atua na superfície oceânica, o que reforça a transferência de calor e permite mais evaporação.

Vários estudos foram realizados sobre a ordem de ocorrência de anomalias em campos geofísicos individuais na fronteira de interação ar-mar durante eventos extremos da OMJ no HL tropical (ZHANG, 1996; HENDON & GLICK, 1997;LAU & SUI, 1997, JONES et al., 1998; SHINODA et al., 1998).

De acordo com Woolnough et al. (2000), seguindo o aumento da convecção para o oceano Índico, a ocorrência de anomalias na superfície seguem o seguinte padrão:

 aumento da insolação coincidindo com a supressão da convecção atmosférica (17 dias antes);

 presença de anomalias de superfície do cisalhamento dos ventos de leste (13 dias antes);

 diminuição da evaporação (12 dias antes);  aumento dos campos de TSM (9 dias antes);

 diminuição da incidência de radiação solar coincidindo com o aumento da convecção atmosférica (1 dia antes);

 anomalias de superfície do cisalhamento do vento de oeste (4 dias depois);  aumento da evaporação (5 dias depois);

 diminuição da TSM (9 dias depois); e

 retorno da supressão da atividade convectiva (15 dias depois).

Na região equatorial do Indo-Pacífico, onde se encontram pequenos gradientes horizontais de temperatura, as camadas superiores do oceano exibem uma estrutura bastante distinta. A primeira é definida como camada de mistura, estendendo-se até aproximadamente 30 m de profundidade (LUKAS & LINDSTROM, 1991). Esta é uma camada de temperatura aproximadamente constante – a qual é frequentemente usada como uma representação da TSM para as escalas sinóticas e de longos períodos de tempo – mas sua densidade é fortemente afetada pelos processos físicos de superfície. Frequentes e intensas precipitações típicas da atmosfera tropical também implicam em baixos valores de salinidade na parte superior da camada de mistura. Sendo assim, a camada superior do oceano irá responder fisicamente aos processos de superfície inerentes aos eventos da OMJ.

Na parte mais profunda da camada de mistura existe a chamada “barreira” de salinidade, uma região onde a difusão e a mistura da água doce a partir da superfície não são tão efetivas como a difusão de calor. Isto faz com que esta porção apresente densidade muito maior do que a porção superior da camada de mistura, basicamente em função do aumento da salinidade. Esta barreira de salinidade estende-se até abaixo da termoclina, camada na qual a temperatura decai rapidamente com a profundidade e localizada tipicamente a partir dos 100 m de profundidade.

Durante a fase calm-clear, forte insolação e fracos ventos prevalecem, proporcionando um aumento líquido no aquecimento da superfície. A temperatura da camada superior do oceano torna-se um pouco mais elevada, com uma camada de mistura mais rasa, o que significa maior estratificação de densidade no topo da camada de mistura. A ausência de mistura turbulenta desta fase calm-

clear, em função dos fracos ventos forçando a camada superficial do oceano,

permite que se mantenha esta segunda camada de mistura bem rasa, com profundidades inferiores a 10 m (SUI et. al., 1997). Dessa forma, haverá uma maior sensibilidade da TSM às variações dos fluxos de calor na superfície em função desta pequena profundidade da camada de mistura superficial.

Uma vez que a fase wet-windy substitui a fase calm-clear e a intensidade da insolação diminui, a TSM começa a cair rapidamente (FLATAU et

al., 1997). Todavia, o aumento na intensidade do vento de superfície rapidamente

aprofunda a camada de mistura e, a taxa de decréscimo da TSM diminui à medida que os fluxos de calor atuam sobre um maior volume de água na camada de mistura. A mistura turbulenta das águas quentes da camada de mistura com águas frias abaixo desta, proporcionam um fluxo de calor adicional de entranhamento entre essas duas massas d’água. Todavia, a barreira de salinidade pode ainda estar relativamente quente, em função da intensificação da componente do fluxo de calor da radiação de onda curta que penetra durante a fase calm-clear (SHINODA & HENDON, 1998). No entanto, o entranhamento não é visto como sendo dominante para o fluxo de calor líquido dentro da camada de mistura na região da warm pool do Pacífico Oeste, principalmente considerando as anomalias de vento relativamente fracas da OMJ (LUKAS & LINDSTROM, 1991).

Fortes WWBs que ocorrem no oceano Pacífico Oeste no fim da fase

wet-windy podem persistir por vários dias e são responsáveis pelo

aprofundamento da camada de mistura até abaixo da termoclina. Neste caso, o entranhamento de águas muito abaixo da termoclina pode desempenhar um papel importante na determinação da temperatura da camada de mistura.

O ciclo diurno da radiação solar também influencia o comportamento da profundidade da camada de mistura, ou seja, forte aquecimento durante o dia aumenta a camada de mistura pelo aumento da estratificação da temperatura na superfície. Durante a noite, o resfriamento pela perda de radiação de onda longa e calor latente reduz a TSM conduzindo a um aumento da densidade.

Na fase calm-clear a profundidade da camada de mistura é bastante rasa e relativamente quente durante o dia, esfriando por efeitos de flutuabilidade e chegando a poucos metros de profundidade durante a noite. A fase wet-windy produz um fraco ciclo diurno da radiação solar e fortes ventos de superfície. Todavia, a intensificação dos ventos força um aprofundamento da camada de mistura até aproximadamente 60 m, levando a uma média diária de grande profundidade da camada de mistura (SUI et al., 1997). Portanto, as duas fases da OMJ apresentam efeitos distintos sobre o ciclo diurno da evolução da camada de mistura em função da alteração no padrão da radiação solar incidente.