A distribuição de isotermas e isohalinas permanecem relativamente constantes de ano a ano, apenas pequenas modificações ocorrem na camada de superfície. Deve ser realçado que essas distribuições representam uma espécie de equilíbrio dinâmico, ou estado estacionário, pois as águas dos oceanos em todos os locais estão constantemente sendo renovadas pelas correntes marinhas. Esse movimento não é ao acaso, mas é organizado em movimentos tridimensionais que mostram pequenas variações quando se tiram grandes médias sobre períodos de vários anos.
4.1 - MASSAS DE ÁGUA
O clima da terra e o tempo são resultado de movimentos de massas de ar, cada uma caracterizada por valores de temperatura , umidade e pressão. De forma bastante semelhante, as massas de água oceânicas se movimentam nas direções vertical e horizontal, sendo cada uma definida por valores bem definidos de temperatura T e salinidade S e outras características que também podem ser usadas para acompanhar os seus movimentos em todas as bacias oceânicas. Na Fig. 4.1 são mostrados os contornos de massas de água que se formam na parte superior dos oceanos e que se estendem da superfície até a base da termoclina. Elas são identificadas por seus valores característicos de temperatura , salinidade e outras propriedades que incluem organismos que se adaptam a cada uma delas.
Comparando-se a Fig. 4.1 com a Fig. 2.12 pode-se ver que os contornos entre essas massa de água coincidem muito bem com os grandes sistemas de correntes. É também possível identificar contornos entre massas de água que se movem em diferentes direções e em profundidades maiores nos oceanos.
A água se move de forma mais vagarosa que o ar, dessa forma as massas de água são menos variáveis do que as massas de ar e seus contornos não se modificam muito, mesmo na escala de décadas; até séculos.
Os sistemas de correntes de superfície são guiados pelos ventos de superfície, mas os movimentos das águas intermediárias do oceano profundo são controlados pela densidade da água do mar. Quando a densidade se torna suficientemente alta a coluna de água se torna instável gravitacionalmente e afunda.
A circulação vertical nos oceanos é controlada pelas variações dos valores térmicos e salinos e isso é conhecido como circulação termohalina. Seus componentes principais são as águas frias e mais densas, que se formam ao redor das áreas árticas dos pólos terrestres e afundam até o fundo do mar se espalhando por todos os oceanos e fluindo abaixo de todas as outras massas de água. A água proveniente do polo sul , Água Antártica Profunda, cruza o Equador, entrando no hemisfério Norte. No Atlântico Norte as correntes de fundo também se dirigem ao Equador a partir do Ártico. No Pacífico isso não corre devido a barreira natural formada pelas ilhas Aleutas que formam um arco no Norte.
Nas águas de superfície dos oceanos somente a temperatura
e salinidade controlam a densidade da água, mas no fundo
dos oceanos outro fator se torna importante, a PRESSÃO.
4.2 - PROFUNDIDADE, (PRESSÃO) , DENSIDADE E TEMPERATURA
A densidade da água do mar varia um pouco com a profundidade. Fig 4.2. A enorme pressão nas grande profundidades pareciam numa primeira impressão ser suficiente para banir delas qualquer idéia de organismo vivo. Havia a noção bastante disseminada que á medida que se ia em direção ao fundo do mar a água se tornaria mais densa e que todas as coisas perdidas flutuavam de acordo com as suas densidades. Esqueletos restos de embarcações, embarcações naufragadas, tesouros perdidos ancoras canhões. Todos formando uma espécie de fundo falso abaixo do qual estaria água pura e mais pesada do que ouro puro.
Os efeitos da pressão sobre a densidade não é tão dramática como acima, mas o conceito de flutuação neutra é usado em muitos instrumentos oceanográficos . A equação hidrostática descreve a forma com que a pressão se relaciona com a profundidade na coluna de um fluido.
P = d g h
onde d é a densidade g a aceleração da gravidade e h a profundidade do ponto onde se faz a observação
Desde que a densidade permaneça constante a equação hidrostática mostra uma relação de proporcionalidade entre pressão e profundidade ( altura). Ela vale para todos os oceanos porque a água do mar é pouco compressível e a densidade de 99% de água é dentro de 2% do seu valor médio, que é de 1,03 x 103 Kg/m3. Na Fig. 4.3 é mostrada a variação da pressão contra a profundidade dos oceanos . Ambas as escalas são logarítmicas para acomodar no mesmo gráfico números grandes . A relação entre pressão e profundidade é linear . A pressão é medida em Newtons por metro quadrado. 100.000 N/m2 correspondem a 1 bar que é aproximadamente igual a 1 atmosfera.
4.2.1 - VARIAÇÕES ADIABÁTICAS
Variações adiabáticas de um volume de água do mar são aquelas que ocorrem sem que haja transferência de calor através do seu contorno. Elas são uma conseqüência da compressibilidade dos fluidos . Quando um fluido se expande ele perde calor e sua temperatura diminui. Se o fluido é comprimido ele ganha energia interna e sua temperatura aumenta- essa razão porque uma bomba se aquece quando se enche o pneu de uma bicicleta. O princípio de ganho e perda adiabática de calor durante a compressão e expansão de gás fornece a base para a tecnologia de refrigeração e ar condicionamento.
À medida que o ar sobe até uma região de menor pressão ele se expande e razão da que da temperatura para o ar seco é 9,8 graus Celsius por quilômetro. Os líquidos são menos compressíveis que os gases e a razão de mudança de temperatura da água do mar é menos do que 0,2 graus Celsius por metro.
Isso faz surgir o conceito de temperatura potencial. Tanto nos oceanos quanto na atmosfera ela corresponde à temperatura que o fluido teria se fosse trazido adiabaticamente da pressão em que se encontra a uma pressão de 1000 milibars ( aproximadamente 1 atmosfera ao nível do mar) . Ela difere da medida in situ que é a temperatura que é a temperatura real do fluido na sua profundidade em que está realmente
Devido ao grande contraste em compressibilidade a diferença entre
temperatura potencial e temperatura in situ pode se da ordem de dezenas
de graus na atmosfera mas nuca é acima de 1, 5 graus Celsius
nos oceanos. Esse valor é de grande valia para se entender a distribuição
vertical de temperatura e estabilidade gravitacional nos oceanos .
4.3 - DIAGRAMAS TS
Os diagrama T S são usados para plotar os valores de temperatura e salinidade das amostras de água do mar e identificar as massas de água. A Fig. 4.4 mostra um diagrama T S . As isolinhas representam valores de densidade e os números indicados corresponde a valores de sigma t conceito bastante utilizado em Oceanografia.
4.3.1 - O CONCEITO DE SIGMA T ()
Sigma t é a forma de expressar a densidade de água domar à partir dos valores in situ de temperatura e salinidade de uma amostra. . Na Fig. 4.4 o valor de sigma t da água do mar a 5 graus Celsius ( temperatura in situ) e salinidade 33,5 é 26, 5.
A gravidade específica da água é 1,0625 e sua densidade é 1,0265 x dez elevado ao cubo kg por metro de tal forma que
sigma t = (gravidade específica -1) x 1000.
Notar que a gravidade específica é usada aqui não densidade de tal forma que sigma t não possui unidades mas é usual encontrar-se sigma t notado com unidades de densidade.
Abaixo das profundidades de 500 a 1000 metros a temperatura e salinidade dos oceanos não varia muito. A Fig. 4.5 mostra como isso se reflete nos pequenos acréscimos dos valores de sigma t com a profundidade abaixo de 1000 metros. A curva dos valores de sigma t é verticalmente constate a partir de 2000 m.
Em oposição em profundidades menores do que 500 m, em latitudes médias e baixas, sigma t aumenta bastante e com a profundidade e a Fig. 4.5 é quase horizontal. Um pronunciado degrau em densidade no perfil de densidade é denominado picnoclina . Nos oceanos picnoclinas se associam usualmente com as termoclinas embora sua posição exata e inclinação dependa também, da posição da haloclina. A picnoclina principal coincide aproximadamente com a termoclina permanente. Na picnoclina a água do mar é bastante estável , ie, é necessária grande quantidade de energia para deslocá-la para cima e para baixo . A picnoclina principal é uma espécie de fundo oceânico onde os processos turbulentos de mistura da superfície não progridem profundidade abaixo.
A profundidade da camada de mistura depende da forma e duração
dos ventos na superfície e da estabilidade da água que tornam
a água estável como o aquecimento solar na superfície
e precipitação atmosférica. Ambos reduzem a densidade
da água de superfície: água quente é menos
densa do que água fria e água pura é menos densa do
que água do mar . Os processos de mistura da superfície
entretanto tem o efeito de aumentar a estabilidade na sua base fazendo
a picnoclina se estabelecer.
4.3.2 O CONCEITO DE SIGMA T E ESTABILIDADE VERTICAL
Embora os T S diagramas sejam bastante úteis para determinação para identificar e acompanhar as massas de água dos oceanos ela pode dar informações incorretas sobre a estabilidade vertical em água profundas. A densidade dever crescer com profundidade para garantir a sua estabilidade nos oceanos. A compressão adiabática aumenta a sua temperatura em águas profundas de tal forma que a sua temperatura in situ torna-se progressivamente maior que sua temperatura potencial a medida que a profundidade aumenta. Ma sigam t determinada através do uso da temperatura in situ sem a correção da variação adiabática de tal forma que ela irá representar uma densidade menor da- quela que é possuída pela água em uma profundidade particular.
Em alguns casos as diferenças são pequenas e podem ser ignorada mas pode também ocorrer que plotagem de diagrama T S com valores in situ mostram uma diminuição de sigma t à media que a profundidade cresce em amostras de águas profundas. Estas instabilidades desaparecem através do uso da temperatura potencial no diagrama T S para determinar a densidade potencial que é representada por sigma teta - a temperatura potencial e definida com temperatura que a amostra de água teria se trazida adiabaticamente da profundidade em que foi colhida até a superfície do mar -.
Como a água o mar esta sobe a pressão atmosférica não há a necessidade de se fazer a correção adiabática de forma que sigma t e sigma teta para águas de superfície são exatamente os mesmos.
A Tabela 4.1 mostra os valores de sigma t e sigma teta na fossa Mindanau , Filipinas, calculados a partir dos valores in situ de temperatura que crescem até 4 450 m e depois decrescem. Isso sugere que a água é instável gravitacionalmente. Quando as temperaturas in situ são transformada para temperatura potencial os valores sigma t são substituídos por valores potenciais e a instabilidade desaparece.
A Tabela 4.1 mostra que a diferença entre in situ e temperatura
potencial alcança a 1 grau Celsius abaixo de profundidade de 8000m
enquanto a profundidades de 1000 m é significante até a primeira
casa decimal. As diferenças e tornam bem menores a medida que as
profundidades diminuem. é importante lembrar entretanto que
pequenas mudanças de temperatura por efeitos adiabáticos
ocorrem mesmo na camada de mistura de superfície . As diferenças
nessas profundidades podem ser peque nas mas são detectadas com
a instrumentação de hoje em dia, sendo necessário
fazer-se correções adiabáticas mesmo a profundidades
de 200 metros.
4.3.3 - O USO DOS DIAGRAMAS TS
Na Secção 4.1 foi mostrado que as massas de água podem ser identificadas pelas suas assinaturas T S . Por exemplo as três maiores mares massas de água do Atlântico Fig. A1 são caracterizadas por apenas ranges de temperatura e salinidade.
Água Antártica de Fundo (AAF ),
0,5 a 0 graus e 34,6 a 34, 7
Água Profunda do Atlântico Norte (APAN), 2 a 4 graus
Celsius e 34,9 a 35,0
Água Intermediária Antártica (AIA),
3 a 4 graus Celsius e 34,2 a 34, 3
Diagramas T S podem assim ser usados para identificar as massas de água bem como quantificar até que limite ela se misturou com outras águas circunjacentes. Por exemplo na Fig. 4.7 o diagrama TS no qual T e S dados para uma estação no Atlântico Equatorial foi plotado. Os valores de T e S das três massas de água mencionadas acima são também mostradas.
A água entre 1400 m e 3800m representa a APAN ( Água Profunda do Atlântico Norte) pouco modificada apresar de toda mistura até chegar a essas baixas latitudes numa estação abaixo do Equador. Por simplicidade se trata a APAN como uma única massa de água mas de fato ela compreende águas provenientes da Noruega, Groenlândia e Labrador.
A influência da Água Antártica de Fundo (AAF) é identificada no fundo do perfil na Fig. 4.7 embora essa Massa De água tenha viajado milhares de quilômetros desde sua origem na Antártica. No entanto a água ao redor de 800m ainda mostra alguns aspectos da (AAF) mas essa foi consideravelmente degradada pela mistura com a água da superfície e água mais profunda abaixo.
4.3.3 - PROPRIEDADES CONSERVATIVAS E NÃO CONSERVATIVAS.
Existem duas razões porque o diagrama T S e uma ferramenta poderosa para a identificação e acompanhamento de massas de água.. Primeiro a temperatura e salinidade são facilmente mensuráveis e segundo, logo que a água é posta for a do contato com atmosfera, i.e. logo que ultrapassa a camada de mistura oceânica as suas propriedades só podem ser mudadas através de mistura com outras águas do oceano que tenham diferentes valores de T e S. Por essa razão T e S são chamadas propriedades conservativas
De acordo com essa definição pode-se dizer que a temperatura potencial teta é uma verdadeira propriedade conservativa enquanto a in situ não é. Temperaturas in situ podem ser mudadas por outros processos que não os de mistura, por exemplo, através de compressão e descompressão adiabática. A temperatura potencial teta 'é corrigida desse efeito e dessa forma é de fato uma propriedade conservativa. Por essa razão o uso de diagramas T S tem sido substituído por diagramas Teta S.
As massas de água podem ser identificadas também pelas
suas características químicas e biológicas
por exemplo por seu conteúdo de Oxigênio dissolvido ou
sais Nutrientes. No caso de massas de água de superfície(Fig.
4.1) pela presença de certas comunidades de organismos. Claramente
entretanto todas essas propriedades podem ser modificadas por processos
outros que os de mistura especialmente processos biológicos e por
essa razão eles são chamadas propriedades não conservativas.
É necessário sempre lembrar que estas propriedades e aplicam em águas oceânicas ao largo. Nos contornos com o fundo do oceano e com a atmosfera existem ganhos e perdas de sais de calor de sal ganho de água doce, radiação solar, precipitação atmosférica, etc. A distinção entre propriedades conservativas é importante fazer.
Circulação hidrotérmica associada com o espalhamento
do solo submarino e vulcanismo fornece grande quantidade de água
aquecida nas água s de fundo oceânico, mas eles não
invalidam a definição acima de propriedade conservativa.
A água expelida pelas ventosas hidrotérmicas tem valores
térmicos muito diferentes do que as águas de fundo . Temperatura
e Salinidade são propriedades conservativas então elas podem
ser usadas para acompanhar os movimentos das águas hidrotérmicas
da mesma forma que é feito com as massa de água identificadas.
4.4 - PROCESSOS DE MISTURA NOS OCEANOS
Não homogeinidades podem ocorre nos oceanos em uma variedade de escalas . Os processos de mistura agem de forma a dissipar essas inhomogeinidades . Eles englobam os processos lentos processo da difusão e o processo mais rápido da mistura turbulenta.
4.4.1 - DIFUSÃO MOLECULAR E MISTURA TURBULENTA.
Mesmo em um fluido em repouso se uma substância e desigualmente dissolvida nele a substância irá difundir os gradientes de concentração para igualar a sua distribuição . Esse é o processo de difusão molecular que resulta dos movimentos das moléculas do fluido. Uma distribuição igual de calor é também obtido através de processo semelhante.. Em regiões de maior temperatura as moléculas tem maiores energias cinéticas. Maior difusão de calor ocorre a medida de que essa moléculas movem para regiões de menor temperatura onde elas se misturam com moléculas mais vagarosas e transmitem uma parte ao seu excesso de energia . Esse é processo de difusão que ocorre nos fluidos.
A água do oceano está em constate movimento que raramente é laminar e maioria dos casos é de natureza turbulenta. A distinção entre os dois movimentos é mostrada na Fig. 4.8. quando o fluido e move em fluxo laminar a mistura ocorre principalmente como difusão molecular. Turbulência Fig. 4.8b pode fazer a união de águas com diferentes concentrações de áreas bastante distantes. A mistura turbulenta é como espalhar as águas de uma banheira que rapidamente alcançam uma temperatura uniforme e uma igual distribuição de sais de banho.
Nos oceanos a turbulência pode estar associada com uma grande variedade de fenômenos físicos : movimento ondulatório, cisalhamento de corrente na direção vertical e horizontal ( isto é variações da velocidade do fluxo quer na direção vertical como na horizontal do fluxo, movimentos irregulares sobre o fundo do mar ou uma costa irregular , correntes de marés que variam com o tempo e a posição e vórtices que se propagam com as correntes marinhas.
Os oceanos são mais largos do que profundos - cerca de 10 000 km comparado com 5 km em profundidade - e gradientes horizontais de temperatura muitas ordens menores do que os gradientes verticais. Os valores de temperatura podem variar em 10 graus Celsius ou mais em 1 km de profundidade enquanto que é necessário viajar centenas de quilômetros para experimentar uma variação de temperatura horizontal da mesma ordem de grandeza. A escala da mistura turbulenta horizontal é pois muito maior do que a escala da mistura vertical que em qualquer caso tende a se opor a estabilidade vertical que resulta de acréscimo da densidade com a profundidade. Em suma o efeito da estrutura vertical de densidade é o de inibir a mistura vertical.
4.4.2 - ESTRATIFICAÇÃO , MICROESTRUTURA E MISTURA
Instrumento que fornecem perfiz contínuos de temperatura e salinidade nos oceanos mostram a estrutura fina dos processos de escala fina conhecidos como processos de microestrutura oceânica. Perfiz em forma de escadinhas no qual camadas homogêneas de água são separadas por finas interfaces com gradientes de temperatura e salinidade ocorrem em todos os oceanos. Fig. 4.9. As escalas desses fatores variam consideravelmente , algumas camadas tem de 20 a 30 metros de espessura enquanto outras superpostas nessas são da ordem de 0,2 a 0, 3 m de espessura. Fig. 4.9 c e d.
A extensão lateral das camadas podem ser até dezenas de quilômetros para as camada mais espessas e talvez centenas de metros para as camadas mais finas , as temperatura podem crescer ou decrescer com a profundidade na forma de escadinhas mas onde a temperatura acresce com a profundidade (um inversão térmica) a salinidade também cresce com a profundidade de outra forma as interfaces entre as camadas se tornariam instáveis.
Quando a temperatura decresce com a profundidade a salinidade pode crescer ou decrescer com a profundidade. Porque a densidade acresce em cada passo a microestrutura é bastante estável e esse fato tende a inibir a mistura vertical. Entretanto a difusão molecular somente eliminaria diferenças entre camada adjacentes de água. Tal difusão pode dar origem ao mecanismo conhecido com dedos de sal.
A difusão molecular de calor é muitas vezes mais rápida do que a de sal. Se por isso temos um sistema de duas camadas onde a camada menos densa e quente está sobre camada mais fria e menos salina, o calor se difunde mais rapidamente para o fundo do que o sal . A Fig. 4.10 mostra como esse processo reduz a densidade da camada inferior e aumenta os valores da camada superior dando origem a estabilidade do sistema . O resultado é um padrão de células que se afundam de água salgada se alternando com a subida de células de menor salinidade .
A persistência de contornos muito íngremes entre as camadas na microestrutura oceânica sugere que deve haver um processo que age de forma a manter os contrastes através delas agindo contra os efeitos da difusão molecular. Vários processos tem sido levantados para dar conta da microestrutura oceânica e dos processos que a mantém Pode ser que diferentes processos dominam diferentes escalas em diferentes partes dos oceanos. O processo mais provável para manutenção da microestrutura oceânica pode ser relacionado à quebra das ondas internas oceânicas.
A QUEBRA DAS ONDAS INTERNAS
Já foi reconhecido que á medida que a densidade cresce em direção ao fundo em cada passo na microestrutura ela é verticalmente estável. Sempre que a água nos oceanos é verticalmente estável podem ocorrer oscilações se a água é deslocada verticalmente. Resultam ondas internas que podem propagar energia nos oceanos da mesma forma que as ondas de superfície fazem
Tais ondas podem formar nas interfaces entre camadas de diferentes densidades que se associam com velocidades de cisalhamento ,ie, onde a água acima e abaixo da interface se move em direções opostas ou ( mais provavelmente) na mesma direção em diferentes velocidades. Esses cisalhamentos podem produzir instabilidades locais na forma de vagas, Fig 4.11, conduzindo a mistura turbulenta vigorosa imediatamente acima e abaixo da interface. O resultado é criar uma camada intermediária entre as camadas originais e assim formam dois degraus no perfil vertical, em lugar de um único e grande degrau. O processo pode continuar indefinidamente com a formação de muitos degraus na vertical sendo formado em cada quebra de ondas internas.
Uma das primeiras medições desse processo ocorreu em 1970,
quando o uso de traçadores permitiu aos mergulhadores observar a
quebra de ondas internas na região da termoclina próximo
a lha de Malta .Ondas internas em geral ocorrem em uma variedade grande
de escalas . Provavelmente as mais importantes são aquelas associadas
com as oscilações de marés ao longo das margens continentais.
Elas são possíveis de serem detectadas através de
imagens fotográficas desde que elas não ocorram em grandes
profundidades.
4.4.3 - FRENTES
Nos oceanos frentes são contornos entre diferentes corpos de água que tem características contrastantes. Eles são análogos às frentes atmosféricas entre diferentes massas de ar e ocorrem com uma variedade de escalas. As frentes podem ser formadas entre a água de um rio e as águas salinas oceânico a em um estuário dentro do estuário e na foz de estuários. Elas são comuns em todas as plataformas continentais separando águas estratificadas de água que é verticalmente misturada; ao longo das margens continentais separando as águas costeiras e água de plataforma das águas provenientes de oceano aberto. Em uma escala maior, no oceano profundo ocorrem as frentes separando massas de água com diferentes propriedades.
Em mares rasos as correntes de marés tem velocidades apreciáveis próximo ao fundo e podem ser agente importante de mistura vertical Se há um forte cisalhamento vertical devido a fricção no fundo. Fig. 4.12. A turbulência resultante conduz ao desenvolvimento de uma camada de mistura mais baixa . Se aparte de cima se mistura com a base da camada de mistura superior a água se torna verticalmente homogênea - uma situação comum em lugares onde ha fortes correntes de marés ( maiores do que 0,5 m/s.
Em algumas áreas as correntes de marés são fracas ou a profundidade total é maior e não desenvolvimento de estratificação . Frente em mares rasos são regiões de contorno entre águas homogêneas e completamente estratificadas. Fig 4.13, onde o balanço entre acamadamento e mistura depende principalmente da intensidade das correntes de marés.
A maior insolação durante os meses de verão conduz a águas mais quentes e menos densas águas de superfície e a mistura não é tão intensa porque em geral os ventos são também mais fracos. Uma termoclina sazonal se desenvolve . No verão em geral ventos mais fortes e superfície mais frias que se tornam mais densas e menos estáveis são mais susceptíveis a mistura produzida pela ação dos ventos.. A termoclina é forçada a ocupar maior profundidade Fig. 2.7d e eventualmente intercepta a parte superior da camada de mistura mais baixa nessa situação toda coluna se mistura.
A característica essencial de uma frente é a diferença de densidade entre as águas que a definem dos dois lados, mas outras características favorecem a sua visualização. A frente é freqüentemente marcada por uma linha de espuma ou material flutuante pois as frentes correspondem a regiões onde as águas de superfície convergem , isto é, movem em direção da outra em cada lado do contorno. A convergência resulta da ação do vento mas é também o resultado dos contrastes de densidade através da frente.
A Fig. 4.14 ilustra de forma simplificada como os contrastes de densidade levam a convergência . Frentes por definição separam águas de diferentes densidades ao longo de contornos inclinados. Existem fortes gradientes de densidade entre elas e dessa forma as frentes são definidas por superfícies muito próximas de igual densidade que as separam - superfícies isopicnais. Porque as superfícies isopicnais são inclinadas as águas simplesmente escorregam para baixo ao longo delas até alguma profundidade onde elas se tornam novamente horizontais. O afundamento de agua é mantido de forma a preservar o fenômeno.
Frentes podem ser identificadas facilmente através de fotografias
aéreas e imagens de satélites especialmente quando há
uma mudança de rugosidade na superfície do mar . A temperatura
é em geral diferente em cada lado do processo e o lado menos
estratificado e com águas mais frias é mais rica
em nutrientes em geral que o lado mais estratificado e mais
quente.. Em consequência as frentes também podem ser identificadas
pela extensão da produtividade bem como pela distribuição
de temperatura.
Frentes também podem ser desenvolvidas em associação
com cisalhamento lateral dentro ou proximo (e dentro) aos contornos de
sistemas de correntes, onde dois conjuntos de agua estão se movendo
na mesma direçao mas tem velocidades diferentes.
A corrente do golfo a partir dos estreitos da florida EE UU se expande no oceano aberto em direção nordeste é provavelmente o mais notório fenômeno natural na face da Terra. A água é cristalina, transparente e de intenso azul e no oceano mantém sua integridade facilmente distinguível pela cor , transparência e calor. Com seus limites bastante bem definidos que um navio pode ter sua proa na clareza suas águas e a popa nas águas comuns do Atlântico Norte. .
Os limites da corrente do golfo não são abruptos como o descrito acima , a chamada parede fria que separa as águas frias ao seu redor de suas águas mais quentes é tipicamente uma frente com cerca de 30 a 50 km de largura e mudanças de temperatura da ordem de 10 graus centígrados.
Entretanto através das frentes em geral o gradiente de temperatura é menor , da ordem de 2 graus Celsius em cerca de 20 quilômetros. Frentes menores em regiões estuarinas e em áreas costeiras são mais bem distintos. Fig 4.14. É importante lembrar que todas as frentes tem ângulos pequenos - da ordem de 1 por cento - o que significa que nas Figuras 4.13 e 4.14 elas estão muito exageradas.
Mistura de massas de água ocorrem através dessas frentes e a troca de propriedades entre as águas costeiras com as de plataforma e oceano aberto devido a extensa mistura, controla, entre outras coisas, a remoção de poluentes das águas costeiras na direção do oceano aberto. Os mecanismos de mistura incluem os vórtices, onde há cisalhamento vertical e horizontal e a interpenetração de duas massas de água de ambos os lados da frente, produzindo uma micro estrutura frontal, onde os processos de microescala irão atuar.
