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9.9: Upwelling and Downwelling - Geociências

9.9: Upwelling and Downwelling - Geociências


Upwelling e Downwelling

Ressurgência é o movimento vertical de água fria e rica em nutrientes de águas profundas para a superfície, resultando em alta produtividade (crescimento do plâncton).
• Pode trazer água fria e rica em nutrientes para a superfície (zona fótica), a menos que a termoclina seja forte e evite isso.
Nutrientes não são alimentos, mas agem como fertilizantes.
• A água da ressurgência rica em nutrientes alimenta o fitoplâncton, a base da cadeia alimentar.

Downwelling é o movimento vertical da água superficial para baixo na coluna d'água. As regiões onde ocorre a ressurgência normalmente têm baixa produtividade biológica.
• Downwelling leva o oxigênio dissolvido para baixo, onde é consumido pela matéria orgânica em decomposição.


Figura 9.18. Regiões do mundo onde ocorre a ressurgência costeira.

Onde ocorre a ressurgência

As águas superficiais divergentes ocorrem onde as águas superficiais estão se movendo para longe de uma área na superfície do oceano.
Ressurgência equatorial ocorre onde os ventos alísios de SE sopram através do equador (Figura 9.19); O transporte Ekman força o movimento das águas superficiais para o sul (sul do Equador) e para o norte (norte do Equador). A ressurgência das águas profundas do oceano é mais intensa nas regiões equatoriais.
Ressurgência costeira ocorre quando o vento que sopra ao longo da costa é influenciado pela corrente Ekman movendo as águas superficiais para o mar, ou os ventos que sopram da terra puxam as águas superficiais para longe da costa, puxando as águas mais profundas para substituir as águas superficiais. Veja a Figura 9.18 para os locais onde a ressurgência costeira ocorre mais comumente.
• Outros locais onde ocorre a ressurgência incluem ao redor obstruções subaquáticas (guyots) ou curvas acentuadas no litoral.


Figura 9.19. Ressurgência equatorial envolve os ventos alísios soprando através do equador e o efeito Coriolis assumindo o controle conforme as correntes divergentes se afastam do equador.

Animação NOAA: Ressurgência Costeira

Ressurgência e ressurgência costeira

As margens continentais do mundo são locais onde a ressurgência e a ressurgência costeiras estão ocorrendo (Figura 9.18). A ressurgência costeira é influenciada pela geometria costeira, direções do vento e a influência do efeito Coriolis (transporte Ekman). Figuras 9-20 e 9-21 ilustrar como a direção do movimento do vento determina como a ressurgência e a ressurgência costeiras ocorrem no hemisfério norte (como na Califórnia). A Figura 9.22 mostra regiões de ressurgência costeira ao longo da margem continental da Califórnia - imagens reveladas da temperatura da superfície do oceano. As águas de ressurgência ao longo da costa são mais frias do que as águas mais afastadas da costa.


Um modelo acoplado gelo-oceano de ressurgência na zona de gelo marginal

Um modelo numérico de gelo-oceano acoplado dinâmico para a zona de gelo marginal (MIZ) é sugerido e usado para estudar a dinâmica de ressurgência na MIZ. O modelo não linear de gelo marinho tem uma concentração de gelo variável e inclui estresse interno do gelo. O modelo é forçado por tensões nas superfícies do ar / oceano e do ar / gelo. O principal acoplamento entre o gelo e o oceano ocorre na forma de uma tensão interfacial na interface gelo / oceano. O modelo do oceano é um modelo linear de gravidade reduzida. O estresse do vento exercido pela atmosfera no oceano é proporcional à fração de água aberta, enquanto o estresse interfacial gelo / oceano é proporcional à concentração de gelo. Um novo mecanismo para ressurgência da borda do gelo é sugerido com base em uma solução de equilíbrio geostrófico para o meio de gelo marinho. A ressurgência relatada em modelos anteriores que invocam uma cobertura de gelo estacionária é mostrada como sendo substituída por uma ressurgência fraca devido ao movimento do gelo. A maior parte da dinâmica da ressurgência pode ser compreendida pela análise da divergência do transporte oceânico superior através da borda do gelo. Com base no modelo numérico, é sugerido um modelo analítico que reproduz a maior parte da dinâmica de ressurgência do modelo numérico mais complexo.


Resumo em linguagem simples

A Corrente da Groenlândia Oriental contribui para a circulação oceânica em grande escala no Atlântico Norte. Esta corrente transporta água doce e gelo marinho para o sul do Oceano Ártico e fornece massas de água para a circulação profunda no Oceano Atlântico. Usamos medições da Corrente da Groenlândia Oriental entre a Islândia e a Groenlândia de outubro de 2011 a abril de 2012 para analisar a variabilidade impulsionada pelo vento em um ramo deste sistema atual. Ao combinar os dados oceanográficos com os dados atmosféricos, descobrimos que o vento induziu movimentos verticais na quebra de plataforma da Corrente da Groenlândia Oriental durante o inverno. No total, esses eventos de vento ocorrem cerca de cinco vezes por mês e levam a uma modulação considerável do transporte de volume e uma redistribuição das massas de água vertical e horizontalmente. Espera-se que o efeito integrado de tais episódios seja substancial devido à grande região influenciada pelas condições de vento favoráveis ​​a este tipo de resposta oceânica.


Marine Biota Exchange - A bomba biológica

As águas superficiais dos oceanos do mundo são o lar de um grande número de organismos que incluem o fitoplâncton fotossintetizante na base da cadeia alimentar. Essas plantas (e cianobactérias) utilizam CO2 gás dissolvido na água do mar e transformá-lo em matéria orgânica, e assim como as plantas terrestres, o fitoplâncton também respira, retornando CO2 às águas superficiais.

Ao mesmo tempo, muitos organismos planctônicos extraem íons carbonato dissolvidos da água do mar e os transformam em CaCO3 (carbonato de cálcio) conchas. Quando esses organismos planctônicos morrem, suas partes moles são principalmente consumidas e decompostas muito rapidamente, antes que possam se estabelecer nas águas profundas dos oceanos. Esta decomposição, portanto, retorna carbono, na forma de CO2, para a água do mar.

No entanto, alguns dos restos orgânicos e as conchas de carbonato de cálcio inorgânico afundarão nos oceanos profundos, transferindo assim o carbono das águas superficiais rasas para o enorme reservatório dos oceanos profundos. Esta transferência é frequentemente referida como bomba biológica e causa a concentração de CO2 gás, e também DIC nas águas superficiais a ser menor do que nas águas mais profundas. Isso pode ser visto na figura abaixo, que mostra a distribuição vertical do DIC (e também da alcalinidade) em uma vista de perfil para algumas das principais regiões dos oceanos do mundo.

Por que a alcalinidade é reduzida nas águas superficiais? Pela mesma razão que o DIC está esgotado. Organismos planctônicos fazem conchas de CaCO3, e quando estes afundam no fundo do mar, carregam íons Ca 2+ com eles, reduzindo assim a alcalinidade. Muito deste CaCO3 é posteriormente dissolvido quando atinge partes mais profundas dos oceanos, o que explica os maiores valores de alcalinidade nas águas profundas, como pode ser visto na figura acima. Ao controlar a concentração de CO2 gás dissolvido nas águas superficiais, os organismos planctônicos exercem forte influência na concentração de CO2 na atmosfera. Por exemplo, se a bomba biológica fosse desligada, CO atmosférico2 aumentaria para cerca de 500 ppm (em relação aos atuais 408 ppm) se a bomba estivesse operando com força máxima (isto é, utilização completa de nutrientes), CO atmosférico2 cairia para 140 ppm. Claramente, essa bomba biológica é um processo importante.

A alcalinidade é muito importante, porque quando é reduzida, espécies que formam conchas de CaCO3 vai se dissolver. Hoje, as espécies mais sensíveis são aquelas que fazem conchas de uma forma de CaCO3 chamada de aragonita, que é mais suscetível à dissolução do que a calcita, a outra forma de CaCO3. Coral é um grupo de aragonitas muito suscetível, como veremos no Módulo 7.

O que controla a força desta bomba biológica? O plâncton fotossintetizante requer nutrientes além de CO2 para prosperar especificamente, eles precisam de nitrogênio e fósforo. A maioria dessas plantas precisa de P, N e C em uma proporção de 1: 16: 125 e, uma vez que atualmente a proporção de P para N na água do oceano é de cerca de 1:16, tanto P quanto N limitam o crescimento desse fitoplâncton . A atividade fotossintética do plâncton pode ser mapeada por satélites ajustados para registrar as diferenças na cor da água devido à presença de clorofila. Essa distribuição é mostrada na figura abaixo.

Se os nutrientes da água do mar estivessem sendo utilizados ao máximo possível, não haveria praticamente nenhum P e N dissolvido na água do mar. Mas na verdade, como mostra a figura abaixo, a concentração de P nos diz que a bomba biológica não está operando com eficiência máxima. No mapa abaixo, as regiões roxas representam regiões sem fosfato nas águas superficiais dos oceanos, significando que simplesmente faltam nutrientes, ou que todos os nutrientes são aproveitados. Em particular, são as regiões polares frias que não estão utilizando todos os nutrientes disponíveis. Isso pode ser em parte devido à temperatura, mas também pode estar relacionado à escassez de ferro, um nutriente secundário que aparentemente falta nas regiões mais frias, especialmente no Oceano Antártico ao redor da Antártica.

Além dos nutrientes, a força dessa bomba biológica é sensível ao pH da água do oceano. Os organismos nos oceanos são adaptados a um pH de cerca de 8,3 ou 8,4, mas como discutimos anteriormente, se os oceanos absorvem muito CO2 muito rapidamente, o pH diminuirá e o moverá para fora da faixa ideal para os organismos nos oceanos. Assim, níveis mais baixos de pH (ou seja, acidez mais alta) provavelmente significarão uma redução na força da bomba biológica, o que, por sua vez, limitará a capacidade dos oceanos de absorver mais carbono.

Downwelling

Como mencionado acima, o downwelling (afundamento de água densa) transfere águas superficiais frias e / ou salgadas para o interior profundo dos oceanos e, como resultado, o carbono também é transferido. A magnitude do fluxo é, portanto, uma função do volume de água que flui e da concentração média de carbono nas águas superficiais frias, que é em si uma função da quantidade total de carbono armazenado neste reservatório, assumindo que o tamanho do reservatório não está mudando significativamente ao longo das poucas centenas de anos para os quais este modelo se destina a ser usado.

A ressurgência ocorre principalmente perto dos pólos, onde as águas superficiais são fortemente resfriadas pelo contato com o ar. Este resfriamento leva a um aumento de densidade. A formação de gelo a partir da água do mar nas margens da Antártica aumenta a salinidade da água do mar ali, aumentando a densidade da água. Esta água densa então afunda e flui através dos oceanos profundos, misturando-os efetivamente em uma escala de tempo de cerca de 1000 anos ou mais (o Oceano Atlântico se mistura um pouco mais rápido, o que ajuda a explicar o menor ΣCO2 e gradientes de alcalinidade vistos na figura acima).

Ressurgência

A ressurgência é exatamente o oposto da ressurgência e, à medida que as águas profundas sobem à superfície, trazem consigo carbono, nutrientes e alcalinidade. A transferência total de carbono é, portanto, uma função do volume de água envolvido neste fluxo e da quantidade de carbono armazenado no reservatório do oceano profundo. A ressurgência ocorre em áreas dos oceanos onde os ventos e as correntes de superfície divergem, movendo as águas superficiais para longe de uma região em resposta, as águas profundas sobem para preencher o "vazio". A ressurgência ocorre ao longo do equador, onde há forte divergência, e também ao longo das margens de alguns continentes, como a costa oeste da América do Sul. Essa água de ressurgência também traz consigo nutrientes como nitrogênio e fósforo, tornando essas águas altamente produtivas.

Observe que a quantidade de carbono transferida por este fluxo é maior do que o fluxo de downwell. Não porque o volume de fluxo seja diferente nesses dois processos, mas sim porque a concentração de carbono nas águas profundas do oceano é maior do que nas águas superficiais rasas, em parte devido ao funcionamento da bomba biológica mencionada. acima.

Sedimentação

Parte do carbono, tanto orgânico quanto inorgânico (isto é, conchas de carbonato de cálcio) produzido pela biota marinha e transferido para os oceanos profundos se estabelece no fundo do mar e se acumula lá, eventualmente formando rochas sedimentares. A magnitude desse fluxo é pequena - cerca de 0,6 Gt C / ano - em relação à quantidade total transferida pelo afundamento das águas superficiais - 10 Gt C / ano. A razão para esta diferença é principalmente porque as águas profundas dos oceanos dissolvem materiais de concha de carbonato de cálcio abaixo de cerca de 4 km, a água é tão corrosiva que virtualmente nenhum material de carbonato de cálcio pode se acumular no fundo do mar. Além disso, parte do carbono orgânico é consumido por organismos que vivem em águas profundas e no material sedimentar que reveste o fundo do mar. Este consumo resulta na liberação de CO2 para as águas do fundo e, assim, diminui a quantidade de carbono que é removido do oceano por meio desse processo. É importante notar que o processo de consumo de carbono orgânico no fundo do mar é outro processo microbiano e é muito semelhante ao fluxo respiratório do solo descrito anteriormente. Uma vez que os micróbios que vivem no fundo do mar precisam de oxigênio para realizar essa tarefa com eficiência, o fornecimento de oxigênio ao fundo do mar por correntes profundas é uma parte importante desse processo.

Vulcanismo e Metamorfismo

Quando as rochas sedimentares depositadas na crosta oceânica são subduzidas em uma trincheira onde duas placas tectônicas da superfície da Terra convergem, elas podem derreter ou sofrer metamorfismo em ambos os casos, o carbono armazenado no carbonato de cálcio - calcário - é liberado na forma de CO2, que finalmente é liberado na superfície. O CO2 pode surgir quando um vulcão entra em erupção ou pode se difundir lentamente do interior por meio de fontes termais, mas em ambos os casos, representa uma transferência de carbono do reservatório de rochas sedimentares para a atmosfera. A magnitude desse fluxo é bastante pequena e é ajustada aqui para um valor de 0,6 Gt C / ano para criar um modelo em estado estacionário. Este fluxo é definido como uma constante no modelo, embora, na realidade, varie de acordo com o tempo de grandes erupções vulcânicas. Uma erupção vulcânica extremamente grande pode emitir carbono a uma taxa de cerca de 0,2 Gt C / ano por um ou dois anos, criando uma pequena flutuação.


2 Metodologia

O objetivo desta análise é compreender o papel da temperatura (Θ) e da salinidade (S) transformações no tombamento do Oceano Antártico. Walin (1982) apresentou uma estrutura para relacionar a intensidade dos fluxos de calor da superfície e a mistura às taxas de transformação. Ele comparou os volumes de água em Θ classes com as transformações da diasuperfície da água entre Θ classes afetadas pelos fluxos e mistura de calor ar-mar. Aqui, estendemos esta análise para duas dimensões do traçador, Θ e S (Döös et al., 2012 Groeskamp et al., 2014 Zika et al., 2012), e para um oceano que varia no tempo (Evans et al., 2014).

(1) Acima, o G termos podem ser considerados análogos à velocidade em (Θ,S) coordenadas e, portanto, 1 pode ser visto como uma equação de continuidade em (Θ,S) espaço. Se uma integração de tempo suficientemente longo for considerada de modo que o sistema seja estável (ou seja, , onde a barra superior é uma média de tempo) e se é pequeno (ou seja, para o oceano global ou quando as massas de água abaixo de Θ e S valores nunca estão em contato com os limites) uma função de fluxo termohalina (Ψ Döös et al., 2012 Groeskamp et al., 2014 Zika et al., 2012) pode ser definida em Θ = Θ ∗ e S = S ∗ tal que (2)

Conforme discutido por Hieronymus et al. (2014), ambos os termos de transformação (GΘ e GS) e, portanto, a função de fluxo, podem ser relacionadas puramente a convergências diabáticas de calor e sal. Em seguida, Evans et al. (2014) e Groeskamp et al. (2017) foram capazes de usar o ciclo sazonal de V e estimativas baseadas em observação dos fluxos ar-mar para estimar ambos G termos por meio de um cálculo inverso.

Aqui nos concentramos em compreender a circulação média das massas de água do Oceano Antártico em (Θ,S) coordenadas (Ψ), e como essa circulação emerge do ciclo sazonal de formação e destruição da massa de água descrito por 1.


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Weds., 10 Mar., Gradientes de pressão, equação hidrostática, lei barométrica, efeito Coriolis e ventos geostróficos
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Sex., 14 de maio, semana de revisão
Quarta-feira, 19 de maio, exame final abrangente.


5. Conclusões

[14] Sugerimos a existência de uma gangorra de ressurgência costeira no Oceano Atlântico. A relação antifásica entre as duas principais zonas de ressurgência da costa atlântica está ligada a variações no transporte de calor oceânico meridional (cruzando equatorial) (Figura 4). Em particular, sugerimos que um aumento na intensidade da ressurgência ao largo da Namíbia durante o Plioceno [ Marlow et al., 2000] é atribuível ao fechamento do CAS e ao funcionamento da gangorra de ressurgência da costa atlântica. Para uma melhor compreensão dos processos climáticos do Plioceno, estudos futuros devem se concentrar na reconstrução da ressurgência da zona de ressurgência da Mauritânia.


Assista o vídeo: Ocean Currents Part 5: Ekman Transport u0026 Upwelling. Downwelling