Aula 6 salinidade

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SALINIDADE 
A Evolução dos Oceanos: Um Oceano Doce 
 
 
 
Características do oceano primitivo: quente, ácido e pouco 
salgado. 
 
A salinidade inicial deste caldo proveio de gases libertados pela 
atividade vulcânica do jovem planeta. 
 
Posteriormente, a lixiviação das rochas pela chuva fez com que a 
salinidade aumentasse gradualmente, até atingir os valores 
atuais. 
 
Se todo o oceano se evaporasse, a quantidade de sal que ficaria 
no fundo dava para cobrir os continentes com uma camada de 
153 m de espessura 
Salinidade (conceito original) – conteúdo de sais 
de um volume conhecido de água do mar. 
 
 
Lavoisier (final do séc. XVIII) – primeiras análises da 
água do mar por evaporação lenta e cristalização 
fracionada. Obteve pela ordem: CaCO3, CaSO4 . 2 
H2O, NaCl, NaSO4 . 7H2O, Mg SO4 . 7H2O, CaCl2 e 
MgCl2. 
 
 
Dittmar (1884)- Lei de Dittmar: relação constante 
entre os constituintes maiores da água do mar 
 
 
Murray (1893)- determinação da salinidade a 
partir do conteúdo de Cl-. 
1º definição de salinidade: (Knudsen et al., 1903) 
 
“Conteúdo de sais de 1Kg de água do mar, se todo o brometo 
e o iodeto fossem substituídos por uma quantidade equivalente 
de cloreto e todos os carbonatos substituídos por uma 
quantidade equivalente de óxidos”. 
 
 
A salinidade era determinada a partir da clorinidade. Com a 
utilização do método de Mohr-Knudsen, baseado na 
precipitação dos halogênios com AgNO3 e considerando que 
“clorinidade é o peso de cloro em 1 kg de água do mar, 
equivalente ao total dos halogênios” (Sorensen, 1902). 
2º definição de salinidade: por Cl (Jacobsen e Knudsen, 1940) 
 (Atomgrwitchsilber = Prata padrão de alta 
pureza) 
Kremling (1969, 1970) - 150 amostras do Mar Báltico 
 
Sabs (determinação individual do conteúdo salino) e S por Cl (Knudsen) 
 
Misturando 2 amostras, S= média pelo conteúdo salino 
 
Nova definição de salinidade: pela condutividade elétrica - 
escala prática de salinidade (UNESCO, 1981) 
 
 
Sabs: massa de material dissolvido/ massa da solução 
 
Sprat: Standard Seawater, K15 = 1,0000 
 
 
T= 15ºC - P= 1 atm, em relação a uma solução KCl 32,4356g/ Kg 
 
onde K15= 1,0000 p/ S= 35,0000 X 10-3 
 Cl= 19,3740 X 10-3 
Equação da salinidade (UNESCO, 1981) - para T diferente de 15ºC 
 
S( 103)= a0 + a1R1/2 + a2 R + a3R3/2 + a4R2 + a5R/2 + (T-15)/1 +A(T-15)[ b0 + b1R1/2 + b2R 
+ b3R3/2 + b4R2 + b5R5/2] 
 
onde: A= 0,0162 
a0= 0,008 b0= 0,0005 
a1= - 0,1692 b1= - 0,0056 
a2= 25,3851 b2= - 0,0066 
a3= 14,0941 b3= - 0,0375 
a4= - 7,0261 b4= 0,0636 
a5= 2,7081 b5= - 0,0144 
Σai= 35,0000 Σbi= 0,00000 
 
 
Aplica-se: -2ºC ≤ Tº ≤ 35ºC, R= C(S *T*O)/C(35*T*O) 
Relação entre Sabs e Sprat → Sabs= a + bSprat 
para Sprat= 35,0000, a= 0 
 b= 1,0049 ±0,0003 (Grasshoff et al., 1983) 
R = razão da condutividade entre a amostra e a água do mar padrão a pressão atm, T = 15ºC e S=35 
(2 < SPrat < 42, −2◦C< t < 35◦C) 
 
SR = salinidade referência 
SR/(g kg−1) = 35.16504 
 35 
× SPrat 
Nova Salinidade – SALINIDADE ABSOLUTA – SA – g kg−1 
SA = SR + δSA 
0,02 g kg−1 para região oceânica 
 
0,09 g kg−1 áreas costeiras 
 
Podemos exprimir e medir o conteúdo salino, 
mas ... 
 
De onde vem o sal? 
 
Por que existe a Lei de Dittman? 
O lendário “moinho de sal” e o ciclo das rochas na crosta da Terra 
 
- Willen Nieuwenkamp - teoria persedimentária → granito derivado de sedimentos 
 
 granito ← sed. + Na+ 
 
 oceano → perda de Na+ 
 
 
reciclagem do Na+ 
balanço de massa 
- Visão atual: ciclo oceânico 
 ciclo continental 
Balanços de massas entre crosta e oceano: 
 
 
a) ciclo geoquímico da crosta: 
 
 
-intercâmbio de material em imensos períodos de tempo 
→ 1 milhão de anos 
 
 
- reações lentas → raramente atingem o equilíbrio → dif. 
de tratamento 
 
b) modelo cíclico de troca de sais entre oceano e 
rios: 
 
Transporte de sais para a atmosfera → núcleos de 
condensação → precipitação → retorno ao oceano 
via rios → “sais cíclicos” nos balanços de massa 
(90% Cl-, 50% Na+ ciclados assim). 
c) regime permanente (steady state): 
 
Entrada fluvial aproximadamente igual a acumulação 
em sedimentos (Joly, 1899) → cálculo do tempo 
de residência dos elementos. 
 
 
 
d) modelo de equilíbrio: 
Tempo de residência maior que 1 milhão de anos 
Nesta escala pode-se falar em termos de equilíbrio: 
Sillen, 1961 (Garrels, Degens, etc) 
K (constante de proporção) = 1/ n anos 
[ ] = concentração do elemento i 
Figura 4.2: Modelo esquemático do ciclo 
geral geoquímico e suas interações com o 
oceano (Mc Intyre, 1970) 
a) Ciclo geoquímico da crosta 
 
b) Modelo cíclico de troca de sais entre 
oceano e rios 
 
c) Regime permanente 
 
d) Modelo de equilíbrio 
Figura 4.8 Concentrações dos elementos na 
água do mar e classificação (Mc Intyre, 1970) 
• Importância do estudo da salinidade 
 
 
Na área física: 
- classificação das massas d’água 
- estudos de processos de circulação e mistura 
 parâmetro essencial → densidade 
 
Na área biológica: 
- parâmetro fundamental na distribuição das espécies 
- adaptações e ambientes de transição 
- movimentos do plâncton (densidade) 
 
Na área geológica: 
- estudos de transporte e deposição de sedimentos 
- alterações na composição dos sedimentos 
A salinidade é a característica mais particular da 
água do mar e influencia todos os aspectos da 
Oceanografia. 
 
 
Poucos trabalhos podem ser feitos no mar sem 
que se tenha ao menos uma idéia aproximada do 
valor deste parâmetro. 
A Composição da Água do Mar: 
Uma Visão Geral: 
Fase dissolvida + fase particulada 
A separação entre as frações dissolvida e particulada é 
definida operacionalmente por filtração a 0,45 micrômetros. 
 
 
fração dissolvida → gases, íons hidratados, compostos 
orgânicos e inorgânicos e colóides 
 
 
fração particulada → partículas inorgânicas e orgânicas e 
colóides 
Tabela 4.3- composição elementar da água do mar e tempos de residência (Horne, 1969) 
Em termos de proporções relativas: 
 
Dados de Libes, 1992 e Horne, 1968! (que ilustram bem o princípio de Marcet). 
 
Contudo, existem condições em que a regra das proporções constantes não 
se aplica, que serão vistas em seguida. 
Processos físicos que alteram a salinidade da água do 
mar: 
 
•Evaporação 
• Precipitação 
•Congelamento → Obs.1 
• Degelo 
•Advecção de massas d’água 
•Mistura turbulenta de massas d’água, salinidades diferentes 
• Difusão molecular 
 
 
 
 Rápido Lento 
Íons ficam retidos na estrutura Maior exclusão 
 Água + salina 
 
Congelamento 
 
 
 
salinidade do gelo : 5,64 (-160 C) 
 10,16 (-400 C) 
 
Condições em que o princípio das proporções constantes é 
alterado: 
 
 
A) Maresmarginais e estuários: as concentrações de íons em 
águas fluviais são diferentes das da água do mar → em locais 
de: 
 
Circulação restrita → Troca lenta com o oceano 
Alto Run-Off terrestre → água de rio: [ ] < 200 mg/L 
 água do mar: [ ] ≅ 35.000 mg/L 
 
 
Ocorre uma alteração local nas proporções. Ex.: Báltico 
 
Relações SO4/Cl, HCO3/Cl, K/Na, Mg/Na, Ca/Mg muito maiores que 
na água do mar. 
 
B) Bacias Anóxicas: Redução na razão SO4-2/íons 
Redução bacteriana SO4-2 a S-2 em ambientes anóxicos: 
 
 
- Áreas: Circulação restrita 
- Grande Input de matéria orgânica 
 
Ex: Mar Negro 
 Fossa de Cariaco 
 Fjords 
C) Formação de gelo no mar: 
 
Inclusão/exclusão seletiva de íons, função da 
velocidade do congelamento. 
(inclusão principalmente de SO4-2). 
D) Deposição de conchas calcáreas: 
 
 
alterações na relação Ca2+/íons → Formação de conchas de CaCO3 dos 
organismos. Dissolução 
 
 
Apesar da grande abundância de organismos, a alteração máxima é em torno de 
1% nas razões. 
Mais rápida precipitação química/biológica em águas quentes. Ex: Bahamas, 
variação Ca/Cl ± 3%. 
E) Fontes hidrotermais: 
 
Áreas de vulcanismo submarino ativo 
 
Dorsais meso-oceânicas 
 
Fontes de Mg2+, SO4-2 e Cl- 
 
Ex: “salmouras geológicas” 
 Mar vermelho, ± 200 m 
 Águas quentes / salinas 
 
 T 45 0C S 25,5 
 58 0C 32,6 
F) Formação de evaporitos: 
Sais são removidos da água do mar quando a evaporação aumenta suas concentrações 
acima de suas respectivas solubilidades, e eles precipitam. 
Minerais como: NaCl (Halita) 
 CaCO3 (Calcáreo) 
 CaMg(CO3)2 (Dolomita) 
 CaSO4.2H2O (Anhidrita) 
 
São depositados em seqüência, e assim os íons são removidos diferencialmente. 
Condições particulares são necessárias para este processo: 
-Alta evaporação 
- Circulação restrita 
 
•Encontrados geralmente em áreas costeiras bastante rasas. 
•A formação e dissolução de evaporitos exerce um papel importante nas 
concentrações dos íons maiores a longo prazo. 
G)Interface Ar-Mar: 
 
 Transporte de íons para a atmosfera, via ejeção de 
gotas d’água causada pelo colapso de bolhas. 
Como a ejeção de sais é seletiva, o processo altera 
as razões iônicas. Os sais ejetados são chamados 
“sais cíclicos” e incluem Cl- e Na+ 
H) Águas intersticiais: 
 
Águas retidas nos espaços entre as partículas dos sedimentos 
(pore waters, interstitial water) 
- Advecção 
Movimento relativo das massas d’água 
- Mistura turbulenta 
- Difusão molecular Movimento dos íons na massa d’água 
Processos que envolvem movimento de massas d’água e íons: 
 
Latitudes Altas Latitudes Sub-Polares 
Resfriamento Resfriamento (menor) 
⇓ ⇓ 
Horizonte de densidade (alta) Horizonte de densidade (menor) 
⇓ ⇓ 
Águas de fundo Águas intermediárias 
• Advecção: 
 
• Correntes Geostróficas → Superfície 
Velocidade de 1 – 10 cm/s 
• Correntes Termohalinas : 
• Movimento Horizontal 
• Movimento Vertical 
 Águas profundas, Velocidade de 0,1 – 0,01 cm/s 
 
 
•Mistura Turbulenta: 
 
•Horizontal 
 
•Vertical 
 
Estratificação na coluna d’água → Turbulência Horizontal 
Homogeneização das massas d’água → Características T S 
intermediárias. 
•Difusão Molecular 
Movimento de íons numa dada massa d’água. 
•Originada pela distribuição não-homogênea de solutos numa solução. 
•Processo espontâneo → difusão desde região de alta concentração até região de baixa 
concentração, que prossegue até a solução ficar homogênea. 
 
Soluto → Fluxo = - Dc d[c] = Dc calta - cbaixa 
( c ) ( c ) dz ∆z 
onde: Dc = Coeficiente de difusividade molecular de c 
 ∆z = distância 
Obs.: Para [ ] em g/cm3 
 Área em cm2, t em s e F(c) = g . cm-2 . s-1 
Na água do mar, D varia entre 2x10-5 e 5x10-5 cm2/s = processo LENTO. 
Movimento das massas de água 
Ciclos biogeoquímicos dos elementos não-conservativos 
Salinidade como traçador conservativo: 
 
Terra 
 
absorção 
insolação 
reflexão 
reflexão 
absorção água → evaporação 
 plantas → fotossíntese 
superfície do mar 
Radiação 
Balanço global de calor 
 
 
 
Sol 
↓ 
fonte de energia térmica 
 
 
 
A insolação é variável: 
-Época do ano (inclinação do eixo da Terra) 
- Latitude 
 
- Latitude 
 
A maior insolação ocorre no Equador, porque: 
Raios solares concentrados em área menor; 
Atravessam uma camada menor da atmosfera → menor absorção; 
Reflexão é menor em grandes ângulos de incidência. 
Esta variação determina variações na temperatura à superfície dos oceanos: 
Temperatura Reguladas por: 
Profundidade Insolação local 
∆Tº ± 5ºC Regime de ventos 
Prof. max. 300m 
Variações da temperatura com a profundidade: 
 Perfil característico (baixas e médias latitudes): 
 
 Superfície 
 Camada de mistura – homogênea 
 (mixed layer) 
 
 
 
 
 
Camada de transição de temperatura 
•termoclina - → barreira de densidade 
 ∆Tº → 5º a 20ºC Prof. max. 1000m 
Camada de temperatura estável (baixa) 
 águas profundas Tº média → 2º a 5ºC 
A diferença de temperatura entre a camada profunda e a zona de mistura diminui com o aumento da 
latitude 
→ regiões polares → coluna quase isotérmica 
 
Perfis típicos de temperatura: 
Variação anual: 
Baixas latitudes 
∆Tº (ar) ± 10ºC 
∆Tº (água) < 3ºC 
Médias latitudes 
∆Tº (ar) ± 30ºC 
∆Tº (água) ≈ 6ºC 
Temp. média sup.: 17,5ºC 
Temp. média terrestre: 14,4ºC 
A termoclina, como é previsível, é mais acentuada nas baixas latitudes (perfil b, acima), 
devido à insolação maior. Nas latitudes médias (perfil a), a termoclina de verão é destruída 
pelos fortes ventos do inverno. 
Picnoclina → forte gradiente de 
densidade → inibe a circulação 
vertical 
Altas latitudes → ausência de 
picnoclina forte → ocorre 
circulação termohalina 
(ver perfil c ) 
Perfil de densidade: Inverso da temperatura 
 
A picnoclina é uma camada na coluna de água onde a 
densidade da água varia muito rapidamente em profundidade 
Variações espaciais e temporais da salinidade: 
A variação da salinidade está ligada à temperatura superficial, ou melhor, ao 
balanço de evaporação e precipitação: 
1 e 2 - Atlântico e Pacífico 
― médias latitudes, E > P 
- - altas latitudes, P > E 
3 - Equador: intensa P local, 
pouca circulação vertical 
1 2 3 
As zonas de evaporação líquida correspondem às zonas de maior salinidade superficial 
(perfis 2 e 3 abaixo): 
Perfis típicos de salinidade: 
 
 
 
 
 
 
 
Tabela 4.8 Principais massas d’ água no oceano (Broecker & Peng, 1983) 
Identificação de massas d’água: diagrama T – S 
 
 
 
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