MARÉS E ONDAS DE KELVIN

MARÉS E ONDAS DE KELVIN
1. Introdução
As marés são ondas longas que podem ser tanto progressivas quanto estacionárias.
As marés são geradas pela atração gravitacional da Lua e do Sol, e são mais conhecidas pela
subida e descida do nível do mar duas vezes por dia. O período dominante das ondas de maré
normalmente é de 12 h e 25 min, o que corresponde a ½ dia lunar. Entretanto, igualmente
importante é a mudança regular na velocidade e direção da corrente – as correntes de maré que estão entre as mais fortes correntes do oceano global.
A propagação e a amplitude das ondas de maré são influenciadas pela fricção, pela rotação da
Terra (força de Coriolis) e por ressonâncias determinadas pela forma e profundidade das
bacias oceânicas e oceanos marginais. A atuação do atrito atenua o movimento orbital,
deformando as elipses, e gerando movimento residual. As correntes de maré nada mais são do
que um movimento residual que é gerado por atuação do atrito quando a onda de maré
propaga em águas rasas, gerando turbulência.
•
Correntes de maré fortes - a turbulência tende a misturar as camadas mais profundas,
e estas correntes podem impedir que a estratificação se estabeleça, tornando esta uma
região mistura pela maré.
•
Correntes de maré fracas – quando a mistura ela corrente de maré é menos intensa, a
coluna de água se torna estratificada, e a interação das correntes de maré com a
topografia de fundo pode levar a formação de ondas internas na termoclina.
Estas ondas internas se propagam horizontalmente e causam mistura vertical e
redistribuição de nutrientes, com importantes efeitos na produção fitoplanctônica. A
superfície do oceano sempre apresenta áreas lisas (slicks) e áreas de convergência
associadas com a passagem de ondas internas, e isso pode ter uma forte influência na
distribuição de zooplâncton e larvas de peixes.
Conforme as correntes de maré se movem para perto e para longe das áreas rasas, elas
interagem com a topografia do fundo e geram correntes unidirecionais que foram giros ao redor
destes bancos. A combinação entre águas misturadas pela energia de maré sobre um banco e
um giro ao redor de sua periferia dá origem a condições particularmente favoráveis para ovos e
larvas de peixes.
2. A física das marés
Conforme a Terra gira em torno do centro gravitacional do sistema Terra/Sol, a orientação do
eixo da Terra no espaço permanece a mesma. Isso é chamado de revolução sem rotação.
FILMES.
As animações mostram duas esferas revolvendo numa trajetória circular ao redor de um centro.
Para ilustrar a orientação das esferas no espaço, elas são divididas em hemisfério verde e
hemisfério vermelho, separados por uma linha rosa que pode ser considerada o eixo das
esferas.
REVOLUÇÃO COM ROTAÇÃO – enquanto a esfera revolve ao redor do centro do círculo, o
eixo da esfera sempre aponta para o centro de revolução e rotação. Pontos diferentes na
superfície da esfera estão sujeitos a forças centrífugas diferentes. O ponto mais próximo ao
centro de revolução e rotação se move num círculo menor do que um ponto no lado oposto da
esfera, tendo assim uma força centrífuga menor.
Exemplo – a Lua, que revolve ao redor da Terra e sempre mostra para a Terra o mesmo lado
REVOLUÇÃO SEM ROTAÇÃO – enquanto a esfera revolve ao redor do centro do círculo, ela
não gira ao seu redor. O eixo da esfera sempre mantém a mesma orientação no espaço. Como
resultado, todos os pontos na superfície da esfera se movem em círculos de raio idênticos.
Como conseqüência, numa revolução sem rotação todos os pontos na superfície da esfera
estão sujeitos a uma força centrífuga idêntica (em direção e magnitude).
Exemplo – a Terra, que revolve ao redor do Sol sem mudar a orientação do seu eixo.
As marés nos oceanos resultam de um leve desequilíbrio entre duas forças: a força de atração
gravitacional da Lua e do Sol, e a força centrípeta (centrífuga) requerida para manter a água
dos oceanos se movendo juntamente com o resto da Terra numa trajetória circular no espaço.
Vamos agora examinar estas forças e como as principais características da maré são geradas.
A Força Gravitacional segue a Lei da Gravitação de Newton, que estabelece que cada partícula
de massa no universo atraia todas as outras partículas de massa. Isto ocorre com uma força
que é proporcional ao produto das suas massas e inversamente proporcional ao quadrado da
distância entre eles.
Fg =
γ .M.m
r2
,
γ é a const. Universal de atração gravitacional = 6.672 x 10
-11
N m2 kg-2
M e m são as massas dos corpos que se atraem
d é a distância entre os corpos.
As atrações gravitacionais de maior expressão sobre o nosso planeta são aquelas referentes à
Lua e ao Sol, pois a Lua é o corpo mais próximo da Terra e o Sol é o astro de maior massa nas
proximidades da Terra.
Isso significa que quanto maior a massa dos objetos, e quanto mais próximos eles estiverem,
maior será a atração gravitacional. Como a atração gravitacional varia com o quadrado da
distância, pequenas variações na distância entre os dois objetos resultam em uma mudança
significativa na força gravitacional entre os objetos. A força gravitacional em vários pontos da
Terra causada pela Lua é mostrada na Figura abaixo.
Figura – As setas indicam a força gravitacional devido à presença da Lua agindo em objetos
localizados em diferentes posições na superfície da Terra. O comprimento e orientação das
setas indicam a força e a direção da força gravitacional. Thurman & Trujillo (1999), p. 279.
A Força Centrípeta é fornecida pela atração gravitacional entre as partículas e a Lua, e está
sempre direcionada para ela, procurando o centro da sua órbita. Por exemplo, se você amarrar
um cordão e uma bola e girar este conjunto ao redor de sua cabeça, o cordão tende a puxar a
bola em direção a sua mão. O cordão fornece força centrípeta para a bola, forçando a bola a
procurar o centro da sua órbita. Se o cordão se romper, a força desaparece e a bola não pode
mais manter a sua órbita circular, seguindo para longe em linha reta (Figura abaixo).
Figura – Ilustração da força centrípeta.
Figura – A força centrípeta necessária para manter partículas de tamanho idêntico em órbitas
circulares idênticas é representada pelas setas. Observe que todas as setas são do mesmo
tamanho e estão orientadas na mesma direção para todos os pontos na Terra. Thurman &
Trujillo (1999), p. 279.
Qual a força resultante da combinação ente a força de atração gravitacional e a força
centrípeta?
Partículas de massa idêntica estão em rotação em trajetórias idênticas como resultado do
sistema de rotação Terra – Lua. Então, cada partícula requer uma força centrípeta idêntica
para manter a sua trajetória circular. Esta força centrípeta é fornecida pela força gravitacional
entre as partículas e a Lua, mas esta força fornecida não é idêntica à força requerida, exceto
no centro da Terra. É esta diferença entre as forças que cria pequenas forças resultantes, que
são a diferença matemática entre as duas forças (Figura abaixo).
Figura – Forças resultantes. O comprimento e direção das setas representam a magnitude e
orientação agindo em cada um dos 9 pontos idênticos da figura. Thurman & Trujillo (1999), p.
280.
Estas forças resultantes são pequenas. Se a força resultante agir verticalmente em relação a
superfície da Terra, como nos pontos Z e N e ao longo da linha do Equador, não existem
efeitos geradores de maré.
Entretanto, nos pontos onde a força resultante tem um componente horizontal significante, ou
seja, tangente à superfície da Terra, ela ajuda a formar os bulbos de maré. Como não existem
outras forças horizontais significativas na Terra para competir com estas, estas pequenas, e
sempre presentes forças residuais, movem a água através da superfície da Terra.
Então, somente o componente horizontal das forças resultantes serve para gerar as marés,
criando o que são conhecidas como forças produtoras de maré.
Figura - Bulbos de maré idealizados. Assumindo um oceano de profundidade uniforme
cobrindo a Terra e a Lua alinhada com o Equador, as forças produtoras de maré geram dois
bojos na superfície do oceano: um se estende em direção à Lua e o outro em direção oposta a
ela. Conforme a Terra gira e os pontos na sua superfície vão passando pelos bojos de maré
máxima, (exceto os pólos) estes pontos experimentam duas marés altas diárias. Figura em
Thurman & Trujillo (1999), p. 281.
Estas forças produtoras de maré atingem seu valor máximo em pontos na superfície da Terra
numa latitude de 45º relativa ao Equador. Nas regiões do lado da Terra de frente para a Lua, a
força gravitacional é maior do que a requerida pela força centrípeta, e o excesso leva à
formação de um bulbo em direção à Lua. De forma contrária, no lado oposto da Terra, a força
centrípeta requerida é maior do que a força gravitacional fornecida pela Lua, produzindo um
segundo bulbo de água direcionado para longe da Lua.
Até este momento, estamos considerando somente o efeito da Lua sobre a Terra e sua
habilidade de produzir marés. Entretanto, o Sol também tem efeito sobre as marés. De forma
similar, o Sol produz bojos de maré em lados opostos da Terra. Entretanto, estes bulbos de
maré solares são 46% do tamanho dos bulbos lunares, devido ao fato do Sol estar localizado
muito mais longe da Terra do que a Lua. Desta forma, apesar do seu menor tamanho, a Lua
controla muito mais as marés do que o Sol.
Da perspectiva de um observador localizado na Terra, as marés parecem causar o movimento
das águas em direção à costa e em direção oposta a ela. Na verdade, a rotação da Terra é
responsável por nos conduzir para dentro e para fora dos bojos de maré.
A Figura abaixo mostra a posição da Terra, Lua e Sol durante diferentes estágios do ciclo
lunar. Quando o Sol e a Lua estão alinhados, seja com a Lua entre a Terra e o Sol (Lua Nova)
ou com a Lua do oposto do Sol (Lua Cheia), as forças geradoras de maré do Sol e da Lua
estão combinadas (Figura A). Durante estes períodos a amplitude de maré (diferença vertical
entre a maré alta e a maré baixa) é grande devido a interferência construtiva entre os bojos
lunar e solar. As forças geradoras de maré do Sol e da Lua estão agindo nas mesmas direções
e as marés lunares e solares de equilíbrio coincidem. A amplitude de maré produzida é maior
do que a média (a maré alta é máxima e a maré baixa é mínima). Estas marés são conhecidas
como Maré de Sizígea (spring tides).
Quando a Lua esta no primeiro ou terceiro quarto (Figura B), as forças geradoras de maré do
Sol estão agindo em ângulo reto com a força geradora de maré da Lua, ou seja, as marés
lunares e solares estão fora de fase. Isso resulta numa interferência destrutiva entre os bojos
lunar e solar. Neste caso, a amplitude de maré produzida é menor do que a média. Estas
marés são conhecidas como Maré de Quadratura (neap tides), e se diz que nestes casos a Lua
está em quadratura com o Sol. Como a Lua completa uma volta em torno da Terra a cada 27,3
dias, temos duas marés de sizígea e duas de quadratura por mês.
Figura – A) Marés de sizígia e quadratura. O bulbo gerado pelo Sol aparece em linha tracejada
e o bulbo gerado pela Lua em linha pontilhada. Apostila de Ondas e Marés (Ivan). B) As
posições da Terra, da Lua e do Sol e o comportamento das marés. Thurman & Trujillo (1999),
p. 283.
2.1 PRINCIPAIS PERÍODOS DE MARÉ
Marés produzidas pela Lua
M2 (semi-diurna lunar) – período de 12 h e 25 min
O1 (diurna lunar) – período de 24 h e 50 min
Marés produzidas pelo Sol
S2 (semi-diurna solar) – período de 12 h
K1 (diurna solar) – período de 24 h.
As marés podem ser representadas pela soma de oscilações harmônicas com estes períodos,
somadas à oscilações harmônicas de todos outros períodos combinados (como os das
inequalidades). Cada oscilação, conhecida como constituinte de maré, tem uma amplitude,
período e fase, os quais podem ser extraídos de dados observacionais através de uma análise
harmônica.
Centenas destas oscilações já foram identificadas, mas na maioria das situações e para
previsões ao longo de um ano, é suficiente incluir somente os constituintes M2, S2, K1 e O1.
CLASSIFICAÇÃO DA MARÉ
O número de forma F é usado para classificar as marés. Ele é definido como:
F=
K1 + O1
M 2 + S2
Onde os símbolos dos constituintes indicam sua amplitude. Quatro categorias são observadas:
Valor de F
0 – 0.25
0.25 – 1.5
1.5 – 3.0
>3
A figura abaixa apresenta exemplos:
Categoria
Semi-diurna
Mista, predominância semi-diurna
Mista, predominância diurna
Diurna
Figura xx –
Immingham – semi-diurna (duas marés altas e duas baixas por dia).
São Francisco – mista predominantemente semi-diurna (duas altas e duas baixas por dia
durante a maior parte do tempo, somente uma alta e uma baixa por dia durante maré de
quadratura).
Manila – mista predominantemente diurna (uma maré alta e uma baixa predominante por dia,
duas altas e duas baixas durante maré de sizígia).
Do San – diurna (uma alta e uma baixa por dia)
3. As marés no oceano real
Os bulbos de maré são direcionados para a Lua e para longe da Lua nos lados opostos da
Terra. Então, conforme a Terra gira, os bulbos (mais corretamente chamados de cristas de
onda), são separados pela distância de metade da circunferência da Terra (cerca de 20.000
km). Então, deveríamos esperar que os bulbos se movessem numa velocidade de 1600 km h-1.
Entretanto, as marés são um exemplo extremo de ondas de águas rasas, e como tal, sua
velocidade é proporcional a profundidade da água. Para uma onda de maré viajar 1600 km h-1,
o oceano teria que ter 22 km de profundidade! Mas a profundidade média dos oceanos é
somente 3.7 km, fazendo com que os bulbos de maré se movam como ondas forçadas, com
sua velocidade determinada pela profundidade do oceano.
Baseado na profundidade média do oceano, a velocidade média com que as ondas de maré
podem viajar através do oceano aberto é de somente 700 km h-1. Então, os bulbos idealizados
que simplesmente apontam em direção e para longe do corpo gerador de maré (a Lua) não
podem existir, pois eles não podem se manter com a velocidade rotacional da Terra. Eles se
quebram em diversas células. No oceano aberto, as cristas e cavas da onda de maré giram ao
redor de um ponto próximo ao centro de cada célula. Este ponto é chamado de ponto
anfidrômico.
Podemos dizer que as escalas de variação do campo de forçantes são de dimensões globais, e
que somente os maiores corpos de água podem acomodar diretamente as marés produzidas
sem que estas sejam alteradas. Logo, numa Terra que não esteja em rotação, as marés seriam
ondas estacionárias, ou seja, elas teriam a forma de seiches, com movimento de água para
frente e para trás em torno de linhas ode não existe movimento vertical (os nós). Como a Terra
está em rotação, a onda de maré é transformada em movimento ao redor de pontos onde não
existe movimento vertical, que são os pontos anfidrômicos.
Nos pontos anfidrômicos, a amplitude da maré é zero
Linhas de co-oscilação (linhas de amplitude de maré constante) giram ao redor dos
pontos anfidrômicos de forma quase-circular.
Linhas de co-fase (linhas de mesma fase) se propagam dos pontos anfidrômicos.
A animação seguinte compara o movimento de um seiche com o movimento de maré ao redor
de um ponto anfidrômico. Observe que na Terra em rotação as marés assumem a forma de
uma onda em propagação. A onda se propaga ao redor do ponto anfidrômico em sentido
horário ou anti-horário.
Movimento da onda ao redor de um nó – O nó aparece na metade do domínio, onde a cor é
sempre esverdeada-amarelada, independente da fase da onda. O movimento da onda ao redor
de nós é observado em situações onde a rotação da Terra não pode influenciar a onda de
nenhuma forma. Este é normalmente o caso de domínios longos e estreitos como canais e
lagos, onde a água pode se mover ao longo do eixo do domínio.
Movimento da onda ao redor de um ponto anfidrômico – O único lugar onde o nível da água
nunca muda (a cor é sempre amarela) é no centro do domínio. Este é o ponto anfidrômico.
Você pode observar a onda girando ao redor deste ponto seguindo a sua região de maior
elevação (região vermelha). Se o domínio tiver dimensões comparáveis em todas as direções,
a onda viaja ao longo do perímetro do domínio de forma circular, ao redor de um ponto
anfidrômico.
Detalhes a respeito da forma da onda de maré dependem da configuração da bacia oceânica,
e são difíceis de avaliar. Modelos computacionais podem dar uma descrição da onda numa
escala oceânica (Figura xxx).
Figura – Um exemplo de resultado de um modelo computacional das marés nos oceanos
mostrando pontos anfidrômicos (pontos vermelhos) e sentido de rotação (rosa é horário e
verde é anti-horário). A figura mostra a onda M2. A solução completa consiste da superposição
deste resultado com os resultados dos outros constituintes (S2, K1, O1, e outros). As linhas
vermelhas são linhas de co-fase.
Figura – Mapa com as linhas de co-maré do mundo. As linhas de contorno indicam momentos
da maré alta diária lunar principal, em horas lunares após a Lua ter cruzado o Meridiano de
Greenwich (0o longitude). A amplitude de maré geralmente aumenta com o aumento da
distância ao longo de linhas de co-maré em relação ao ponto anfidrômico. Nos locais onde
ambos os limites das linhas de co-maré atingem pontos anfidrômicos, a máxima amplitude de
maré ocorrerá próximo ao ponto intermediário das linhas. Thurman & Trujillo (1999), p. 287.
Figura - Diagrama de sistemas anfidrômicos ao redor do mundo para o componente semidiurno lunar da maré. Linhas de co-maré são vermelhas e linhas de co-variação são azuis.
Figura em Open University, p. 55.
Os momentos mostrados na primeira figura acima indicam que a rotação da onda de maré é
anti-horária no HN e horária no HS. O tamanho das células é limitado pelo fato de que a onda
de maré tem que completar uma rotação completa durante o período de maré (normalmente 12
h lunares).
Dentro da célula anfidrômica, a maré baixa acontece 6 h atrasada em relação à maré alta. Por
exemplo, se a maré alta está ocorrendo ao longo de uma linha de co-maré com número 10, a
maré baixa ocorre simultaneamente ao longo da linha de co-maré com número 4.
Além disso, a presença dos continentes interrompe o movimento livre dos bulbos de maré de
uma superfície oceânica ideal. As bacias oceânicas localizadas entre os continentes têm ondas
estacionárias no seu interior, e suas características modificam as ondas forçadas de maré
astronômica que se desenvolvem dentro das bacias.
4. As marés de co-oscilação
As marés nos oceanos marginais e baías não podem ser forçadas diretamente; elas são marés
de co-oscilação geradas pelo movimento na maré observado na região onde este sistema se
conecta com a bacia oceânica. Dependendo do tamanho do mar ou baía, eles assumem a
forma de um seiche ou giram ao redor de um ou mais pontos anfidrômicos.
Se a forçante de maré está em ressonância com o mar ou baía com um período de seiche, a
amplitude de maré é amplificada e pode ser enorme. Este efeito produz as maiores amplitudes
de maré no oceano global. Exemplos;
14 m na Bay of Fundy, no Canadá
10 m em St. Malo, Na França
8 m na costa NW da Austrália – todas são predominantemente semi-diurnas
Figura – Exemplo de uma maré de oscilação em uma grande baía. A maré no interior da baía é
forçada pela maré na extremidade oceânica, que neste caso tem amplitude de maré máxima
de cerca de 1 m. Devido a largura da baía, a força de Coriolis é capaz de afetar a forma da
onda de maré, produzindo pontos anfidrômicos ao redor dos quais a onda se propaga.
O progresso da onda de maré do Oceano Atlântico para dentro do Mar do Norte é claramente
demonstrado pelas linhas de co-fase. A onda entra pelo norte e se propaga ao longo da costa
Britânica, e depois prossegue ao redor de dois pontos anfidrômicos ao longo da costa da
Alemanha e da Dinamarca. Outra onda entra pelo SW. No Mar da Irlanda a onda entra pelo sul.
A influência da força de Coriolis é demonstrada pelas linhas de co-oscilação, que apresentam
grande amplitude de maré ao longo da costa britânica e pequena amplitude de maré ao longo
da costa da Alemanha, Dinamarca e Noruega. O mesmo efeito (amplificação no lado direito da
onda), é visto no Canal da Inglaterra, onde a amplitude de maré ao longo da costa francesa
alcança 11 m em comparação com 3 m na costa inglesa, e no Mar da Irlanda, onde 8 m na
costa inglesa se comparam com 2 m costa da Irlanda.
5. Ondas aprisionadas costeiras – Onda de Kelvin
Em comparação com o oceano aberto, as plataformas e as regiões costeiras são regiões
extremamente energéticas. Variações na temperatura, salinidade, nível do mar e correntes são
todos mais pronunciados nestas regiões do que em zonas profundas.
Existe uma outra classe de variações no campo de correntes do oceano costeiro, que são as
chamadas ondas aprisionadas costeiras. Estas variações não são aumentadas em função de
mecanismos forçantes que existem em todas as partes do oceano global – elas são o resultado
de características do oceano costeiro, e são ditas aprisionadas porque crescem em direção à
costa.
O ponto inicial para o entendimento da geração e propagação de ondas aprisionadas costeiras
é o oceano aberto, onde o balanço básico de forças está em equilíbrio geostrófico – este
balanço estabelece uma situação onde a força gradiente de pressão age numa direção
perpendicular a direção do fluxo e é balanceada pela força de Coriolis, que também age na
direção perpendicular ao fluxo e na direção oposta.
HN – a corrente tem a alta pressão a sua direita
HS – a corrente tem a alta pressão a sua esquerda
Uma conseqüência da geostrofia no oceano aberto é que centros isolados de alta ou baixa
pressão formam células de circulação fechadas, conhecidas como vórtices.
Figura - Esquemas da circulação em torno de regiões de alta pressão (nível do mar alto) e
baixa pressão (nível do mar baixo) no oceano aberto. A corrente circula ao redor destes
centros seguindo as linhas de pressão constante (linhas mostradas em preto). A circulação ao
redor de regiões de baixa pressão é chamada ciclônica, e ao redor de regiões de alta pressão
é chamada anti-ciclônica. Observe que os sentidos de rotação mudam com os hemisférios.
A Figura mostra a circulação ao redor de vórtices nos hemisférios norte e sul. As forças de
fricção são geralmente pequenas no oceano aberto, e a corrente pode circular ao redor dos
centros de pressão por mais do que um ano com muito pouca perda de energia. Logo, os
vórtices no oceano aberto são características de vida longa. Eles podem ficar no mesmo lugar
durante longos períodos de tempo e mudar sua localização somente quando são movidos
pelas correntes oceânicas.
No oceano costeiro, entretanto, centros de alta e baixa pressão não são rodeados por pressões
uniformes por todos os lados (como é o caso dos vórtices no oceano aberto), mas podem ser
direcionados em direção à costa.
Isso significa que a corrente pode seguir ao longo das linhas de mesma pressão somente em
um lado dos centros de pressão, e não tem onde ir quando se aproxima da costa. O resultado
é o transporte de água de um lado do centro de pressão para o outro, ou uma descida do nível
do mar em um lado e uma subida do nível do mar no outro.
Uma mudança de nível do mar é equivalente a uma mudança de pressão, de forma que os
centros de pressão não são mais estacionários, mas se movem ao longo da costa.
Figura – Esquema da dinâmica de uma onda de Kelvin. Regiões de nível do mar alto são
regiões de alta pressão. As correntes seguem as linhas de mesma pressão mostradas em
preto.
A Figura acima mostra que isso resulta em movimento em direção ao Equador no lado oeste e
movimento em direção aos pólos no lado leste dos oceanos. Observe que a direção do
movimento é a mesma para centros de alta ou baixa pressão.
No lado oeste dos oceanos, as correntes se deslocam em direção ao Equador carregando
água para longe da parte polar do centro de alta pressão e depositando esta água no lado
equatoriano do centro de alta pressão. Como resultado, as regiões de alto nível do mar se
movem em direção ao Equador.
No lado leste dos oceanos, as correntes se deslocam para longe do Equador, carregando água
para o lado polar do centro de alta pressão. Como resultado, a região de alto nível do mar se
move em direção aos pólos.
No Equador, as correntes se movem para o leste em ambos os hemisférios, produzindo uma
propagação para o leste do centro de alta pressão.
Uma análise semelhante pode ser feita para os centros de baixa pressão.
O movimento de centros de alta e baixa pressão ao longo da costa é conhecido como Onda de
Kelvin. As ondas de Kelvin:
• Tem sua maior amplitude na costa
• Na costa oeste dos oceanos elas se propagam somente em direção ao Equador
• Na costa leste dos oceanos elas se propagam somente em direção aos pólos.
• Sua amplitude decresce exponencialmente em direção ao oceano
• Sua presença é sentida somente numa estreita faixa de menos de 100 km de largura
ao longo da costa
• Seu período esta na faixa de vários dias até poucas semanas – logo elas se
manifestam através de lentas variações no nível do mar e uma reversão da corrente
em direção à costa numa taxa de mais ou menos uma vez por semana, conforme
regiões sucessivas de lata e baixa pressão passam por um ponto de observação.
Figura - Observações da onda de Kelvin na plataforma Atlântica da África.
Topo: localização das estações.
Embaixo, à esquerda: Temperatura do nível do mar em várias estações ao longo da costa. O
efeito da onda de Kelvin na temperatura superficial é visto como processos periódicos de
ressurgência e subsidência, que produzem periódicas subidas e descidas da temperatura da
água. O período é de aproximadamente 14 dias.
Embaixo, à direita: Temperatura e corrente ao longo da costa a 12, 42 e 82 m de profundidade
numa estação localizada na linha em negrito. A temperatura da água e o nível do mar
observados no porto de Tema são mostrados. Todas as variáveis apresentam a mesma
periodicidade de 14 dias.
As ondas de Kelvin dependem da existência de uma costa contra a qual elas se empilharão,
mas não requerem a existência de uma região de plataforma. Elas podem existir também em
regiões onde o continente cai abruptamente para grandes profundidades, como é o caso de
costa do Chile e do Peru.
Figura – Evidência de uma onda de Kelvin ao longo da costa do Peru. A plataforma da América
do Sul é muito estreita e a borda da plataforma é muito inclinada, particularmente no sul.
As correntes foram medidas durante períodos de muitos meses nas estações marcadas no
mapa. Os dados foram filtrados para eliminar as marés e outras variações com período menor
do que um dia.
Os dados das diferentes estações foram comparados entre si usando análise de correlação
cruzada. Os resultados indicam que os dados se comparam melhor quando as séries
temporais de diferentes estações foram defasadas entre si no tempo.