Transparências
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Mistura de três massas de água Diagramas T-S Profundidade (m) Profundidade (m) Perfís de salinidade núcleo núcleo (água tipo) Profundidade (m) Profundidade (m) Profundidade (m) Profundidade (m) Perfís de temperatura Fase 1 – situação antes de se iniciar a mistura das águas. Fase 2 – estado inicial de mistura, quando o núcleo da água intermédia ainda é muito proeminente. Fase3 – evolução da mistura, em que a presença da água intermédia foi atenuada. Temperatura (ºC) Salinidade Diagrama T-S de uma estação oceanográfica a 9ºS no Oceano Atlântico. Os números na curva representam centenas de metros. AAIW – Água Antártica Intermédia NADW – Água Profunda do Atlântico Norte AABW – Água Antártica de Fundo Temperatura potencial (ºC) Diagrama θ-S para uma estação situada a Leste dos Açores. Os números na curva representam centenas de decibares (aproxiamadamente centenas de metros). As linhas de igual densidade são isopicnicas potenciais (σθ). A parte superior da curva, acima dos 100 dbar, corresponde à termoclina. A massa de água acima dos 600 metros é a Água Central do Atlântico Norte. Que massa de água está representada entre os 800 e os 1200 metros? Salinidade CORRENTES GEOSTRÓFICAS Gradiente Horizontal de Pressão Ajuste Geostrófico ⇒ Fronteiras laterais (costas) e heterogeneidades no campo do vento originam declives na superfície do mar que fazem variar a pressão hidrostática ao longo de superficies horizontais em profundidade no oceano ⇒ gradientes horizontais de pressão. A água tende a mover-se para eliminar as diferenças horizontais no campo da pressão. A força que dá origem a este movimento designa-se por força do gradiente horizontal de pressão. Se a força de Coriolis, que actua sobre a água em movimento, é equilibrada pela força do gradiente horizontal de pressão, a corrente está em equilíbrio geostrófico e designa-se por Corrente Geostrófica. Corrente geostófica sobreposta na topografia da superfície do oceano ao largo da Califórnia: a corrente geostrófica deixa o nível do mar mais elevado à direita. Altimetria obtida por satélite Topografia dinâmica do oceano global obtida por satélite com as correntes geostróficas sobrepostas CONDIÇÕES BAROTRÓPICAS E BAROCLÍNICAS Condições Barotrópicas: • Em condições reais, para oceano homogéneo, a densidade aumenta com a profundidade devido à compressão causada pelo peso da água suprajacente; as superfícies isobáricas (isóbaras, superfícies de igual pressão) são paralelas à superfície do mar e às superfícies isopícnicas (isopicnas, superfícies de igual densidade) ⇒ está-se perante Condições Barotrópicas. • Em condições barotrópicas, a variação de pressão sobre uma superfície horizontal (a uma dada profundidade) é determinada apenas pelo declive da superfície do mar, pois as isóbaras são paralelas à superfície do mar. Condições Baroclínicas: • Qualquer variação da densidade vai afectar o peso da água suprajacente e, consequentemente, a pressão que actua numa dada superfície horizontal. Quando existem variações laterais de densidade, as isóbaras não são paralelas à superfície do mar; as isóbaras intersectam as isopicnas, com declives em sentidos opostos. A inclinação das isóbaras relativamente às isopicnas caracteriza o que se designa por Condições Baroclínicas. CONDIÇÕES BAROTRÓPICAS E BAROCLÍNICAS CONDIÇÕES BAROTRÓPICAS CONDIÇÕES BAROCLÍNICAS superfícies isobáricas superfícies isobáricas b horizontal superfícies isopícnicas densidade crescente densidade crescente a horizontal superfícies isopícnicas No escoamento barotrópico as superfícies isopícnicas e isobáricas são paralelas e o declive relativamente à horizontal mantem-se constante em profundidade. Assim, como o declive das superfícies isobáricas é constante em profundidade, o gradiente horizontal de pressão de B para A, loga a corrente geostrófica, também é constante em profundidade. No escoamento baroclínico as superfícies isopícnicas intersectam as superfícies isobáricas. A pequenas profundidades, as superfícies isobáricas são paralelas à superfície do oceano, mas com o aumento de profundidade os seus declives vão diminuindo, porque a densidade média da coluna de água em A é maior que em B (em condições barotrópicas estas densidades médias serião iguais). À medida que as superfícies isobáricas se vão tormando horizontais, o gradiente horizontal de pressão, logo a corrente geostrófica, diminui, até que a alguma profundidade as superfícies isobáricas são horizontais e a corrente geostrófica á nula. CONDIÇÕES BAROTRÓPICAS E BAROCLÍNICAS Relação entre as isóbaras e as isopicnas: (a) condições barotrópicas - a distribuição de densidade (indicada pela intensidade do sombreado a azul) não influencia a forma das superfícies isobáricas; (b) condições baroclínicas - as variações laterais de densidade afectam a forma das superfícies isobáricas. CIRCULAÇÃO INDUZIDA PELO VENTO A Tensão do Vento é a força de atrito, por unidade de área, causada pela acção do vento na superfície do mar, paralelamente a esta e é dada pela expressão τ=cw2, com c=ρacD, em que w é a velocidade do vento, ρa é a densidade do ar e cD é o coeficiente de atrito. A tensão do vento depende dos seguintes factores: • velocidade do vento; • rugosidade da superfície do mar; • condições atmosféricas suprajacentes. A tensão do vento na superfície do mar provoca transferência de quantidade de movimento da atmosfera para o oceano, dando origem a dois fenómenos distintos: • ondas superficiais gravíticas; • correntes superficiais ou correntes de deriva. Pode-se obter uma estimativa da velocidade da corrente à superfície utilizando expressões empíricas; para valores baixos da velocidade do vento, a velocidade da corrente de deriva é aproximadamente igual a 3% da velocidade do vento. CIRCULAÇÃO INDUZIDA PELO VENTO O movimento resultante da acção do vento na superfície do mar é transmitido às camadas inferiores do oceano através do atrito interno causado pelo escoamento turbulento da água. De uma maneira geral, no oceano a viscosidade turbulenta é bastante superior à viscosidade molecular. Diferença entre (a) fluxo laminar e (b) fluxo turbulento; as setas indicam os percursos de parcelas individuais de água. Diferença entre (a) viscosidade molecular e (b) viscosidade turbulenta (eddy viscosity); no caso da viscosidade molecular a transferência de quantidade de movimento entre camadas está associada a moléculas individuais, enquanto que para a viscosidade turbulenta está associada a parcelas de fluido. Circulação Induzida pelo Vento – Teoria de Ekman força tangencial induzida pelo vento Ft direcção do movimento no estado estacionário V0 cubo de água do oceano FC força de Coriolis que aparece mal o cubo entra em movimento (estado inicial) inicial Fb força de atrito entre as faces submersas do cubo e a água do oceano VENTO FC força de Coriolis depois de atingido o estado estacionário Equilíbrio entre as forças que actuam num cubo de água em movimento estacionário na superfície do mar: o cubo começa por acelerar na direcção do vento; assim que entra em movimento roda para a direita por acção da Força de Coriolis; o estado estacionário é atingido quando as três forças, Ft, FC e Fb, entram em equilíbrio; nesse instante a velocidade à superfície, V0 é constante (estado estacionário) e faz um ângulo de 45º para a direita da direcção do vento. Circulação Induzida pelo Vento – Teoria de Ekman O Coeficiente de Viscosidade Turbulenta é o coeficiente de atrito com maior importância nos estudos oceânicos; depende do grau de turbulência e apresenta uma grande variação: • AZ - coeficiente de viscosidade turbulenta resultante da mistura vertical. Gama de valores: 10-2−102 kg m-1s-1. • AH - coeficiente de viscosidade turbulenta resultante da mistura horizontal. Gama de valores: 104−108 kg m-1s-1. O facto de AH ser muito superior a AZ reflecte a diferença na extensão segundo a qual a mistura pode ocorrer nas direcções horizontal e vertical. A mistura horizontal é muito maior que a mistura vertical. A circulação induzida pelo vento é estudada de forma independente da corrente geostrófica: 1 ∂P ∂u fV = f (V + V ) = −A onde: fV = 1 ∂P e fV = − A ∂ u 2 geost . Ekman ρ ∂x Z ∂z 2 2 geost . ρ ∂x Ekman Z ∂z 2 Circulação Induzida pelo Vento – Teoria de Ekman As equações de Ekman são: ∂ 2u ∂ 2v = 0 e − fu + A =0 fv + A Z ∂z 2 Z ∂z 2 ou seja: Força de Coriolis + Força de atrito do vento = 0 Hipóteses do Modelo de Ekman para explicar a circulação induzida pelo vento: • Campo do vento uniforme em toda a superfície do Oceano; • Oceano infinito na horizontal e na vertical; • Oceano homogéneo, i.e., ρ=constante → Barotropia; • superfície do oceano horizontal - não há declives da superfície livre: ∂P ∂P =0 e =0 ∂x ∂y • Estacionaridade e termos advectivos desprezáveis → modelo linear; • Oceano hipotético, constituido por um número infinito de camadas horizontais; camada superior sujeita ao atrito do vento (tensão do vento) no topo e ao atrito (viscosidade turbulenta) com a camada imediatamente abaixo; o atrito horizontal é desprezável (AH≈0) e AZ=constante; • Camadas em movimento, sob a acção da Força de Coriolis. Circulação Induzida pelo Vento – Teoria de Ekman Para profundidades crescentes verifica-se que o vector velocidade, além de diminuir de intensidade vai rodando para a direita no Hemisfério Norte (esquerda no Hemisfério Sul). A extremidade dos vectores forma assim uma espiral logarítmica, a Espiral de Ekman; o comprimento das setas é proporcional à intensidade das correntes e o seu sentido é o sentido das correntes; Circulação Induzida pelo Vento – Teoria de Ekman Profundidade de Influência de Atrito do Vento ou Profundidade da Camada de Ekman, D - profundidade na qual o sentido da corrente induzida pelo vento é directamente oposto ao sentido da corrente à superfície; a esta profundidade o módulo da velocidade da corrente é igual a 1/23 do valor da corrente à superfície e o efeito do vento é desprezável. A profundidade da camada de Ekman depende do coeficiente de viscosidade turbulenta, AZ, e da latitude φ, ⎛ 2A D = π ⎜⎜ Z ⎝ ρf 12 ⎞ ⎟⎟ ⎠ 12 ⎛ AZ ⎞ ⎟⎟ = π ⎜⎜ ⎝ ρΩ sin φ ⎠ Intensidade da corrente média na Camada de Ekman - intensidade média da corrente sobre toda a Camada de Ekman, V = τ zy Dρf Transporte de Ekman: - volume total de água, por unidade de tempo, transportado segundo um ângulo de 90º cum sole com a direcção do vento; o Transporte de Ekman é calculado através do produto da velocidade média, com a superfície da secção perpendicular ao movimento ⇒ é um transporte volúmico, ou caudal. Circulação Induzida pelo Vento – Teoria de Ekman Esquerda: Espiral de Ekman representativa do padrão de correntes induzidas pelo vento na superfície, no Hemisfério Norte; Direita: Na camada de Ekman a força devida à tensão do vento é equilibrada pela força de Coriolis, cujo sentido no Hemisfério Norte é de 90º para a direita do movimento médio nesta camada. Circulação Induzida pelo Vento – Resultados da Teoria de Ekman Considerando o balanço entre as forças de atrito e a força de Coriolis num número infinito de camadas que constituem a coluna de água, Ekman concluiu que: • o módulo da velocidade da corrente induzida pelo vento decresce exponencialmente com a profundidade; • a direcção da corrente à superfície faz um ângulo de 45º com a direcção do vento, para a direita (esquerda) no Hemisfério Norte (Hemisfério Sul); este ângulo de desvio aumenta com a profundidade → o decréscimo do módulo da velocidade com a profundidade em simultâneo com o aumento do ângulo de desvio formam a Espiral de Ekman. • o movimento médio e o transporte na camada de Ekman faz-se segundo um ângulo recto com a direcção do vento, para a direita (esquerda), no Hemisfério Norte (Hemisfério Sul). Olhando de cima para o oceano: Vento Transporte de Ekman Atrito no Fundo Com a aproximação do fundo, a corrente diminui de velocidade devido ao atrito. A força de Coriolis diminui, pois é proporcional à velocidade. Então a força do gradiente de pressão não é compensada e o escoamento roda para a esquerda até que haja balanço entre a força de Coriolis, a força do gradiente de pressão e a força de atrito no fundo, o que ocorre quando a velocidade rodou 45º para a esquerda. Mas também nessa altura a velocidade é nula!! Por isso não chega a rodar 45º.... fundo do mar subida do nível do mar Zonas de Convergência e Divergência no Oceano corren te à su perfíc ie força de Coriolis Hemisfério Norte corrente geostrófica vento ciclónico corrente á superfície força horizontal do grad P vento anticiclónico transporte de Ekman A B vento convergência Representação esquemática (a) de divergência de águas superficiais que conduz ao afloramento de águas subsuperficiais e (b) de convergência de águas superficiais que conduz ao seu afundamento. nível do mar divergência te r mo clin a a oclin term Representação esquemática do efeito de um vento ciclónico e anticiclónico na superfície e na camada de mistura – Ekman Pumping Geração de uma corrente geostrófica num vórtice induzido por ventos anticiclónicos no Hemisfério Norte Zonas de Convergência e Divergência no Oceano Representação esquemática de diversos tipos de escoamento superficial que conduzem a movimento vertical de águas: (a) divergência conduz a afloramento de águas sub-superficiais; (b) convergência conduz ao afundamento das águas superficiais. O Afloramento (upwelling) Equatorial upwelling movimento à superfície vento na superfície do Oceano upwelling Equador O Afloramento Costeiro transporte de Ekman transporte de Ekman transporte à superfície transporte à superfície transporte resultante à superfície tensão do vento Representação esquemática do desenvolvimento do afloramento costeiro na fronteira leste dos oceanos, no Hemisfério Norte. tensão do vento corrente geostrófica devida ao declive da superfície do mar superfície do m ar afloramento costeiro “upwelling” em declive ~50 – 200 m corrente geostrófica para sul (para fora do papel) associada ao declive da superfície do mar isobaras a descer e escoamento para sul nível de corrente nula isobaras a subir e escoamento para norte Note-se a formação de uma corrente geostrófica ao longo da costa, associada ao declive da superfície do mar provocado pelo afloramento costeiro. Como estamos no hemisfério norte, esta corrente deixa o nível do mar mais elevado à direita. O Afloramento Costeiro Representação esquemática de uma situação de afloramento costeiro devido a ventos de intensidade variável perpendicularmente à costa. Principais regiões de afloramento costeiro no oceano mundial. O Afloramento Costeiro Temperatura da superfície do mar obtida a partir de satélite mostrando o afloramento em regiões costeiras do norte de África. Temperatura da superfície do mar obtida a partir de satélite mostrando o afloramento na costa oeste da Península Ibérica.
