DINÂMICA DO OCEANO NAS REGIÕES COSTEIRAS

DINÂMICA DO OCEANO NAS REGIÕES COSTEIRAS
INFLUÊNCIA DO VENTO NA CIRCULAÇÃO COSTEIRA
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
ou arrasto.
• Para valores típicos cD=1,4 × 10-3 e ρa=1,3 kg m-3 ⇒ τ≅1.8 × 10-3 w2 (Pa ou N m-2)
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.
INFLUÊNCIA DO VENTO NA CIRCULAÇÃO COSTEIRA
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.
INFLUÊNCIA DO VENTO NA CIRCULAÇÃO COSTEIRA
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.
INFLUÊNCIA DO VENTO NA CIRCULAÇÃO COSTEIRA
Zonas de Convergência e Divergência no Oceano
(e)
(a)
(c)
(b)
(d)
Representação esquemática (a) de divergência de
águas superficiais que conduz ao afloramento de
águas sub-superficiais e (b) de convergência de
águas superficiais que conduz ao seu afundamento.
Representação esquemática do efeito de um vento ciclónico (a) na superfície e
(b) na camada de mistura – Ekman Pumping.
Representação esquemática do efeito de um vento anti-ciclónico (c) na superfície
e (d) na camada de mistura.
(e) Geração de uma corrente geostrófica num vórtice induzido por ventos anticiclónicos no Hemisfério Norte; esta corrente é induzida indirectamente pelo
vento e persiste abaixo da camada de Ekman induzida pelo vento.
INFLUÊNCIA DO VENTO NA CIRCULAÇÃO COSTEIRA
Zonas de Convergência e Divergência no Oceano
Existem regiões de convergência linear,
linear que são conhecidas frequentemente por
Frentes Oceânicas,
Oceânicas principalmente quando as propriedades da água, como por
exemplo a temperatura e a produtividade, são vincadamente diferentes em cada
um dos lados da convergência.
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.
INFLUÊNCIA DO VENTO NA CIRCULAÇÃO COSTEIRA
Existem convergências de pequena escala, frequentemente marcadas pela acumulação de detritos
superficiais, por exemplo algas, plantas marinhas, espuma e manchas de petróleo. Em certas
circunstâncias a convergência linear forma-se paralelamente ao vento e é designada Circulação de
Langmuir ⇒ é composta por vórtices helicoidais, com eixos paralelos à direcção do vento em resultado
de instabilidades causadas pela tensão do vento na água superficial bem misturada ou seja, com densidade
homogénea. A Circulação de Langmuir surge em resultado da interacção entre as correntes induzidas por
ventos superiores a 7 m/s e as correntes induzidas pelas ondas (Deriva de Stokes).
A Circulação de Langmuir tem dimensões horizontais da ordem de quilómetros a dezenas de quilómetros.
Representação esquemática da Circulação de Langmuir na
camada superficial do oceano.
Perspectiva da Circulação de Langmuir na camada
superficial do oceano; a distância típica entre as
linhas de convergência, paralelas à direcção do
vento, é da ordem das dezenas de metros.
INFLUÊNCIA DO VENTO NA CIRCULAÇÃO COSTEIRA
Movimento das partículas de água numa onda
deriva das ondas (wave drift) ou deriva de Stokes – efeito não-linear (2ª ordem)
INFLUÊNCIA DO VENTO NA CIRCULAÇÃO COSTEIRA
Vortices alongados alinhados com o vento que podem ocorrer no oceano e em lagos
Aumentam consideravelmente a mistura vertical, podem ver-se devido à acumulação de espuma
à superfície em linhas de convergência
Explicados através de teoria de instabilidade linear tendo como base a deriva de Stokes das ondas
Explicação alternativa/complementar baseada na interacção ondas-turbulência
INFLUÊNCIA DO VENTO NA CIRCULAÇÃO COSTEIRA
CIRCULAÇÕES DE LANGMUIR
INFLUÊNCIA DO VENTO NA CIRCULAÇÃO COSTEIRA
Zonas de Convergência e Divergência na Zona Costeira
Representação de um jato costeiro produzido por um vento paralelo à costa: do lado
esquerdo mostra a geração de um jato barotrópico e do lado direito mostra a geração
de afloramento e de um jato baroclínico ao longo da costa.
INFLUÊNCIA DO VENTO NA CIRCULAÇÃO COSTEIRA
Zonas de Convergência e Divergência na Zona Costeira
Esquema do afloramento (upwelling) (a) junto à costa e (b) ao longo do Equador e do
(c) afundamento (downwelling) devido ao vento
(a)
(c)
(b)
O AFLORAMENTO COSTEIRO
O Afloramento Costeiro é o resultado da divergência de águas superficiais para o
largo nas zonas costeiras.
O AFLORAMENTO COSTEIRO
É característico da circulação na fronteira leste dos oceanos, em resposta à tensão do
vento com componente paralela à costa que provoca uma corrente à superfície a 45º e
um transporte de Ekman a 90º para a direita do vento (esquerda no H. Sul) ⇒ como o
transporte de Ekman ocorre segundo um ângulo de 90º ‘cum sole' com a direção do
vento, o transporte na camada superficial para o largo e o consequente afloramento de
águas sub-superficiais ocorrem em resposta a ventos que sopram paralelamente à
costa, em direção ao Equador.
O AFLORAMENTO COSTEIRO
O movimento de águas de superfície em direção ao largo conduz ao abaixamento do
nível do mar junto à costa ⇒ a força do gradiente horizontal de pressão está orientada
para a costa e o escoamento geostrófico ocorre no sentido do Equador. A soma da
corrente geostrófica (no sentido do Equador) com a corrente de deriva (a 45º para o
largo) resulta numa corrente à superfície para o largo e no sentido do Equador.
tensão do vento
O AFLORAMENTO COSTEIRO
A partir de medições sub-superficiais disponíveis, a mais clara indicação de
afloramento é a inclinação positiva em direção à costa das isotérmicas e,
consequentemente, das isopicnas, o que revela a existência de condições baroclínicas.
A inclinação das isóbaras, contrária à das isotérmicas em direção à costa, diminui com
o aumento da profundidade, até que se tornam horizontais ⇒ a esta profundidade a
força do gradiente horizontal de pressão e a corrente geostrófica são nulas.
A profundidades superiores o declive das isóbaras é positivo em direção à costa o que
indicia a existência de um escoamento para norte ⇒ uma contra-corrente deste tipo
representa uma característica comum aos sistemas de afloramento.
Transporte de Ekman
Contra-corrente
afloramento
O AFLORAMENTO COSTEIRO
O afloramento costeiro é difícil de investigar diretamente, porque ocorre
episodicamente e porque a velocidade média do movimento ascendente é muito
pequena, 5-10 metros por dia. Assim, para estudar o afloramento costeiro utilizam-se
métodos indirectos, baseados tanto nas suas causas como nos seus efeitos:
(i) a taxa a que a água aflora à superfície é a mesma a que a água na camada
superficial se move para o largo ⇒ assumindo um estado estacionário, a taxa de
afloramento pode ser calculada utilizando a expressão da velocidade média na
camada de Ekman,
V =
τ
Dρf
(ii) embora haja indicadores químicos e biológicos de afloramento, na prática são os
parâmetros físicos, como a temperatura, que se utilizam mais para identificar e
investigar regiões e períodos de afloramento costeiro.
A água que aflora à superfície provém de camadas sub-superficiais, a profundidades
que vão desde 50 a 300 m.
A água aflorada é significativamente mais fria e menos salgada; uma excepção é o
que ocorre na costa oeste da América do Norte, onde a salinidade à superfície é mais
baixa devido à descarga dos rios e à precipitação.
O AFLORAMENTO COSTEIRO
Simulação da evolução de uma situação de afloramento costeiro na costa leste dos EUA (New Jersey)
O AFLORAMENTO COSTEIRO
Frente
Perspectiva de uma região de afloramento costeiro que ilustra o
transporte de Ekman para o largo na camada superficial a ser
substituido pela água que ascende da camada sub-superficial. A água
aflorada, normalmente mais fria, está separada da água mais quente
ao largo por uma superfície frontal paralela à costa
O AFLORAMENTO COSTEIRO
No afloramento costeiro existem duas escalas de comprimento horizontais com interesse:
(i) a distância à costa da frente entre as águas quentes do largo e as águas frias afloradas, D;
para uma camada superficial de 20 m de espessura e um vento paralelo à costa com
velocidade de 7 m/s, a interface atinge a superfície do mar após 28 horas; se a velocidade
for superior a 7 m/s durante as 28 horas a interface sobe à superfície e depois move-se para
o largo proporcionalmente ao aumento acima dos 7 m/s.
(ii) a largura da região onde a interface entre as camadas
superior e inferior sobe até à superfície do mar, Ri,
designada por escala de deformação interna de
Rossby (raio interno de Rossby), dada pela expressão
( g'H 0 )1/ 2
Ri =
f
em que g’=(∆ρ/ρ)g é a gravidade reduzida e H0 é a
profundidade da camada superficial.
(a) Secção vertical através de uma região de afloramento costeiro em que
a camada superficial de densidade ρ1 e profundidade H está sobre uma
camada mais profunda de densidade ρ2. A interface entre as camadas
sobe desde a profundidade H0 até à superfície ao longo da distância Ri.
Na superfície a interface está a uma distância D da costa.
(b) Plano horizontal das correntes paralelas à costa que são geradas pela
distribuição de densidade em (a).