Oceano e mar

Os termos "o oceano" ou "o mar", quando usados sem especificação, referem-se ao corpo interligado de água salgada que cobre a maior parte da superfície da Terra, isto é, o oceano global.^[9][10] Ele inclui os oceanos Pacífico, Atlântico, Índico, Antártico e Ártico.^[20] Em sentido geral, "oceano" e "mar" são frequentemente intercambiáveis.^[21]

Em sentido estrito, um "mar" é um corpo de água — geralmente uma divisão do oceano global — parcial ou totalmente cercado por terra.^[22] A palavra "mar" também pode designar muitos corpos específicos e muito menores de água salgada, como o mar do Norte ou o mar Vermelho. Não há uma distinção rígida entre mares e oceanos, embora os mares sejam geralmente menores e muitas vezes estejam parcial (como mares marginais) ou totalmente (como mares interiores) cercados por terra.^[23]

Oceano global

Na Europa medieval, o Mar Mundial era o corpo de água que circundava o continente — as massas continentais da Europa, Ásia e África — e, portanto, excluía os mares Mediterrâneo, Negro e Cáspio. O termo moderno oceano global foi cunhado no início do século XX pelo oceanógrafo russo Yuly Shokalsky para designar o oceano contínuo que cobre e circunda a maior parte da Terra.^[24][25] Esse corpo global e interligado de água salgada é por vezes chamado de oceano mundial, oceano global ou grande oceano.^[26][27][28] O conceito de um corpo contínuo de água, com intercâmbio relativamente irrestrito entre seus componentes, é fundamental para a oceanografia.^[29]

Etimologia

A palavra oceano deriva da figura da Antiguidade Clássica, Oceano (em grego clássico: Ὠκεανός Ōkeanós,^[30] el), o mais velho dos titãs da mitologia grega clássica. Os gregos antigos e os romanos acreditavam que Oceano era a personificação divina de um enorme rio que circundava o mundo.

O conceito de Ōkeanós pode ter uma ligação indo-europeia. O termo grego Ōkeanós foi comparado ao epíteto védico ā-śáyāna-, aplicado ao dragão Vṛtra, que teria capturado as vacas/rios. Relacionado a essa ideia, Oceano é representado com uma cauda de dragão em alguns vasos gregos antigos.^[31]

Origem da água

Os cientistas acreditam que uma quantidade considerável de água já estava presente no material que formou a Terra.^[32] As moléculas de água teriam escapado da gravidade terrestre com maior facilidade quando o planeta tinha menor massa durante sua formação. Esse processo é chamado de escape atmosférico.

Durante a formação planetária, a Terra possivelmente teve oceanos de magma. Posteriormente, a desgaseificação, o vulcanismo e os impactos de meteoritos produziram, segundo as teorias atuais, uma atmosfera primitiva composta por dióxido de carbono, nitrogênio e vapor de água. Acredita-se que os gases e a atmosfera tenham se acumulado ao longo de milhões de anos. Depois que a superfície terrestre esfriou significativamente, o vapor de água condensou-se com o tempo, formando os primeiros oceanos da Terra.^[33] Esses oceanos primitivos podem ter sido muito mais quentes que os atuais e ter apresentado coloração verde devido ao elevado teor de ferro.^[34]

As evidências geológicas ajudam a delimitar o período em que a água líquida já existia na Terra. Uma amostra de basalto em almofada — tipo de rocha formado durante uma erupção submarina — foi recuperada do cinturão de rochas verdes de Isua e fornece evidências de que havia água na Terra há 3,8 bilhões de anos.^[35] No Cinturão de Rochas Verdes Nuvvuagittuq, no Quebec, Canadá, rochas foram datadas em 3,8 bilhões de anos por um estudo^[36] e em 4,28 bilhões de anos por outro,^[37] apresentando evidências da presença de água nessas idades.^[35] Se oceanos existiram antes disso, as evidências geológicas ainda não foram descobertas ou foram destruídas por processos geológicos, como a reciclagem da crosta. Em agosto de 2020, pesquisadores relataram que talvez sempre tenha havido água suficiente para preencher os oceanos desde o início da formação da Terra.^[38][39][40] Nesse modelo, gases de efeito estufa atmosféricos impediram o congelamento dos oceanos quando o Sol recém-formado tinha apenas 70% de sua luminosidade atual.^[41]

Formação do oceano

A origem dos oceanos da Terra é desconhecida. Acredita-se que tenham se formado no éon Hadeano e que possam ter contribuído para o surgimento da vida.

A tectônica de placas, o ajuste pós-glacial e a subida do nível do mar modificam continuamente a costa e a estrutura do oceano global. Um oceano global existe na Terra, de uma forma ou de outra, há éons.

Desde sua formação, o oceano assumiu muitas condições e formas, com numerosas divisões oceânicas no passado e, potencialmente, em certos períodos cobrindo todo o planeta.^[42]

Durante períodos climáticos mais frios, formam-se mais calotas e geleiras, e uma quantidade suficiente da água global fica acumulada como gelo para reduzir o volume nas demais partes do ciclo da água. O inverso ocorre em períodos quentes. Durante a última era glacial, as geleiras cobriam quase um terço das terras emersas, fazendo com que os oceanos ficassem cerca de 122 m abaixo do nível atual. Durante o último período global mais quente, há cerca de 125 000 anos, os mares estavam aproximadamente 5,5 m acima do nível atual. Há cerca de três milhões de anos, os oceanos podem ter estado até 50 m mais altos.^[43]

Divisões oceânicas

Há diferentes convenções para subdividir o oceano, complementadas por corpos de água menores, como baías, angras, golfos, mares e estreitos.

Por razões práticas e históricas, costuma-se dividir o oceano global em um conjunto de cinco grandes oceanos. Por convenção, são os oceanos Pacífico, Atlântico, Índico, Ártico e Antártico. Esse modelo de cinco oceanos consolidou-se plenamente apenas no início do século XXI, quando o Oceano Antártico, delimitado pela Corrente Circumpolar Antártica, foi reconhecido por diversos órgãos governamentais e internacionais: pelo Conselho de Nomes Geográficos dos Estados Unidos desde 1999^[49] e pela Organização Hidrográfica Internacional desde 2000.^[50]

Os cinco principais oceanos são apresentados abaixo em ordem decrescente de área e volume:

Bacias oceânicas

O oceano preenche as bacias oceânicas da Terra. Essas bacias abrangem diferentes províncias geológicas da crusta oceânica e também da crusta continental. Assim, o oceano cobre sobretudo bacias estruturais terrestres, mas também plataformas continentais. Além do oceano global, os mares Negro e Cáspio também ocupam bacias oceânicas; no passado, o Mediterrâneo chegou a ficar isolado em sua própria bacia.

No meio dos oceanos, magma é continuamente forçado através do fundo marinho entre placas adjacentes, formando dorsais oceânicas, enquanto correntes de convecção no manto tendem a afastar as duas placas. Paralelamente a essas dorsais e mais próximo das costas, uma placa oceânica pode deslizar sob outra em um processo chamado subducção. Nesses locais formam-se fossas profundas, e o processo é acompanhado por atrito entre as placas. O movimento ocorre em impulsos que provocam terremotos; produz-se calor e o magma é forçado para cima, criando montanhas submarinas, algumas das quais podem formar cadeias de ilhas vulcânicas próximas às fossas profundas. Em certos limites entre terra e mar, as placas oceânicas, ligeiramente mais densas, deslizam sob as placas continentais, formando outras fossas de subducção. O atrito deforma e dobra as placas continentais, causando formação de montanhas e atividade sísmica.^[60][61]

Cada bacia oceânica possui uma dorsal oceânica, que forma uma extensa cordilheira submarina. Em conjunto, elas constituem o sistema global de dorsais oceânicas, que contém a mais longa cordilheira do mundo. A cordilheira contínua mais longa mede cerca de 65 000 km. Essa cadeia submarina é várias vezes mais extensa que a maior cordilheira continental, os Andes.^[62]

Oceanógrafos do projeto Nippon Foundation–GEBCO Seabed 2030 afirmam que, em 2024, pouco mais de 26% do fundo oceânico havia sido mapeado em resolução superior à fornecida por satélites, enquanto o oceano como um todo jamais será explorado integralmente;^[63] algumas estimativas indicam que apenas 5% dele foi explorado.^[64]

Interação com a costa

A zona onde a terra encontra o mar é conhecida como costa, e a parte entre a menor maré de sizígia e o limite superior alcançado pelos respingos das ondas é a faixa costeira. Uma praia é um acúmulo de areia ou cascalho na costa.^[65] Um promontório é uma porção de terra que avança para o mar, e um promontório maior é conhecido como cabo. A reentrância de uma linha costeira, sobretudo entre dois promontórios, é uma baía. Uma pequena baía com entrada estreita é uma enseada, enquanto uma baía grande pode ser denominada golfo.^[66] As linhas costeiras são influenciadas por diversos fatores, incluindo a força das ondas que chegam à costa, o gradiente da margem terrestre, a composição e a dureza da rocha costeira, a inclinação do talude ao largo e as mudanças no nível da terra decorrentes de soerguimento ou submersão local.^[65]

Normalmente, as ondas avançam em direção à costa a uma taxa de seis a oito por minuto e são chamadas de ondas construtivas porque tendem a deslocar material para cima da praia e têm pouco efeito erosivo. Ondas de tempestade chegam rapidamente em sucessão e são denominadas ondas destrutivas, pois o espraiamento move material da praia em direção ao mar. Sob sua influência, areia e cascalho são triturados e desgastados. Perto da maré alta, a força de uma onda de tempestade contra a base de uma falésia tem efeito destrutivo, pois o ar nas fissuras e fendas é comprimido e depois se expande rapidamente quando a pressão é liberada. Ao mesmo tempo, areia e seixos exercem ação erosiva ao serem arremessados contra as rochas. Isso tende a escavar a falésia, enquanto processos normais de meteorização, como a ação do gelo, provocam destruição adicional. Gradualmente, forma-se uma plataforma de abrasão marinha na base da falésia, o que exerce efeito protetor e reduz a erosão posterior pelas ondas.^[65]

O material erodido das margens terrestres acaba chegando ao mar. Ali ele sofre atrição, enquanto correntes paralelas à costa escavam canais e transportam areia e seixos para longe de sua origem. Sedimentos levados ao mar pelos rios depositam-se no fundo, formando deltas nos estuários. Todos esses materiais se deslocam para frente e para trás sob a influência de ondas, marés e correntes.^[65] A dragagem remove material e aprofunda canais, mas pode causar efeitos inesperados em outros pontos da costa. Governos procuram evitar inundações terrestres construindo quebra-mares, muros costeiros, diques e outras defesas marítimas. Por exemplo, a Barreira do Tamisa foi projetada para proteger Londres contra uma maré de tempestade,^[67] enquanto a ruptura dos diques ao redor de Nova Orleães durante o Furacão Katrina gerou uma crise humanitária nos Estados Unidos.

Cor

Ciclo da água, tempo e precipitação

A água oceânica representa o maior reservatório de água do ciclo hidrológico global (os oceanos contêm 97% da água da Terra). A evaporação do oceano transfere água para a atmosfera, que posteriormente retorna na forma de chuva sobre a terra e o próprio oceano.^[68] Os oceanos exercem efeito significativo sobre a biosfera. Acredita-se que, em conjunto, ocupem aproximadamente 90% da biosfera terrestre.^[69] A evaporação oceânica, como etapa do ciclo da água, é a origem da maior parte da precipitação (cerca de 90%),^[68] produzindo uma cobertura global de nuvens de 67% e uma cobertura oceânica persistente de 72%.^[70] As temperaturas oceânicas afetam os padrões de clima e vento que influenciam a vida terrestre. Uma das formas mais dramáticas de tempo ocorre sobre os oceanos: os ciclones tropicais (também chamados de tufões ou furacões, conforme a região onde se formam).

Como o oceano global é o principal componente da hidrosfera terrestre, ele é parte integrante da vida na Terra, participa do ciclo do carbono e do ciclo da água e, como um enorme reservatório de calor, influencia o clima e o tempo.

Ondas e ondulação

Os movimentos da superfície oceânica, conhecidos como ondulações ou ondas de vento, correspondem à elevação e descida parcial e alternada da superfície do mar. A série de ondas mecânicas que se propaga na interface entre a água e o ar é chamada de ondulação — termo usado na navegação a vela, no surfe e na navegação.^[71] Esses movimentos afetam profundamente as embarcações na superfície do oceano e o bem-estar das pessoas a bordo, que podem sofrer de enjoo marítimo.

O vento que sopra sobre a superfície de um corpo de água forma ondas perpendiculares à sua direção. O atrito entre o ar e a água causado por uma brisa suave produz ondulações capilares. Uma rajada mais forte sobre o oceano cria ondas maiores, à medida que o ar em movimento empurra as elevações da água. As ondas alcançam sua altura máxima quando sua velocidade se aproxima da velocidade do vento. Em mar aberto, quando o vento sopra continuamente, como ocorre no hemisfério sul nos chamados Quarenta Rugidores, massas longas e organizadas de água, chamadas de ondulação, propagam-se pelo oceano.^{[72](83–84)[73][74]} Se o vento cessa, a formação de novas ondas diminui, mas as já formadas continuam na direção original até encontrar terra. O tamanho das ondas depende da pista de vento, isto é, da distância ao longo da qual o vento sopra sobre a água, bem como de sua força e duração. Quando ondas vindas de direções diferentes se encontram, a interferência pode produzir um mar irregular e agitado.^[73]

A interferência construtiva pode levar à formação de ondas excepcionalmente altas.^[75] A maioria das ondas tem menos de 3 m de altura^[75] e não é incomum que tempestades fortes dupliquem ou tripliquem esse valor.^[76] Ondas gigantes, porém, já foram documentadas com alturas superiores a 25 m.^[77][78]

O topo de uma onda é chamado de crista, o ponto mais baixo entre duas ondas é o cavado, e a distância entre cristas é o comprimento de onda. O vento impulsiona a onda pela superfície do oceano, mas isso representa transferência de energia, não movimento horizontal da água. À medida que as ondas se aproximam da terra e entram em águas rasas, seu comportamento muda. Se chegam em ângulo, podem se curvar por refração ou contornar rochas e promontórios por difração. Quando a onda alcança uma profundidade em que suas oscilações mais profundas entram em contato com o fundo oceânico, ela começa a desacelerar. Isso aproxima as cristas e aumenta a altura das ondas, processo conhecido como empolamento. Quando a razão entre a altura da onda e a profundidade da água ultrapassa determinado limite, a onda arrebenta, tombando em uma massa de água espumosa.^[75] Essa água avança em uma lâmina pela praia antes de retornar ao oceano sob a influência da gravidade.^[79]

Terremotos, erupções vulcânicas ou outros grandes distúrbios geológicos podem desencadear ondas que resultam em tsunamis perigosos nas zonas costeiras.^[80][81]

Nível e superfície do mar

A microlâmina da superfície do mar é um ponto de referência importante para a oceanografia e a geografia, especialmente por meio do nível do mar médio. A superfície oceânica apresenta pouca, porém mensurável, topografia em escala global, dependendo do volume dos oceanos.

A superfície oceânica é uma interface crucial para processos oceânicos e atmosféricos, permitindo o intercâmbio de partículas, enriquecendo o ar e a água e depositando algumas partículas como sedimentos. Esse intercâmbio favoreceu a vida no oceano, em terra e no ar. Todos esses processos e componentes, em conjunto, formam os ecossistemas da superfície oceânica.

Marés

As marés são a subida e a descida regulares do nível da água nos oceanos, impulsionadas principalmente pelas forças de maré gravitacionais da Lua sobre a Terra. As forças de maré afetam toda a matéria terrestre, mas apenas fluidos como o oceano demonstram seus efeitos em escalas de tempo humanas. Por exemplo, forças de maré atuando sobre rochas podem produzir acoplamento de maré entre dois corpos planetários. Embora sejam principalmente causadas pela gravidade da Lua, as marés oceânicas também são substancialmente moduladas pelas forças de maré do Sol, pela rotação da Terra e pela forma dos continentes rochosos, que bloqueiam o fluxo de água oceânica. As forças de maré variam mais com a distância do que a força gravitacional básica: as forças de maré da Lua sobre a Terra são mais do que o dobro das do Sol,^[82] apesar de a força gravitacional solar total sobre a Terra ser muito maior. As forças de maré da Terra sobre a Lua são cerca de vinte vezes mais fortes que as da Lua sobre a Terra.

O principal efeito das forças de maré lunares é criar protuberâncias na matéria terrestre nos lados próximo e oposto da Terra em relação à Lua. Os lados perpendiculares, dos quais a Lua aparece alinhada com o horizonte local, experimentam depressões de maré. Como a Terra leva quase 25 horas para completar uma rotação sob a Lua, levando em conta a órbita lunar de 28 dias, as marés completam um ciclo em cerca de 12,5 horas. Entretanto, os continentes rochosos atuam como obstáculos às protuberâncias de maré; por isso, o horário dos máximos de maré não coincide necessariamente com a posição da Lua na maioria dos locais. O horário e a magnitude das marés variam amplamente em função dos continentes. Assim, conhecer a posição da Lua não basta para prever os horários locais das marés, sendo necessárias tábuas de marés previamente calculadas que levem em conta os continentes, o Sol e outros fatores.

Durante cada ciclo de maré, em determinado lugar, a água sobe até a altura máxima, a maré alta, antes de recuar até o nível mínimo, a maré baixa. À medida que recua, expõe gradualmente a faixa entremarés. A diferença de altura entre a maré alta e a maré baixa é conhecida como amplitude de maré.^[83][84] Quando o Sol e a Lua estão alinhados (lua cheia ou lua nova), o efeito combinado gera marés de sizígia, de maior amplitude; quando estão desalinhados (quartos lunares), produzem-se marés de quadratura, de menor amplitude.^[83]

Em mar aberto, a amplitude das marés é inferior a 1 m, mas em áreas costeiras pode superar 10 m.^[85] Algumas das maiores amplitudes de maré do mundo ocorrem na Baía de Fundy e na Baía de Ungava, no Canadá, chegando a 16 m.^[86] Outros locais com amplitudes recordes incluem o Canal de Bristol, entre Inglaterra e País de Gales, a enseada de Cook, no Alasca, e Río Gallegos, na Argentina.^[87]

As marés não devem ser confundidas com marés de tempestade, que podem ocorrer quando ventos fortes acumulam água contra a costa em uma região rasa e, combinados a um sistema de baixa pressão, elevam drasticamente a superfície do oceano acima de uma maré alta típica.

Profundidade

A profundidade média dos oceanos é de cerca de 4 km; mais precisamente, 3 688 m.^[73] Quase metade das águas marinhas do mundo tem mais de 3 000 m de profundidade.^[28] O "oceano profundo", definido como tudo abaixo de 200 m, cobre aproximadamente 66% da superfície terrestre.^[88] Essa estimativa não inclui mares desconectados do oceano global, como o Mar Cáspio.

A região mais profunda do oceano encontra-se na Fossa das Marianas, no Oceano Pacífico, próxima às Ilhas Marianas Setentrionais.^[89] A profundidade máxima é estimada em cerca de 10 935 m.^[3] O navio britânico Challenger II pesquisou a fossa em 1951 e deu à sua parte mais profunda o nome de "Depressão Challenger". Em 1960, o Trieste alcançou com sucesso o fundo da fossa, levando uma tripulação de duas pessoas.

Zonas oceânicas

Os oceanógrafos classificam o oceano em zonas verticais e horizontais com base em condições físicas e biológicas. A zona pelágica consiste na coluna de água do oceano aberto e pode ser subdividida em regiões classificadas pela abundância de luz e pela profundidade.

Agrupadas pela penetração da luz

Ver também: Zona eufótica, Zona mesopelágica, e Zona afótica

As zonas oceânicas podem ser agrupadas pela penetração da luz, da superfície para o fundo, em zona eufótica, zona mesopelágica e zona afótica profunda:

• A zona eufótica é definida como "a profundidade em que a intensidade luminosa é apenas 1% do valor na superfície".^[14]:36 Em mar aberto, geralmente se estende até aproximadamente 200 m de profundidade. É a região onde pode ocorrer fotossíntese e, portanto, a mais biodiversa. A fotossíntese realizada por plantas e algas microscópicas (fitoplâncton de vida livre) permite a criação de matéria orgânica a partir de precursores químicos, entre eles água e dióxido de carbono. Essa matéria orgânica pode então ser consumida por outros organismos. Grande parte da matéria produzida na zona eufótica é consumida nela mesma, mas uma parcela afunda para águas mais profundas. A parte pelágica da zona eufótica é conhecida como epipelágica.^[91] A óptica real da reflexão e da penetração da luz na superfície oceânica é complexa.^[14]:34–39
• Abaixo da zona eufótica encontra-se a zona mesopelágica, ou zona crepuscular, onde há uma quantidade muito pequena de luz. O princípio básico é que, com tão pouca luminosidade, é improvável que a fotossíntese consiga produzir crescimento líquido superior à respiração.^{[14]:116–124}
• Abaixo dela encontra-se o oceano profundo afótico, onde nenhuma luz solar da superfície penetra. A vida abaixo da zona eufótica deve depender de material que afunda das camadas superiores (ver neve marinha) ou encontrar outra fonte de energia. Fontes hidrotermais constituem uma fonte de energia na zona afótica, em profundidades superiores a 200 m.^[91]

Volumes

O volume combinado de água de todos os oceanos é de aproximadamente 1,335 bilhão de km³ (1,335 sextilhão de litros).^[73][93][94]

Temperatura

As temperaturas oceânicas dependem da quantidade de radiação solar que incide sobre a superfície. Nos trópicos, com o Sol quase a pino, a temperatura das camadas superficiais pode ultrapassar 30 °C, enquanto próximo aos polos a temperatura em equilíbrio com a banquisa é de cerca de −2 °C. Há circulação contínua de água nos oceanos. As correntes superficiais quentes esfriam à medida que se afastam dos trópicos, a água se torna mais densa e afunda. A água fria retorna em direção ao equador como corrente profunda, impulsionada por mudanças na temperatura e na densidade, até voltar a ascender à superfície. A água oceânica profunda tem temperatura entre −2 e 5 °C em todas as regiões do planeta.^[15]

O gradiente de temperatura ao longo da profundidade da água está relacionado à forma como a água superficial se mistura — ou não — com águas profundas; a ausência de mistura é chamada de estratificação oceânica. Isso depende da temperatura: nos trópicos, a camada superficial quente, com cerca de 100 m, é bastante estável e pouco se mistura com águas profundas; próximo aos polos, o resfriamento do inverno e as tempestades tornam a camada superficial mais densa, provocando mistura em grandes profundidades, seguida por nova estratificação no verão. A profundidade eufótica é normalmente de cerca de 100 m, embora varie, e está relacionada a essa camada superficial aquecida.^[95]

Temperatura e salinidade por região

A temperatura e a salinidade das águas oceânicas variam significativamente entre regiões. Isso ocorre devido às diferenças no balanço hídrico local (precipitação em relação à evaporação) e nos gradientes de temperatura entre o mar e o ar. Essas características podem variar amplamente de uma região oceânica para outra. A tabela a seguir apresenta exemplos dos valores normalmente encontrados.

Banquisa

A água do mar com salinidade típica de 35‰ tem ponto de congelamento de cerca de −1,8 °C.^[91][101] Como a banquisa é menos densa que a água, flutua na superfície do oceano, assim como o gelo de água doce, que tem densidade ainda menor. A banquisa cobre cerca de 7% da superfície terrestre e aproximadamente 12% dos oceanos do mundo.^{[102][103][104]} Ela começa normalmente a congelar na superfície como uma película muito fina de gelo. À medida que o congelamento prossegue, essa película engrossa e pode formar placas de gelo. O gelo formado incorpora parte do sal marinho, mas muito menos que a água do mar da qual se origina. Como o gelo apresenta baixa salinidade, a água residual se torna mais salgada; isso aumenta sua densidade e favorece o afundamento vertical.^[105]

Correntes oceânicas e clima global

Relação entre correntes e clima

Ver artigo principal: Circulação de revolvimento meridional do Atlântico

Em conjunto, as correntes movimentam enormes quantidades de água e calor pelo planeta e influenciam o clima. As correntes impulsionadas pelo vento ficam em grande parte confinadas às primeiras centenas de metros do oceano. Em maiores profundidades, a circulação termoalina move a água. Por exemplo, a Circulação de revolvimento meridional do Atlântico (AMOC) é impulsionada pelo resfriamento das águas superficiais nas latitudes polares do norte e do sul, criando água densa que afunda até o fundo do oceano. Essa água fria e densa afasta-se lentamente dos polos, motivo pelo qual as águas das camadas mais profundas do oceano global são tão frias. A circulação dessas águas profundas é relativamente lenta, e a água do fundo pode permanecer isolada da superfície e da atmosfera por centenas ou até alguns milhares de anos.^[107] Essa circulação tem efeitos importantes sobre o sistema climático global e sobre a absorção e redistribuição de poluentes e gases, como o dióxido de carbono, inclusive transportando contaminantes da superfície para as águas profundas.

As correntes oceânicas afetam intensamente o clima terrestre ao transferir calor dos trópicos para as regiões polares. Isso influencia a temperatura do ar e a precipitação nas regiões costeiras e no interior. Os fluxos superficiais de calor e água doce criam gradientes globais de densidade, que impulsionam a circulação termoalina, parte da circulação oceânica em grande escala. Ela desempenha papel importante no fornecimento de calor às regiões polares e, portanto, na regulação da banquisa.

Os oceanos moderam o clima dos locais onde os ventos predominantes sopram a partir do mar. Em latitudes semelhantes, um local mais influenciado pelo oceano tende a apresentar clima mais moderado que outro mais influenciado pelo continente. Por exemplo, São Francisco (37,8° N) e Nova Iorque (40,7° N) têm climas diferentes porque São Francisco sofre maior influência oceânica. Na costa oeste da América do Norte, a cidade recebe ventos de oeste sobre o Oceano Pacífico. Nova Iorque, na costa leste, recebe ventos de oeste que atravessam terra, o que resulta em invernos mais frios e verões mais quentes e precoces do que em São Francisco. Correntes oceânicas mais quentes produzem, a longo prazo, climas mais quentes mesmo em latitudes elevadas. Em latitudes semelhantes, um lugar influenciado por correntes quentes tende a ter clima geral mais quente que um influenciado por correntes frias.

Acredita-se que mudanças na circulação termoalina exerçam impactos significativos no orçamento energético terrestre. Como essa circulação determina a taxa em que águas profundas chegam à superfície, também pode influenciar de modo importante as concentrações de dióxido de carbono atmosférico. Observações modernas, simulações climáticas e reconstruções paleoclimáticas sugerem que a Circulação de revolvimento meridional do Atlântico (AMOC) enfraqueceu desde a era pré-industrial. As projeções climáticas de 2021 indicam que é provável que ela enfraqueça ainda mais ao longo do século XXI.^[108]:19 Esse enfraquecimento pode causar grandes mudanças no clima global, sendo o Atlântico Norte particularmente vulnerável.^[108]:19

Salinidade

A salinidade é uma medida da quantidade total de sais dissolvidos na água do mar. Originalmente, era determinada pela quantidade de cloreto presente e, por isso, expressa como clorinidade. Atualmente, é prática padrão estimá-la pela condutividade elétrica da amostra de água. A salinidade pode ser calculada a partir da clorinidade, medida da massa total de íons de halogênio — incluindo flúor, cloro, bromo e iodo — na água do mar. De acordo com uma convenção internacional, utiliza-se a seguinte fórmula para determinar a salinidade:^[110]

Salinidade (em ‰) = 1,80655 × clorinidade (em ‰)

A clorinidade média da água oceânica é de aproximadamente 19,2‰ (1,92%), e a salinidade média é de cerca de 34,7‰ (3,47%).^[110]

A salinidade exerce grande influência sobre a densidade da água do mar. Uma zona em que a salinidade aumenta rapidamente com a profundidade é chamada de haloclina. À medida que o teor de sal da água aumenta, também cresce a temperatura em que ela atinge sua densidade máxima. A salinidade afeta tanto o ponto de congelamento quanto o ponto de ebulição da água, elevando este último. À pressão atmosférica,^[111] a água do mar normal congela a aproximadamente −2 °C.

A salinidade é maior nos oceanos onde há mais evaporação e menor onde ocorre mais precipitação. Se a precipitação superar a evaporação, como ocorre nas regiões polares e em algumas regiões temperadas, a salinidade será menor. Quando a evaporação supera a precipitação, como em algumas regiões tropicais, ela será maior. Por exemplo, a evaporação é superior à precipitação no Mar Mediterrâneo, cuja salinidade média é de 38‰, acima da média global de 34,7‰.^[112] Assim, as águas oceânicas das regiões polares apresentam menor salinidade que as das regiões tropicais.^[110] Entretanto, quando se forma banquisa em altas latitudes, o sal é excluído do gelo durante o congelamento, podendo aumentar a salinidade da água residual em regiões polares como o Oceano Ártico.^[91][113]

Devido aos efeitos das mudanças climáticas nos oceanos, observações da salinidade da superfície do mar entre 1950 e 2019 indicam que regiões de alta salinidade e evaporação se tornaram ainda mais salinas, enquanto regiões de baixa salinidade e maior precipitação se tornaram menos salinas.^[114] É muito provável que os oceanos Pacífico e Antártico tenham se tornado menos salinos, enquanto o Atlântico se tornou mais salino.^[114]

Gases dissolvidos

A água oceânica contém grandes quantidades de gases dissolvidos, incluindo oxigênio, dióxido de carbono e nitrogênio. Eles se dissolvem na água por meio de trocas gasosas na superfície, e sua solubilidade depende da temperatura e da salinidade.^[17] Os quatro gases mais abundantes na atmosfera terrestre e nos oceanos são nitrogênio, oxigênio, argônio e dióxido de carbono. Em volume, os gases dissolvidos mais abundantes na água do mar em equilíbrio a 24 °C são dióxido de carbono — incluindo íons bicarbonato e carbonato, em média 14 mL/L —, nitrogênio (9 mL/L) e oxigênio (5 mL/L).^{[116][117][118]} Todos os gases são mais solúveis em água fria do que em água quente. Por exemplo, mantendo-se constantes a salinidade e a pressão, a concentração de oxigênio na água quase dobra quando a temperatura cai de cerca de 30 °C para 0 °C. Da mesma forma, dióxido de carbono e nitrogênio são mais solúveis em temperaturas baixas, embora sua solubilidade varie com a temperatura em taxas diferentes.^[116][119]

Oxigênio, fotossíntese e ciclo do carbono

A fotossíntese no oceano superficial libera oxigênio e consome dióxido de carbono. O fitoplâncton, formado por algas microscópicas de vida livre, controla esse processo. Depois do crescimento dos organismos, o oxigênio é consumido e o dióxido de carbono é liberado pela decomposição bacteriana da matéria orgânica produzida pela fotossíntese no oceano. O afundamento e a decomposição bacteriana de parte dessa matéria em águas profundas, em profundidades sem contato com a atmosfera, reduzem as concentrações de oxigênio e aumentam as de dióxido de carbono, carbonato e bicarbonato.^[95] Esse ciclo do dióxido de carbono nos oceanos é uma parte importante do ciclo do carbono global.

Os oceanos constituem um importante sumidouro de carbono para o dióxido de carbono retirado da atmosfera pela fotossíntese e pela dissolução (ver também sequestro de carbono). Há também atenção crescente à absorção de dióxido de carbono em habitats marinhos costeiros, como manguezais e marismas. Esse processo é frequentemente chamado de "carbono azul". O foco nesses ecossistemas decorre de seu papel como fortes sumidouros de carbono e como habitats ecologicamente importantes ameaçados pelas atividades humanas e pela degradação ambiental.

À medida que a água oceânica profunda circula pelo planeta, ela contém gradualmente menos oxigênio e mais dióxido de carbono quanto maior o tempo desde seu último contato com o ar da superfície. Essa diminuição progressiva da concentração de oxigênio ocorre porque a matéria orgânica que afunda é continuamente decomposta durante o período em que a água permanece sem contato com a atmosfera.^[95] A maior parte das águas profundas ainda apresenta concentrações de oxigênio relativamente altas, suficientes para a sobrevivência da maioria dos animais. Entretanto, algumas regiões oceânicas têm teor muito baixo de oxigênio devido a longos períodos de isolamento em relação à atmosfera. Essas áreas deficientes em oxigênio, chamadas zonas de mínimo de oxigênio ou águas hipóxicas, tendem a ser agravadas pelos efeitos das mudanças climáticas nos oceanos.^[121][122]

pH

O pH da superfície dos oceanos — o pH médio global da superfície — encontra-se atualmente aproximadamente entre 8,05^[123] e 8,08.^[124] Isso a torna levemente alcalina. Durante os últimos 300 milhões de anos, o pH superficial era de cerca de 8,2.^[125] Entretanto, entre 1950 e 2020, o pH médio da superfície oceânica caiu de aproximadamente 8,15 para 8,05.^[126] As emissões de dióxido de carbono decorrentes das atividades humanas são a principal causa desse processo, denominado acidificação oceânica, com os níveis atmosféricos de dióxido de carbono (CO₂) ultrapassando 410 ppm em 2020.^[127] O CO₂ da atmosfera é absorvido pelos oceanos. Isso produz ácido carbônico (H₂CO₃), que se dissocia em um íon bicarbonato (HCO–
3) e um íon hidrogênio (H⁺). A presença de íons hidrogênio livres reduz o pH do oceano.

Existe um gradiente natural de pH no oceano relacionado à decomposição da matéria orgânica nas águas profundas, que reduz lentamente o pH com a profundidade. Em águas oceânicas profundas, o pH da água do mar pode chegar naturalmente a 7,8 devido à degradação da matéria orgânica.^[128] Em águas superficiais de áreas de alta produtividade biológica, pode alcançar 8,4.^[95]

A definição de pH médio global da superfície refere-se à camada superior da água oceânica, até cerca de 20 ou 100 m de profundidade. Em comparação, a profundidade média do oceano é de aproximadamente 4 km. O pH em maiores profundidades, acima de 100 m, ainda não foi afetado pela acidificação oceânica da mesma maneira. Existe um grande volume de água profunda em que o gradiente natural de pH, de 8,2 para aproximadamente 7,8, ainda persiste; essas águas levarão muito tempo para se acidificar e período igualmente longo para se recuperar da acidificação. Entretanto, como a camada superior do oceano — a zona eufótica — é crucial para a produtividade marinha, qualquer alteração no pH e na temperatura dessa camada pode produzir numerosos efeitos em cadeia, por exemplo sobre a vida marinha e as correntes oceânicas.^[95]

A questão central para a penetração da acidificação oceânica é a forma como as águas superficiais se misturam, ou deixam de se misturar, com as águas profundas; a ausência de mistura é chamada de estratificação oceânica. Isso, por sua vez, depende da temperatura da água e, portanto, difere entre os trópicos e as regiões polares.^[95]

As propriedades químicas da água do mar tornam a medição do pH mais complexa, e existem várias escalas distintas de pH em oceanografia química.^[129] Não há uma escala de referência de pH universalmente aceita para a água do mar, e a diferença entre medições baseadas em múltiplas escalas de referência pode chegar a 0,14 unidade.^[130]

Alcalinidade

A alcalinidade é o balanço entre bases, aceitadoras de prótons, e ácidos, doadores de prótons, na água do mar ou em qualquer água natural. Ela atua como um tampão químico, regulando o pH da água do mar. Embora muitos íons possam contribuir para a alcalinidade, vários estão presentes em concentrações muito baixas. Por isso, os íons carbonato, bicarbonato e borato são os únicos contribuintes significativos para a alcalinidade da água do mar no oceano aberto e bem oxigenado. Os dois primeiros respondem por mais de 95% dessa alcalinidade.^[95]

A equação química da alcalinidade na água do mar é:

A_T = [HCO₃⁻] + 2[CO₃^2-] + [B(OH)₄⁻]

O crescimento do fitoplâncton nas águas superficiais transforma parte dos íons bicarbonato e carbonato em matéria orgânica. Parte dessa matéria afunda até o oceano profundo, onde é novamente decomposta em carbonato e bicarbonato. Esse processo está relacionado à produtividade oceânica ou produção primária marinha. Assim, a alcalinidade tende a aumentar com a profundidade e também ao longo da circulação termoalina global, do Atlântico em direção aos oceanos Pacífico e Índico, embora esses aumentos sejam pequenos. No total, as concentrações variam apenas alguns por cento.^[95][128]

A absorção de CO₂ da atmosfera não altera a alcalinidade do oceano.^[131]:2252 No entanto, leva à redução do pH, processo denominado acidificação oceânica.^[127]

Tempos de residência de elementos químicos e íons

As águas oceânicas contêm muitos elementos químicos na forma de íons dissolvidos. Os elementos dissolvidos apresentam ampla variedade de concentrações. Alguns, como sódio e cloreto, aparecem em concentrações muito altas, de vários gramas por litro, e juntos constituem a maior parte dos sais oceânicos. Outros, como o ferro, estão presentes em concentrações diminutas, de apenas alguns nanogramas (10⁻⁹ gramas) por litro.^[110]

A concentração de qualquer elemento depende de sua taxa de entrada no oceano e de sua taxa de remoção. Elementos entram pelos rios, pela atmosfera e por fontes hidrotermais. São removidos da água ao afundar e serem soterrados em sedimentos ou, no caso da água e de alguns gases, por evaporação para a atmosfera. Ao estimar o tempo de residência de um elemento, os oceanógrafos examinam o equilíbrio entre entrada e remoção. O tempo de residência é o período médio em que o elemento permanece dissolvido no oceano antes de ser removido. Elementos muito abundantes na água oceânica, como o sódio, apresentam altas taxas de entrada, refletindo sua abundância nas rochas e o rápido intemperismo, combinado à remoção muito lenta devido à baixa reatividade e alta solubilidade dos íons de sódio. Em contraste, outros elementos, como ferro e alumínio, são abundantes nas rochas, mas muito pouco solúveis, de modo que sua entrada no oceano é pequena e sua remoção é rápida. Esses ciclos fazem parte do grande ciclo global dos elementos existente desde a formação da Terra. Estima-se que os tempos de residência dos elementos muito abundantes no oceano alcancem milhões de anos, enquanto elementos altamente reativos e insolúveis permanecem apenas centenas de anos.^[110]

Nutrientes

Alguns elementos, como nitrogênio, fósforo, ferro e potássio, são essenciais à vida, constituem componentes importantes do material biológico e são geralmente chamados de nutrientes. O nitrato e o fosfato têm tempos de residência oceânicos de 10 000^[134] e 69 000^[135] anos, respectivamente, enquanto o potássio é um íon muito mais abundante no oceano, com tempo de residência de 12 milhões de anos.^[136] O ciclo biológico desses elementos representa um processo contínuo de remoção da coluna de água, à medida que o material orgânico em decomposição afunda e se deposita como sedimento no fundo oceânico.

O fosfato proveniente da agricultura intensiva e do esgoto não tratado é transportado pelo escoamento superficial aos rios e às zonas costeiras, alcançando o oceano, onde é metabolizado. Por fim, afunda até o fundo oceânico e deixa de estar disponível aos seres humanos como recurso comercial.^[137] A produção de rocha fosfática, ingrediente essencial dos fertilizantes inorgânicos,^[138] é um processo geológico lento que ocorre em alguns sedimentos oceânicos e gera apatita sedimentar minerável, um recurso não renovável (ver pico do fósforo). Essa deposição líquida contínua de fosfato não renovável decorrente das atividades humanas pode tornar-se, no futuro, um problema para a produção de fertilizantes e para a segurança alimentar.^[139][140]

Mudanças climáticas

Esta seção é um excerto de Efeitos das mudanças climáticas nos oceanos.editar

Parte de uma série sobre a
Mudança do clima
Efeitos Mitigação Adaptação
Contexto Sistema climático Variabilidade climática História Cenários Consenso científico sobre mudanças climáticas
Causas CO2 atmosférico Desmatamento [en] Efeito estufa Emissões de gases de efeito estufa
Impactos Agricultura Biomas [en] Segurança climática [en] Econômico Risco de extinção Condições meteorológicas extremas Pesca Recuo glacial Saúde humana [en] Acidificação oceânica Oceanos Psicológico [en] Elevação do nível do mar Aquecimento global descontrolado Ciclones tropicais Ciclo hidrológico
Mitigação Remoção de dióxido de carbono Sequestro de carbono Financiamento climático Economia Ações individuais [en] Economia de baixo carbono Soluções baseadas na natureza Energia sustentável
Adaptação Redução do risco de desastres Resiliência Vulnerabilidade
Sociedade Empresas [en] Crianças Justiça climática Movimento climático Comunicação [en] Controvérsias Negação Economia Educação Gênero Litígios Migração [en] Política Cultura popular [en] Pobreza [en] Opinião pública [en] Convenção-Quadro das Nações Unidas sobre a Mudança do Clima United Nations Climate Change Conference Protocolo de Quioto Acordo de Paris
Por localização Ártico Austrália Brasil Canadá Guatemala Índia Madagascar
Portal do ambiente
v d e

Há muitos efeitos das mudanças climáticas nos oceanos. Um dos mais importantes é o aumento de suas temperaturas. Ondas de calor marinhas mais frequentes têm relação com isso. O aumento da temperatura contribui para a elevação do nível do mar devido à expansão da água à medida que ela se aquece e ao derretimento das camadas de gelo na terra. Outros efeitos sobre os oceanos incluem o declínio do gelo marinho, a redução dos valores de pH e dos níveis de oxigênio, bem como o aumento da estratificação oceânica [en]. Tudo isso pode levar a mudanças nas correntes oceânicas, como, por exemplo, o enfraquecimento da circulação meridional de capotamento do Atlântico (AMOC).^[156] A principal causa destas mudanças são as emissões de gases de efeito estufa provenientes de atividades humanas, principalmente a queima de combustíveis fósseis e o desmatamento. O dióxido de carbono e o metano são exemplos de gases de efeito estufa. O efeito estufa adicional leva ao aquecimento dos oceanos porque eles absorvem a maioria do calor adicional no sistema climático.^[157] Os oceanos também absorvem parte do dióxido de carbono extra presente na atmosfera. Isso faz com que o valor do pH da água do mar caia.^[158] Os cientistas estimam que o oceano absorve cerca de 25% de todas as emissões de CO₂ causadas pelo ser humano.^[158]

As várias camadas dos oceanos possuem temperaturas diferentes. Por exemplo, a água é mais fria no fundo do oceano. Essa estratificação de temperatura aumentará à medida que a superfície do oceano se aquece devido ao aumento da temperatura do ar.^[159]:471 Associado a isso, há um declínio na mistura das camadas oceânicas, de modo que a água quente se estabiliza perto da superfície. Segue-se uma redução da circulação de águas frias e profundas. A diminuição da mistura vertical dificulta a absorção de calor pelo oceano. Portanto, uma parcela maior do aquecimento futuro vai para a atmosfera e para a terra. Um dos resultados é um aumento na quantidade de energia disponível para ciclones tropicais e outras tempestades. Outro resultado é uma diminuição dos nutrientes para os peixes nas camadas superiores do oceano. Estas mudanças também reduzem a capacidade do oceano de armazenar carbono.^[160] Simultaneamente, os contrastes de salinidade estão aumentando. As áreas salgadas estão se tornando mais salgadas e as áreas mais doces, menos salgadas.^[161]

A água mais quente não consegue conter a mesma quantidade de oxigênio que a água fria. Como resultado, o oxigênio dos oceanos vai para a atmosfera. O aumento da estratificação térmica [en] pode reduzir o suprimento de oxigênio das águas superficiais para as águas mais profundas. Isto reduz ainda mais o teor de oxigênio da água.^[162] O oceano já perdeu oxigênio em toda a sua coluna de água. As zonas de mínimo de oxigênio estão aumentando de tamanho em todo o mundo.^[159]:471

Estas alterações prejudicam os ecossistemas marinhos, podendo levar à perda de biodiversidade ou a mudanças na distribuição das espécies.^[156] Isso, por sua vez, pode afetar a pesca e o turismo costeiro. Por exemplo, o aumento da temperatura da água está prejudicando os recifes de coral tropicais. O efeito direto é o branqueamento dos corais nesses recifes, pois eles são sensíveis até mesmo a pequenas mudanças de temperatura. Portanto, um pequeno aumento na temperatura da água pode ter um impacto significativo nesses ambientes. Outro exemplo é a perda de habitats de gelo marinho devido ao aquecimento. Isso causará impactos graves sobre os ursos polares e outros animais que dependem desse ambiente. Os efeitos da mudança climática nos oceanos exercem pressões adicionais sobre os ecossistemas oceânicos, que já estão sob pressão devido a outros impactos das atividades humanas.^[156]

Poluição marinha

Sobrepesca