D3 Medição de Corrente

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A medição das correntes oceânicas combina duas famílias de métodos muito diferentes: os métodos eulerianos, que medem a velocidade da água em um ponto fixo no espaço à medida que a água passa, e os métodos lagrangianos, que rastreiam o movimento de uma única partícula de água onde quer que ela se desloque. É precisamente essa combinação de duas perspectivas opostas que permite aos instrumentos descritos abaixo reconstruir tanto a estrutura fixa das correntes quanto o caminho real percorrido pela água.

O instrumento padrão para medir perfis de corrente é o perfilador acústico de corrente Doppler: ele emite pulsos sonoros em quatro feixes angulados em direção à água e mede a mudança de frequência Doppler que ocorre quando o sinal é retroespalhado por partículas em suspensão. Essa mudança Doppler possibilita inferir as três componentes da velocidade da água, com uma resolução vertical entre dois e dez metros e uma precisão entre um e cinco centímetros por segundo.

O radar costeiro de alta frequência, por outro lado, não mede correntes em profundidade, mas apenas nos primeiros três metros abaixo da superfície, embora o faça em áreas muito maiores, entre cem e duzentos quilômetros, com uma resolução entre três e seis quilômetros e uma taxa de atualização horária. Este radar utiliza o efeito Doppler que o sinal de rádio sofre ao ser retroespalhado pelas pequenas ondas capilares induzidas pelo vento na água, um fenômeno conhecido como ressonância de Bragg. É essa mesma ressonância que permite que redes inteiras desses radares cubram litorais completos em tempo real, tanto na Europa quanto nos Estados Unidos.

A inferência geotrófica de correntes, baseada em medições do nível do mar feitas por satélites, é o método com maior abrangência de todos: fornece as correntes geostróficas de superfície de todo o oceano global, a mesma relação geostrófica que já era usada para calcular essas correntes a partir da altimetria por satélite. No entanto, essa cobertura global tem um custo: sua resolução mal chega a cem quilômetros e não inclui a componente ageostrófica de Ekman, a parte da corrente que o vento carrega diretamente e que a relação geostrófica, por sua própria natureza, não consegue capturar. Isso significa que esse método, por si só, nunca capturará totalmente a corrente.

As boias lagrangianas de flutuabilidade neutra, por outro lado, oferecem uma perspectiva completamente diferente: elas derivam a uma profundidade de pressão pré-selecionada, seguindo o fluxo lagrangiano dentro do próprio oceano, em vez de permanecerem perto da superfície. Para determinar sua localização em qualquer momento, essas boias emitem ou recebem sinais acústicos de fontes fixas, aproveitando um canal natural no oceano profundo, onde a velocidade do som atinge um mínimo e as ondas acústicas podem percorrer distâncias enormes com perda mínima de energia. É esse canal sonoro que possibilita triangular a posição da boia e reconstruir, passo a passo, sua trajetória dentro do oceano.

Quando esses métodos muito diferentes — perfilagem acústica Doppler, inferência geostrófica e bóias lagrangianas — são aplicados à mesma região do oceano, o comportamento esperado é que todos concordem com a estrutura em larga escala da corrente. É precisamente onde discordam que emerge a informação mais valiosa: essas diferenças revelam tanto as contribuições ageostróficas que a inferência geostrófica não consegue detectar quanto a variabilidade da corrente que um único método, por si só, jamais conseguiria capturar. Assim, entre os métodos eulerianos que medem um ponto fixo e os métodos lagrangianos que acompanham a água aonde quer que ela vá, a medição das correntes oceânicas exige, em última análise, o uso simultâneo de todos eles para completar o mesmo quadro do oceano em movimento.

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