Capítulo 6 - Instrumentos e métodos para medições em oceanografia física

1. Introdução

Um dos objetivos fundamentais do oceanógrafo físico é conhecer a circulação oceânica. As medições de correntômetros por si só não fornecem todas as informações requeridas, pois elas encerram um conjunto muito grande de fatores que influenciam as correntes, e o oceanógrafo quer justamente isolar cada um desses fatores em sua análise da circulação. Em conseqüência, as medidas diretas de correntes em diversas profundidades no mar são normalmente acompanhadas de outras medições, de natureza oceanográfica e meteorológica.

Quanto às medições oceanográficas, normalmente constituem medidas de nível da superfície do mar, ondas e propriedades físico-químicas da água, como temperatura, salinidade e concentração de oxigênio, com amostragens em diversas profundidades. Na parte de medições meteorológicas, há interesse no vento, pressão atmosférica, temperatura do ar, umidade do ar e radiação solar, referentes à superfície do mar, bem como na cobertura de nuvens; em algumas ocasiões, perfis verticais de vento, temperatura, pressão e umidade são também medidos. E é o conjunto dessas medições que fornece informações aos oceanógrafos para o desenvolvimento de suas teorias sobre a circulação.

Na ciência oceanográfica, os navios oceanográficos, plataformas, barcos e bóias são os tradicionais suportes dos instrumentos. E progressos recentes permitem o uso,de torres de observação, aviões e satélites.

Existem três formas de medições no oceano.

1. A primeira procura medir as propriedades em vastas áreas do oceano com rápidos deslocamentos dos navios e seus instrumentos, considerando que seja muito pequena a variabilidade das propriedades quando do deslocamento dos instrumentos; são então obtidas "distribuições espaciais das propriedades no oceano". Esta forma é mais adequada no oceano profundo do que em áreas costeiras, onde a variabilidade espaço-temporal das propriedades é muito maior. Entretanto, a presença de turbilhões em meso-escala, com grande variabilidade das propriedades, dificulta o uso desta técnica inclusive no oceano profundo.
2. A segunda forma fixa uma posição no oceano e efetua medições somente nela, obtendo "séries temporais das propriedades" nesta posição; isto é feito com navios fundeados, plataformas e bóias oceanográficas, e as séries temporais são em geral obtidas nos níveis padrão de profundidade, a 0, 10, 20, 30, 50, 75, 100, 125, 150, 200, 2S0, 300, 400, 500, 600, 700, 800, 900, 1000, 1100, 1200, 1300, 1400, 1500, 1750, 2000, 2500, 3000, 3500, 4000, 4500, 5000 e 5500 metros.
3. A terceira forma de medições no oceano é uma composição das duas primeiras: com os recentes progressos tecnológicos, é possível, através de muitos navios (em programas internacionais) ou de aviões e satélites, fazer medições em grandes áreas do oceano repetidamente no tempo, obtendo “séries temporais das distribuições espaciais das propriedades”, para grandes extensões da superfície do mar, em vários níveis de profundidade.

Cada forma de medição apresenta vantagens e desvantagens, quanto à precisão da medida, resolução espacial, número de medições, custo, etc…

2. Medição da profundidade

A profundidade total de um ponto no oceano nonnalmente é medida através de ecobatímetros localizados em navios. Atualmente, fotos de satélites também podem ser usadas para este fim.

Para medições de profundidades intennediárias, nas quais se tem amostragens de correntes e propriedades físico-químicas, são usados os cabos dos guinchos que conduzem os instrumentos, a partir dos navios, ou então sensores de pressão. Os cabos dos guinchos passam por polias contadoras que indicam os comprimentos dos cabos corridos. A velocidade típica de descida (ou subida) de instrumentos é de 100 m/min.

Com mar calmo e correntes fracas, o comprimento de um cabo corrido é a profundidade do instrumento. Entretanto, com forte deriva do navio (devido a ventos ou correntes de superfície) ou com fortes correntes em profundidade, é necessária uma correção, dada pela inclinação do cabo em relação à vertical, medida no navio, e admitida constante em toda a extensão do cabo. Outra opção de estimar a profundidade em que se encontra um instrumento é através de um sensor de pressão (com o uso da relação hidrostática).

3. Medição de correntes

Há basicamente duas maneiras de descrever o movimento de um fluido:

1. O método Euleriano, que dá a direção e a intensidade da velocidade do fluido, em cada ponto do espaço.
2. O método Lagrangeano, que descreve a trajetória de cada partícula do fluido no decorrer do tempo.

Tipicamente, as correntes horizontais nos oceanos apresentam intensidades entre 0,1 e 1 m/s, mas podendo ter valores muito menores (0,01 m/s) e também máximos de até 2 m/s (7,2 km/h ou 172,8 km/dia); a componente vertical de corrente é bem menor que a horizontal, sendo da ordem de 10⁻⁷ m/s (3,6 × 10⁻⁷ km/h ou 86,4 × 10⁻⁷ km/dia).

Os correntômetros Eulerianos normalmente medem a intensidade da corrente através de hélices com pás, sendo a velocidade da água proporcional ao número de rotações das hélices num intervalo de tempo. A hélice pode ser substituída por um rotor de Savonius, que tem a vantagem de ser insensível a movimentos verticais (Figura 1). A direção nonnalmente é obtida com bússolas, em relação ao norte magnético. Precisão típica de medida: ± 0,01 m/s, ± 5° na direção.

Figura 1:

Correntômetros Eulerianos mais sofisticados utilizam a taxa de resfriamento de um fio aquecido eletricamente para medir a velocidade de um fluido que por ele passa. Outros utilizam as variações da força eletromotriz induzida na água quando passa num campo magnético com diferentes velocidades. E há correntômetros Eulerianos que medem a velocidade da água em função da freqüência do som no meio marítimo; isto porque, a freqüência de um raio sonoro (que se desloca do emissor para o receptor) depende da corrente marítima.

A metodologia acústica tem sido muito desenvolvída, chegando a possibilitar medidas de perfis verticais de correntes horizontais, com os ADCP’s (Acoustic Doppler Current Profilers). Os ADCP’s podem ser instalados nos cascos dos navios ou no fundo do mar, sendo seus pulsos refletidos por partículas em suspensão na água; ao controlar os pulsos sonoros emitidos, se pode ter informações sobre as correntes ao longo da vertical.

Mesmo com o desenvolvimento da tecnologia, a medição de correntes com barcos tem várias desvantagens; a principal é que o movimento do barco introduz nas medições componentes espúrias, difíceis de estimar. Mesmo barcos ancorados apresentam deriva (além disso, a ancoragem em grandes profundidades é uma operação complexa). Uma altemativa se encontra na ancoragem de uma bóia próxima (e ligada) ao navio.

Por essas razões foram desenvolvidas técnicas de “fundeamento de linhas de correntômetros”, os quais podem ser realizados com bóias de superfície e bóias de sub-superfície (Figura 2). Os fundeios com bóias de superfície permitem a instalação de equipamentos de medidas atmosféricas, mas as bóias de subsuperfície possuem a vantagem de não sofrer efeitos de movimentos de superfície (além da maior segurança contra vandalismo). Os fundeios com bóias de superfície podem incluir a telemetria das medições, enquanto que os fundeios com bóias de sub superfície armazenam as medições intemamente. Nos fundeios, ainda existem problemas de movimento dos correntômetros, além de eventuais dificuldades de recuperação dos registros (em função de incrustação de materiais, perdas por vandalismo, pesca de arrasto, etc). Entretanto, medições de longas séries de tempo em profundidades de interesse tem sido obtidas. Os posicionamentos para recuperação e a soltura de âncoras são realizados por comandos acústicos.

Figura 2

O mais simples indicador Lagrangeano da corrente é um flutuante qualquer que derive com uma superfície mínima exposta ao vento. Pedaços de papel ou manchas de corantes, que podem ser fotografados a intervalos regulares, são usados como traçadores. Corantes fluorescentes, detectáveis mesmo em concentrações mínimas, são particularmente úteis nesta metodologia, embora possam sofrer difusão (mistura) e não apenas advecção pelas correntes. Para correntes abaixo da superfície, o método de Lagrange utiliza a “bóia de Swallow”, baseada no fato que a densidade da água no oceano aumenta com a profundidade; esta bóia é ajustada, antes da experiência, de modo a afundar até um nível de densidade escolhido; ela emite regularmente pulsos sonoros, captados em hidrofones, fornecendo assim a sua posição em função do tempo (por triangulação).

No oceano aberto, sofisticadas bóias de deriva são rastreadas por satélites (e podem conter, adicionalmente, sensores de propriedades oceanográficas e meteorológicas, cujas medições são enviadas a estações rastreadoras por telemetria); essas bóias tem possibilitado o estudo de turbilhões em larga escala, associados a correntes oceânicas intensas.

Outra forma de se estimar correntes de superfície é através da deriva de navios (pelas diferenças entre posições previstas e as efetivamente medidas); a composição vetorial permite estimar as correntes de superfície. Esta metodologia tem a vantagem do baixo custo e do acesso a um número de observações extremamente grande (da ordem de milhões, no Atlântico Norte, por exemplo).

4. Garrafas de coleta d’água

Para a coleta de amostras, existe um grande número de modelos de garrafas oceanográficas, como por exemplo as garrafas de Nansen (Figura 3). Essas garrafas são tubos de metal ou plástico (PVC), com capacidade de cerca 1 litro; elas são parafusadas ao cabo de um guincho e descidas à profundidade desejada, com as extremidades abertas; são então fechadas pela ação de um gatilho, acionado pelo choque de um mensageiro que é deixado cair pelo fio. Geralmente, um certo número de garrafas (de 12 a 18) é descido de cada vez, parafusadas ao cabo em intervalos escolhidos, e fechadas sucessivamente; cada uma, ao fechar, solta um mensageiro, que vai fechar a seguinte (Figura 4).

Figura 3

Figura 4

As amostras trazidas ao navio são então analisadas, para a determinação do teor de oxigênio dissolvido na água do mar e da salinidade. Normalmente, estas garrafas são usadas com termômetros na sua parte externa (termômetros de reversão, que serão descritos a seguir). Conhecidas a salinidade, a temperatura e a profundidade da amostra (pressão), é possível determinar a sua densidade.

Outro arranjo possível das garrafas oceanográficas é na forma de uma rosette. 12 a 20 garrafas são montadas (abertas) numa estrutura circular, que fica amarrada à extremidade do cabo. A cada profundidade de interesse atingida, um sinal elétrico fecha uma garrafa, de modo a obter a correspondente amostra de água.

5. Medição de temperatura

A temperatura pode ser medida através de diversos aparelhos. O instrumento básico é o “termõrnetro de reversão”, que é um termômetro de vidro instalado junto à garrafa. Quando a garrafa se fecha para reter a amostra, ela se inverte, juntamente com o termômetro. Em consequência da inversão, a coluna de mercúrio se rompe num ponto determinado e escorre para a outra extremidade capilar, onde fica indicando a temperatura que marcava in situ, no momento da inversão. Uma vez invertida, a coluna é quase insensível a subsequentes variações de temperatura, e é lida ao chegar ao convés; a insensibilidade posterior à inversão é condição essencial para a correta medição de temperatura em profundidade (Figura 5). A precisão típica do instrumento é de ± 0,02K.

Figura 5

Há dois tipos de termômetros de reversão: o protegido e o desprotegido. O primeiro tem proteção exterior de um vidro forte, que o preserva da pressão da água, e o segundo não tem essa proteção. Com o termômetro desprotegido, a pressão hidrostática comprime o vidro do bulbo e leva o termômetro a indicar uma falsa temperatura, superior à do protegido. A diferença das temperaturas é uma medida da compressão do vidro, função de sua compressibilidade (conhecida) e da pressão (ou da profundidade). Um par de termômetros, um protegido e outro desprotegido, serve assim tanto para medir a temperatura in situ como também a profundidade.

Outro instrumento de emprego generalizado é o batitermógrafo (BT). É um aparelho em forma de torpedo, que é lançado do navio para baixo, com um fio metálico, para posterior recolhimento. Através de um sensor metálico para a temperatura e um sensor de pressão, o instrumento registra continuamente a temperatura, arranhando um gráfico numa lâmina de vidro, conforme vai descendo; assim é obtido um perfil vertical da temperatura (Figura 6); a precisão das medições é de ±0,2K e ± 2 m. Ainda que seja menos preciso que o termômetro de reversão, o BT tem a vantagem de fornecer um registro contínuo de temperatura, e não apenas uma série de pontos isolados. XBT é um BT descartável, que não possui o fio metálico para recuperação (o fio elétrico que envia as medições para o navio se rompe após o aparelho atingir uma certa profundidade).

Figura 6

A temperatura na superfície dos oceanos pode também ser medida por meio de satélites ou aviões, com sensores da radiação recebida, a qual é função da 4a. potência da temperatura absoluta da superfície do mar (que emite a radiação); são então obtidas “fotos multi-espectrais”, relacionando a temperatura do mar com faixas do espectro da radiação eletromagnética recebida pelo sensor do satélite. Uma fonte de erro nesta metodologia se encontra na emissão radiativa de gotas d’água na atmosfera. Mas a maior vantagem é que estas medidas cobrem grandes áreas do oceano em pequenos intervalos de tempo, e são obtidas repetidamente no tempo e no espaço; entretanto, sua resolução espacial é relativamente baixa e sua precisão é menor que a do termômetro de reversão e a do batitermógrafo.

6. Correção das leituras dos termômetros de reversão

No termômetro protegido, o grande volume de mercúrio dá origem a uma constante de tempo grande, e o instrumento deve ser deixado no lugar pelo menos 4 minutos antes da reversão. Após a reversão, o terrnômetro é trazido ao convés , onde a temperatura ambiente pode ser muito diferente daquela onde a reversão se deu. Uma mudança mínima no volume da coluna de mercúrio pode então ocorrer. Por causa disso, deve ser efetuada uma correção na leitura do termômetro de reversão, utilizando o valor de um “termômetro auxiliar”, que indica a temperatura ambiente no instante da leitura, no navio.

A mudança de volume pode ser expressa pela equação normal da expansão térmica:

\[ \text{Volume observado} = \text{volume "in situ"} (1 + \alpha \cdot \text{variação de temperatura}) \qquad (1) \]

onde α é o coeficiente de expansão térmica. O volume de mercúrio pode ser medido em unidades de graduação do termômetro (°C). Assim, é usada a seguinte notação:

• t: temperatura ambiente no convés, no instante da leitura dos terrnômetros de reversão, dada pelo termômetro auxiliar.
• T': temperatura lida no termômetro de reversão protegido, no convés, na temperatura ambiente t.
• T: temperatura “in situ”, na profundidade em que o termômetro protegido foi revertido, e que deve ser determinada.
• ΔT: mudança de volume na coluna de mercúrio, devido à expansão térmica.

\[ T = T' + \Delta T \qquad (2) \]

O volume observado é (V₀ + T'), onde V₀ é o volume de mercúrio contido na haste abaixo do ponto zero (V₀ é da ordem de 100 °C para a maioria dos termômetros de reversão). O volume “in situ” é (V₀ + T). Sendo K o inverso do coeficiente de expansão térmica relativa do mercúrio no vidro (com valor típico de 6100 °C), então (1) pode ser escrito como:

\[ \left(V_0 + T'\right) = \left(V_0 + T\right)\left( 1+\frac{t-T}{K} \right) \qquad (3) \]

Substituindo (2) em (3):

\[ (V_0 + T') = \left( V_0 + T' + \Delta T \right)\left( 1+\frac{t-T'-\Delta T}{K} \right) \qquad(4) \]

que reduz-se a

\[ \Delta T = \frac{\left( V_0+T' \right) \left( T' - t \right) + \left[ \left( V_0 + T' \right) + \left( T' - t \right) \right] \Delta T + \Delta T^2}{K} \qquad (5) \]

Como ΔT² << (V₀ + T')(T' - t), então

\[ \Delta T = \frac{\left( V_0+T' \right) \left( T' - t \right)}{K} \left[1-\frac{\left( T' - t \right) + \left( V_0+T' \right)}{K} \right]^{-1} \qquad (6) \]

como

\[ \beta = \frac{\left( V_0+T' \right) \left( T' - t \right)}{K} \ll 1, \]

pode-se expandir o fator (1-β)⁻¹ na expansão binomial e, desprezando os termos de ordem mais elevada, resulta:

\[ \Delta T = \frac{\left( V_0+T' \right) \left( T' - t \right)}{K} \left[ 1 + \frac{\left( V_0+T' \right) + \left( T' - t \right)}{K} \right] \qquad (7) \]

que é a equação de correção de correção da dilatação térmica do termômetro protegido normalmente usada. (2) fornece então o valor da temperatura “in situ” T.

7. Determinação da profundidade termométrica

As amostras de água do mar são coletadas por instrumentos que são colocados em cabos e descidos a profundidades desejadas. Ao mesmo tempo, termômetros de reversão registram a temperatura. Desde que os cabos não permanecem rigorosamente na vertical e sua configuração sob a água não é facilmente determinável, procura-se determinar a profundidade exata dos instrumentos coletores (com os termômetros) através da diferença dos registros de temperatura dos termômetros protegido e desprotegido.

Resto da seção indisponível online.

8. CTD e CTDO

CTD é um modemo aparelho eletrônico, dotado de sensores de condutividade (salinidade), temperatura e pressão (profundidade). Os sensores descem na extremidade do cabo de um guincho e enviam sinais elétricos a bordo, onde duas penas desenham os perfis verticais contínuos de temperatura e condutividade (salinidade) ou há gravação dos sinais em registros internos.

O CTDO é uma extensão do CTD, incluindo um sensor adicional, para o teor de oxigênio. Esses aparelhos praticamente substituem as garrafas de Nansen, porém envolvem uma tecnologia avançada e cara; o ideal é a utílizaçâo conjunta das garrafas de Nansen e o CTDO, inclusive para efeitos de verificação e calibração.

CTD’s de alta tecnologia podem chegar a ter níveis de precisão de ± 0,005 para a condutividade (e salinidade), ± 0,005K para a temperatura e ± 0,15% da escala total de profundidade.

9. Medição do nível da superfície do mar

As medições de nível da superfície do mar são tradicionalmente feitas na linha da costa, com marégrafos de bóia ou de pressão, e em mar aberto, com marégrafos de pressão. Os marégrafos de bóia (ou de flutuador) são constituídos basicamente de um sistema de bóia acoplada a uma régua e uma pena (Fig. 7); marégrafos de pressão são normalmente sensores de pressão colocados no fundo do mar e que medem a pressão (ou a altura) da coluna d’água e a registram internamente a determinados intervalos de tempo (nessas medidas, deve ser subtraída a pressão atmosférica).

Figura 7

Atualmente, marégrafos de radar são também utilizados: eles operam fora da água e enviam pulsos eletromagnéticos para baixo, os quais voltam refletidos na superfície do mar; o intervalo de tempo entre a emissão dos pulsos e a recepção dos ecos indica a distância do emissor à superfície do mar, da qual se extrai a informação sobre o nível da superfície do mar (Fig. 8).

Figura 8

O nível da superfície do mar pode também ser medido através de altímetros (sensores ativos) colocados em satélites ou aviões; esses sensores enviam sinais (eletromagnéticos) e os recebem refletidos: o intervalo de tempo para a recepção do eco, a intensidade e a forma do mesmo indicam o nível da superfície do mar, a intensidade do vento e a altura (significativa) das ondas de superfície (Fig. 9).

Figura 9

10. Medição de ondas de superfície

Ondas podem ser medidas através de sensores de pressão colocados no fundo do mar e que são sensíveis às oscilações de alta freqüência da superfície do mar, registrando-as intemamente. O uso de vários ondógrafos (de pressão) numa determinada área permite conhecer, além das amplitudes e períodos, também a velocidade de propagação e o comprimento das ondas.

As ondas podem também ser medidas em plataformas fixas, com sistemas de bóias acopladas a régua e pena, os quais registram variações de alta freqüência do nível da superfície do mar.

Atualmente, ondógrafos direcionais são utilizados, baseados em bóias de superfície fundeadas (em geral na plataforma continental) e que medem a aceleração da água, fomecendo assim a altura e direção das ondas.

Finalmente, medições da altura significativa de ondas são realizadas através de altimetria de satélite, em função da forma dos ecos de sinais eletromagnéticos.

11. Tomografia acústica

O desenvolvimento de técnicas acústicas permite o uso de redes com várias fontes e receptores (Fig 10). Medidas de temperatura podem ser associadas a variações da velocidade do som com a temperatura (2 m/s para 0,4K, a 700 m de profundidade). Medições de correntes podem ser feitas considerando seu efeito (aditivo ou subtrativo) na freqüência de ondas sonoras.

Figura 10

A tomografia acústica é uma técnica essencialmente integradora, fornecendo valores médios das medições para grandes áreas (elimina variações de pequena escala de temperatura ou correntes).

12. Medição de radiação

Medições diretas de radiação solar recebida (Os) são realizadas com o piranômetro; os elementos sensores são duas placas de cobre, uma preta (que absorve toda a energia incidente) e outra branca (que reflete a energia das ondas curtas mas absorve a das longas); a diferença de temperaturas das placas é uma medida de Qs.

A componente para baixo do termo de radiação de onda longa (Q’b) é medida com um radiômetro; este aparelho também consiste de duas placas, sendo a superior exposta a Q’b e a inferior fortemente refletora; a diferença de temperaturas entre as placas corresponde aos efeitos das radiações de ondas curtas e longas; para isolar a componente de ondas longas, basta usar a medida de um piranômetro. Uma alternativa consiste num radiômetro com duas placas pretas absorventes, com a superior “vendo” a atmosfera e a inferior o mar; a diferença de temperaturas é uma medida de (Qs − Q’b).

Para estimar a transmissão de luz visível através da água, o instrumento mais simples é o disco de Secchi, um disco branco com cerca de 30 cm de diâmetro, que desce na ponta de uma corda graduada em metros; o disco é baixado ao mar e a profundidade na qual deixa de ser visto corresponde à profundidade de extinção da luz; embora subjetivas, estas medições são, em geral, consistentes.

Um aparelho mais quantitativo para se obter o coeficiente de atenuação da luz é chamado transparímetro ou turbidímetro; é baseado numa célula fotoelétrica e uma lâmpada; o princípio de funcionamento é que a corrente elétrica da célula é uma medida da quantidade de luz que recai sobre a mesma.

13. Medições de satélites

As medições de satélites tem apresentado importância cada vez maior em Oceanografia, sobretudo pela extensão das áreas cobertas, número de observações, sua repetibilidade e o número de variáveis medidas—embora a precisão das medições não seja muito grande e elas não possam ser extendidas a profundidades maiores, restringindo-se à superfície dos oceanos; de qualquer forma, com o desenvolvimento da tecnologia de sensoriamento remoto, essas restrições tendem a ser superadas, sobretudo no tocante à precisão das medições.

Os sensores dos satélites podem ser de dois tipos:

1. passivos: apenas recebem sinais da Terra, como os sensores de radiação eletromagnética, que indicam a temperatura da superfície do mar.
2. ativos: enviam sinais e os recebem refletidos, sendo que as características dos sinais recebidos de volta contém as medições requeridas; esses sensores são usados no mapeamento da topografia da superfície do mar, na indicação do estado de agitação do mar, na medição do vento na superfície, etc…

Além disso, os satélites proporcionam medições meteorológicas de grande interesse para os oceanógrafos, como cobertura de nuvens, velocidade do vento, temperatura e umidade do ar, etc…

Os sensores passivos mais comuns são:

1. AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer), que possui vários canais (no visível, infra-vermelho, etc), é utilizado para determinar a temperatura da superfície do mar, os padrões de nuvens, etc; possibilita até mesmo estimar a atenuação atmosférica, por vapor d’água, do sinal infra-vermelho emitido pela superfície do mar.
2. CZCS (Coastal Zone Colour Scanner), que determina a cor da superfície do mar, a qual é relacionada com atividade biológica—o teor de clorofila e a produtividade primária.
3. SMMR (Scanning Multi-Channel Microwave Radiometer), cujas micro ondas são pouquíssimo atenuadas pela umidade atmosférica, de modo que indica a cobertura de gelo, sua espessura e a temperatura da superfície do mar.

Exemplos de sensores ativos são:

1. Escaterrêmetro RADAR, que mede a intensidade e a direção do vento, devido ao espalhamento do sinal de micro ondas por ondas de superfície geradas pelo vento (utiliza um par de antenas para resolver a direção do vento).
2. SAR (Synthetic Aperture Radar), usado para mapear a cobertura de gelo (e seus movimentos).
3. Altímetro, no qual o intervalo de tempo para a recepção do eco e a forma do mesmo indicam o nível da superfície do mar, a intensidade do vento e a altura das ondas de superfície.

Várias estimativas podem ser feitas a partir de medições remotas, como por exemplo a ressurgência (em função das assinaturas térmicas e através da produtividade primária), correntes de superfície (através dos deslocamentos de feições em imagens sucessivas), a superfície média do mar (com o cálculo das médias das elevações da superfície em períodos suficientemente longos), etc…

Outras utilidades dos satélites são:

• a recepção e transmissão de dados coletados em plataformas instrumentadas.
• a localização de navios e barcos, com o GPS (Global Positioning System); o uso de um GPS diferencial possibilita conhecer uma posição em função de outra (referencial), com grande precisão; esta medição apresenta muitas aplicações geofísicas, como por exemplo, estimativas de elevação ou rebaixamento continental.

14. Plataformas de coleta de dados

Todas as medições acima descritas são realizadas a partir de plataformas de coleta de dados, que podem ser:

• Estações costeiras fixas (para medições meteorológicas e de nível da superfície do mar, ondas, temperatura, salinidade, etc).
• Navios e barcos oceanográficos—atualmente dotados de modernos equipamentos (como CTD’s, XBTs, etc) e com alto grau de automação e informatização.
• Aviões e satélites, com sensores de radiação, cobertura de gelo, temperatura da superfície do mar, etc…); uma versão do XBT pode ser utilizada a partir de aviões, sendo denominada AXBT.

As medições remotas tem a vantagem da sinopticidade e grande cobertura, mas requerem calibrações, através de medidas in situ (“a verdade terrestre”).