ANÁLISE DAS CORRENTES MARINHAS NA REGIÃO DA PLATAFORMA INTERNA DE GUARAPARI ES

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1 0 UNIVERSIDADE FEDERAL DO ESPÍRITO SANTO CENTRO DE CIÊNCIAS HUMANAS E NATURAIS DEPARTAMENTO DE ECOLOGIA E RECURSOS NATURAIS CURSO DE GRADUAÇÃO EM OCEANOGRAFIA PRISCILA BARBOZA GUAITOLINI ANÁLISE DAS CORRENTES MARINHAS NA REGIÃO DA PLATAFORMA INTERNA DE GUARAPARI ES VITÓRIA 2007

2 1 PRISCILA BARBOZA GUAITOLINI ANÁLISE DAS CORRENTES MARINHAS NA REGIÃO DA PLATAFORMA INTERNA DE GUARAPARI - ES Monografia apresentada ao curso de graduação em Oceanografia da Universidade Federal do Espírito Santo, como requisito à obtenção do título de Bacharel em Oceanografia. Prof. Orientador: PhD. Renato David Ghisolfi. VITÓRIA 2007

3 2 ANÁLISE DAS CORRENTES MARINHAS NA REGIÃO DA PLATAFORMA INTERNA DE GUARAPARI - ES Prof. PhD. Renato David Ghisolfi. Orientador CCHN/ DERN/Ufes Prof. PhD. Alex Cardoso Bastos Examinador - CCHN/ DERN/Ufes Profa. PhD. Valéria Quaresma Examinadora CCHN/ DERN/Ufes Vitória 2007

4 3 LISTA DE FIGURAS Figura 1: Cisalhamento vertical atuando na redução da magnitude das correntes com o aumento da profundidade. Figura 2: Estrutura da camada de Ekman de fundo. Figura 3: Parte do litoral de Guarapari evidenciando a área de estudo e os 10 perfis sobre os quais os dados foram coletados. Figura 4: Topografia da área de estudo construída com os dados de batimetria coletados pelo ADCP. Figura 5: Padrão de ventos que chegam à costa brasileira nos meses de janeiro e julho Figura 6: Área de coleta de dados com destaque para as ilhas e os transectos. Figura 7: Aparelho utilizado para a coleta de dados juntamente com o aparato necessário ao seu funcionamento. Figura 8: Estrutura utilizada na coleta dos dados (A). Figura 9: Orientação adotada para construção das Figuras 12, 13 e 17, das Tabelas 3 e 5 e do Anexo A. Figura 10: Mapa da região sul do estado do Espírito Santo com destaque para as cidades de Anchieta e Guarapari. Figura 11: Perfil vertical da magnitude da corrente para os transectos do mês de junho de 2006 (A) e março de 2007 (B). Figura 12: Distribuição da corrente encontrada para o mês de junho de 2006 e março de 2007 Figura 13: Visão tridimensional das correntes da área de estudo no mês de junho de 2006 e março de 2007.

5 4 Figura 14: Magnitude da componente perpendicular à costa (u) para os perfis 1 (A), 2 (B), 6 (C), 7, (D), 8 (E) e 10 (F) do mês de junho e 1 (G), 2 (H), 6 (I), 7 (J), 8 (L) e 10 (M) do mês de março. Figura 15: Magnitude da componente paralela à costa (v) para os perfis 1 (A), 2 (B), 6 (C), 7, (D), 8 (E) e 10 (F) do mês de junho e 1 (G), 2 (H), 6 (I), 7 (J), 8 (L) e 10 (M) do mês de março. Figura 16: Amplitude da maré para o dia 23 de junho de 2006 (em preto) e 8 de março de 2007 (em verde). Figura 17: Distribuição horária dos ventos medidos na estação meteorológica de Ubú próximo ao dia de coleta dos dados do mês de junho de 2006 (A) e março de 2007 (B). Figura 18: Distribuição da anomalia de massa específica ao longo da coluna de água para um transecto perpendicular (A e C) e paralelo (B e D) à costa apresentada no mês de junho (A e B) e março (C e D). Figura 19: Temperatura da superfície do mar para o dia 23 de junho de 2006 (A) e 8 de março de 2007 mostrando a homogeneidade da temperatura da água desde regiões mais afastadas da costa do Espírito Santo. Figura 20: Imagem do satélite CBERS para o dia 17 de junho de 2006, com destaque para a pluma de sedimento que se desloca para o norte (circulada de vermelho). Fonte: INPE.

6 5 LISTA DE TABELAS Tabela 1: Coeficientes e ângulos de rotação das correntes em relação à velocidade do vento utilizados por Silva (1968) para o cálculo da geração de correntes pelo vento a diferentes profundidades no oceano. Tabela 2: Magnitude média, em cm s -1, da corrente encontrada em junho de 2006 e março de 2007 para as células de amostragem ao longo dos transectos. Tabela 3: Direção média da corrente, em graus, encontrada em junho de 2006 e março de 2007 para as células de amostragem ao longo dos transectos.. Tabela 4: Porcentagem de contribuição das correntes de maré na corrente encontrada para três diferentes profundidades ao longo dos dez transectos para o mês de junho de 2006 e março Tabela 5: Vento médio, espessura da camada de Ekman e velocidade superficial gerada por este vento para os dois meses de coleta. Tabela 6: Magnitude das componentes da corrente gerada pelo vento, magnitude das componentes da corrente encontrada na coleta e contribuição das correntes geradas pelo vento na corrente encontrada. Tabela 7: Contribuições da maré, do vento e de outras forçantes na formação da corrente na região de estudo. Tabela 8: Cronograma de atividades realizadas para a execução deste trabalho ao longo do ano de 2007.

7 6 SUMÁRIO 1 INTRODUÇÃO OBJETIVOS OBJETIVO GERAL OBJETIVOS ESPECÍFICOS REVISÃO BIBLIOGRÁFICA CIRCULAÇÃO SOBRE A PLATAFORMA EFEITOS PROVOCADOS PELA INTERAÇÃO DAS CORRRENTES COM O FUNDO MARINHO ÁREA DE ESTUDO MATERIAIS E MÉTODOS MATERIAIS E REQUERIMENTOS DO APARELHO PROCESSAMENTO E ANÁLISE DOS DADOS RESULTADOS ANÁLISE GERAL ANÁLISE DAS COMPONENTES PARALELA E PERPENDICULAR À COSTA...40

8 7 6.3 ANÁLISE EM RELAÇÃO À INFLUÊNCIA DA MARÉ ANÁLISE EM RELAÇÃO À INFLUÊNCIA DO VENTO DISCUSSÃO CONCLUSÃO CRONOGRAMA REFERÊNCIAS...59

9 8 1 INTRODUÇÃO As áreas costeiras, que abrangem desde a plataforma continental até os sistemas estuarinos, são de extrema importância para as populações. No que diz respeito à economia, essa região desempenha papel fundamental como via de troca entre mercados do mundo inteiro, além de oferecer uma gama de recursos naturais e serviços que são vitais à sobrevivência e ao bem-estar humano. Outro fator de destaque dado às regiões costeiras está relacionado, principalmente nos trópicos, à alta biodiversidade encontrada nesses ambientes, sendo um dos mais ricos repositórios da biodiversidade marinha (MOBERG et al., 2003). Por ser uma região importante para o comércio e por fornecer alimento através da pesca e outros recursos marinhos, as populações se desenvolveram e se desenvolvem cada vez mais ao entorno desses ambientes. Devido a essa intensa urbanização e utilização do meio marinho, mais especificamente das regiões costeiras, esse ambiente vem sofrendo vários impactos devido à falta de planejamento e manejo da utilização de seus recursos e serviços. O estudo das correntes marinhas sobre a plataforma continental vem auxiliar no conhecimento da hidrodinâmica regional podendo, assim, servir de base para o gerenciamento das atividades humanas supra citadas. Além disso, o conhecimento desses processos também contribui com informações sobre o transporte de sedimentos; direcionamento e dispersão de poluentes lançados no ambiente através de efluentes e emissários submarinos; transporte passivo de organismos, como os fitoplanctônicos e larvas de peixes; auxiliar na previsão de fenômenos oceanográficos que possam refletir na costa ou em estruturas presentes sobre a plataforma; servir como base de dados para estudos futuros, entre outros. Tendo em vista essas questões, o conhecimento do comportamento das correntes marinhas para a previsão da dinâmica oceânica é muito importante, pois é essencial para a segurança das operações realizadas sobre o mar e na linha de

10 9 costa. Porém, essa previsão em tempo-real, principalmente em regiões costeiras, é uma atividade muitas vezes complicada pela natureza episódica dos oceanos, pela falta de observações extensas e pela influência combinada de processos internos e externos (ROBINSON & GLENN, 1999). Dentre os processos que afetam as correntes marinhas, pode ser citada a circulação atmosférica, as características termohalinas da região, a topografia do leito marinho e a orientação da linha de costa (FRAGOSO, 2005). Os resultados que serão apresentados neste trabalho são frutos do monitoramento do recife artificial marinho Victory 8B e, para este fim, foram coletados dados de correntes na região de afundamento do navio com o auxílio de um perfilador acústico de correntes (Acoustic Doppler Current Profile ADCP.

11 10 2 OBJETIVOS 2.1 OBJETIVO GERAL Analisar o padrão das correntes marinhas em uma área da plataforma interna da cidade de Guarapari (ES) para um dia do período de inverno (23 de junho de 2006) e um dia do período de verão (08 de março de 2007). 2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS Avaliar comparativamente a hidrodinâmica da região de estudo, bem como a magnitude e orientação das correntes encontradas nas amostragens realizadas num único dia do mês de junho de 2006 e março de Avaliar a influência do vento local, da maré e da topografia do fundo nas correntes marinhas da região de estudo.

12 11 3 REVISÃO BIBLIOGRÁFICA 3.1 CIRCULAÇÃO SOBRE A PLATAFORMA A geração de correntes marinhas superficiais é discutida desde 1800, mas somente em 1878 a circulação superficial oceânica foi atribuída ao vento. No entanto, pensava-se que a geração de correntes através da transferência de energia e momento do vento para a água levaria meses para ocorrer, o que logo caiu por terra, pois foi demonstrado que esse fenômeno levava apenas horas para se desenvolver. A razão é que nos corpos reais de água o escoamento é quase invariavelmente turbulento, o que provoca um aumento na transferência vertical de momento e energia a uma ordem de magnitude maior do que um escoamento laminar, cuja transferência se deve exclusivamente ao choque entre moléculas (PICKARD & POND, 1989). Os processos de interação entre o oceano e a atmosfera são controlados quase inteiramente pela interface entre essas duas regiões, sendo a formação de correntes marinhas superficiais atribuída principalmente à ação dos ventos através da transferência de energia para o oceano. Isso ocorre devido à força de fricção gerada pelo vento na camada de água superficial, conhecida como cisalhamento, que é diretamente proporcional ao quadrado da velocidade do vento (DOYLE, 2002; COLLING, 2001). Dessa forma, como pôde ser observado, as forças de fricção não são responsáveis apenas por dissipar energia cinética, mas também permitem a transferência de energia e momento da atmosfera para o oceano, sendo que nas regiões costeiras essas interações também podem ser influenciadas pelo contraste de temperatura terra/mar (DOYLE, 2002; SILVA, 2005; KNAUSS, 1996). Vórtices turbulentos formados nas camadas superiores do oceano pelo vento agem como um mecanismo de engrenagem, transmitindo movimento da superfície para as camadas mais profundas do oceano. A profundidade até onde são sentidos os efeitos da mistura turbulenta vai depender do quanto estratificada a

13 12 coluna de água está. Se estiver bem misturada, com a massa específica variando muito pouco ao longo da profundidade, será bem mais fácil misturá-la pelos efeitos da mistura turbulenta, mas se a coluna de água estiver estratificada, a situação é estável e a mistura turbulenta é reduzida ou até mesmo suprimida (COLLING, 2001). Mesmo sendo geradas pelo vento, as correntes não assumem a orientação exata de seu sopro e várias observações já foram feitas em relação a esse fenômeno. Dentre elas pode ser citada a teoria de Ekman que, para um oceano ideal (sem fronteiras, homogêneo e muito profundo) encontrou um deslocamento superficial da água à 45 da direção de sopro do vento e que esse ângulo aumentava gradualmente com a profundidade, dando origem a espiral de Ekman (COLLING, 2001). Observações das correntes originadas devido ao vento tem mostrado que a derivação da água é menor do que o predito por Ekman e o desenvolvimento completo da espiral não foi registrada, uma vez que há várias regiões rasas no oceano, e a fricção de fundo se torna significante nessas áreas. Nas observações de Nansen o ângulo de derivação da água encontrava-se entre 20 e 40 em relação à direção do vento, mas outros autores assumem que os valores reais encontram-se entre 5 e 20 (COLLING, 2001; KNAUSS, 1996; ROISIN, 2007). Uma das muitas observações empíricas utilizadas em relação à transferência de energia do vento para o oceano para a geração de correntes, diz que o escoamento superficial gerado corresponde a apenas 3% do valor da velocidade do vento, ou seja, se um vento com velocidade de 20 nós (10.30m/s) está soprando sobre a superfície por um tempo suficiente para gerar uma corrente, esta possuirá magnitude de aproximadamente 6 nós (3.09m/s) (KNAUSS, 1996). De acordo com a teoria de Ekman a profundidade da influência friccional do vento (D E ) é diretamente proporcional à velocidade do vento (W) e pode ser calculada de acordo com a Equação 1 e a corrente superficial (V 0 ) gerada por esse vento pode ser calculada pela Equação 2 (PICKARD & POND, 1989).

14 13 4.3W V Equação 1: D E Equação 2:. 1/ 2 1/ 2 sen W sen Sendo a latitude local, que neste trabalho é -20 (20 S). O cálculo dos coeficientes das Equações 1 e 2 foram estimados por Ekman considerando valores ideais para os termos da equação do stress do vento (Equação 3). Os valores dos termos considerados por Ekman são: a = 1.3 kg m -3, C D = 1.4 x 10-3 e W 2 = 1.8 x 10-3 m s -1. Equação 3: 2 a C D W Sendo a, C D e W 2, a densidade do ar, o coeficiente de arrasto e a magnitude da velocidade do vento, respectivamente. Em um estudo realizado por Silva (1968) analisando uma série de observações simultâneas de vento e correntes nas proximidades do Rio de Janeiro, o autor encontrou valores diferentes para esses coeficientes, uma vez que foram utilizados valores locais para os termos da equação do stress do vento. Dessa forma, as equações de Ekman foram adaptadas (Equações 4 e 5) por Silva (1968) para as condições de vento encontradas em suas observações. Equação 4: D E = 2.7 * W Equação 5: V 0 = * W sen( ) sen( ) Além do cálculo dos coeficientes para estimar D E e V 0, os cálculos de Silva (1968) também possibilitaram estimar a corrente gerada pelo vento em qualquer profundidade (V Z ) no oceano através da Equação 6.

15 14 Equação 6: V Z = C * V 0 Os valores de C, que correspondem a outros coeficientes calculados por Silva (1968) para estimar a corrente a diferentes profundidades, pode ser visto na Tabela 1. Tabela 1: Coeficientes e ângulos de rotação das correntes em relação a velocidade do vento utilizados por Silva (1968) para o cálculo da geração de correntes pelo vento a diferentes profundidades no oceano. Profundidades (m) Coeficientes Ângulo de Rotação da Corrente em Relação à Direção do Vento Superfície Para haver a formação de correntes impulsionadas pelo vento no oceano é necessário que este sopre por um período de tempo suficiente, chamado de período inercial. O período inercial para a formação das correntes impulsionadas pelo vento é dado pela Equação 7 (STEWART, 2007): Equação 7: T = 2 / 2 * sen( ) Onde expressa a taxa de rotação da Terra a uma certa latitude.

16 15 Em geral, além do vento, outras forçantes também atuam sobre a plataforma de forma a contribuir com os processos de circulação. Essas forçantes são a maré, as variações de densidade e ação do oceano profundo. Muitos dos estudos realizados sobre a plataforma continental sudeste brasileira utilizando dados coletados in situ, derivadores, modelagem numérica e outros métodos, estão sumarizados em Castro Filho (1989) e Mesquita (1997). Dentre eles está o experimento realizado por Matsuura (1975) com cartões de deriva na plataforma interna entre Santos e Ilha Grande, cujas trajetórias apresentaram comportamentos diferentes entre verão e inverno. Os lançados no final do inverno se deslocaram para nordeste, enquanto que os lançados no verão tiveram deslocamento para nordeste ou sudoeste dependendo do ponto de lançamento, se a noroeste ou sudoeste da Ilha de São Sebastião, respectivamente. Outro trabalho diz respeito a uma simulação realizada por Castro Filho (1985) apud Castro Filho (1989), que considerou como única forçante do modelo um vento com direção nordeste, representando o vento médio durante o inverno. A simulação mostrou que a resposta a essa forçante ficou confinada à plataforma continental sudeste e que o tempo de resposta da água em função dos ventos foi de aproximadamente 30h na parte norte e 19h nas proximidades de Cananéia (SP). Além dos processos que interagem sobre a plataforma para a formação das correntes, a estratificação da coluna de água torna-se também um fator modificador importante desses processos. Isso foi comprovado por um estudo realizado por Skarohamar & Svendsen (2005) na plataforma norte da Noruega, onde foi observado como a estratificação é importante na região e como os ventos, a maré e a topografia afetam a circulação das camadas superiores. Em um oceano real, as mudanças graduais na massa específica dificultam ou mesmo impedem os movimentos verticais, reduzindo assim a transferência vertical de momentum pela turbulência. Além disso, a estratificação também permite movimentos em níveis separados e como conseqüência reduz a espessura da

17 16 camada de Ekman e aumenta as mudanças nas direções dos vetores de velocidade com a profundidade (ROISIN, 2007). Como já mencionado anteriormente, a maré é uma importante forçante que atua sobre a plataforma. Essa importância se deve ao aumento das velocidades das correntes de maré com a diminuição da profundidade, o que pode ser ainda mais intensificado com o aumento de sua amplitude. Essas correntes quando em profundidades intermediárias, como sobre a plataforma continental interna e média de regiões costeiras abertas, comumente tem como resposta uma rotação dos vetores de velocidade, mudando de direção continuamente durante o ciclo de maré, o que influencia diretamente a magnitude e direção das correntes sobre a plataforma (WRIGHT, 1995). 3.2 EFEITOS PROVOCADOS PELA INTERAÇÃO DAS CORRRENTES COM O FUNDO MARINHO Várias são as diferenças entre as plataformas continentais e o oceano aberto. Entre elas destacam-se os efeitos causados pelas baixas profundidades, responsáveis pela geração de fricção que não pode ser ignorada, uma vez que as conseqüências desse fenômeno são sentidas diretamente no movimento da água (TOMCZAK, 1996). A fricção gerada pela interação das correntes marinhas com fundo age reduzindo a magnitude da velocidade nas camadas de água vizinhas, originando assim um cisalhamento vertical (Figura 1). Experimentos realizados em laboratório com fluidos turbulentos não rotacionais tem conduzido a conclusão de que as variações da velocidade dependem somente do stress exercido pelo o fundo, da viscosidade molecular do fluido, da massa especifica do fluido, e é claro da profundidade da camada de água até o fundo e também do seu nível de aspereza (ROISIN, 2007).

18 17 Figura 1: Cisalhamento vertical atuando na redução da magnitude das correntes com o aumento da profundidade. Fonte: Roisin, Além da diminuição da intensidade das correntes, a baixa profundidade provoca outros efeitos na circulação sobre a plataforma. Dentre eles está a mudança na forma da espiral de Ekman que, devido às águas rasas, a espessura desta camada acaba sendo maior do que a profundidade local. A alteração da camada de Ekman superficial pode ser entendida se observarmos uma corrente fluindo acima do leito marinho. O movimento da massa de água sobre o fundo irá gerar uma fricção, dando suporte ao desenvolvimento de uma espécie de espiral de Ekman de fundo (PICKARD & POND, 1989). A camada de Ekman de fundo (Figura 2) é caracterizada por apresentar redução da magnitude das correntes com a profundidade e mudança gradativa na orientação dos vetores à medida que estes se aproximam do fundo. Isso acontece porque o leito marinho exerce um stress friccional contra o escoamento, fazendo com que a velocidade gradualmente diminua dentro dessa camada acima do fundo. No hemisfério sul a camada de Ekman de fundo se desenvolve com os vetores da velocidade rotacionando à direita do deslocamento da corrente superficial e a teoria nos diz que dentro dessa camada, a corrente mais próxima ao fundo assume uma direção média de 45 a direita (no hemisfério sul) da velocidade encontrada exteriormente à ela (ROISIN, 2007).

19 18 Em regiões com baixas profundidade e com esses valores decrescendo para a ordem de D E (profundidade da camada de Ekman) ou menos, a camada de Ekman superficial e de fundo poderão se obstruir e eventualmente se sobreporem. Em águas pouco profundas as duas espirais tendem a se cancelar e então o transporte total será mais direcionado em relação ao sopro do vento do que à esquerda (hemisfério sul) dele (PICKARD & POND, 1989). Figura 2: Estrutura da camada de Ekman de fundo. Fonte: Roisin, Vários trabalhos vêm comprovar a importância do stress de fundo na circulação sobre a plataforma. Xing & Davies (2002) mostraram que a redução da magnitude do escoamento na plataforma está intimamente relacionada à topografia do fundo, observada pelo retardamento da força do escoamento atribuído ao stress do leito marinho, o que surtia influência direta em toda a coluna de água. Conseqüentemente, o stress de fundo tem efeitos mínimos em águas profundas e máximos em águas rasas, atuando rapidamente na redução da intensidade das correntes. No trabalho de Skarohamar & Svendsen (2005) há uma relação entre o efeito de baixa profundidade e a circulação, mostrando que em condições de correntes

20 19 mais fracas a influência da topografia de fundo mostrava-se mais pronunciada nas camadas mais superficiais. Mas, se nessa situação, a coluna de água estivesse estratificada, a influência da topografia seria praticamente restrita às camadas mais profundas. Observações da camada de Ekman de fundo na plataforma noroeste da África na região de upwelling da corrente das Canárias mostraram que a partir de 25 m acima do fundo, as correntes sentem o efeito de fricção e começam a diminuir sua intensidade e rotacionar, aproximando-se de zero próximo ao fundo (TOMCZAK & HAO, apud TOMCZAK, 1996). Outro efeito provocado pela interação das correntes com o fundo marinho é a formação de vórtices. No oceano há movimentos rotatórios em várias escalas, desde os grandes giros até os pequenos redemoinhos e vórtices e, ao contrário do que se imagina, para haver a formação de movimento rotatório o fluindo não precisa necessariamente realizar um ciclo fechado, tendo apenas que adquirir vorticidade. Esse efeito é gerado quando existe um cisalhamento imprimindo mudança na velocidade do escoamento, que ocorre sempre quando há fricção entre as correntes e os corpos adjacente, podendo ser outros corpos de água ou mesmo corpos rígidos (MONIN 1985; COLLING, 2001). Regiões onde podem ocorrer formações de vórtices são em locais onde há elevações na topografia do fundo marinho, como a presença de ilhas. Segundo um estudo realizado por Wolanski et al. (1996) em águas rasas, ao contornar um obstáculo as correntes podem gerar pequenos vórtices na sombra dessas barreiras, de forma que em suas bordas há formação de downwelling e em seu interior upwelling. Além disso, a convergência das correntes de fundo gera um aumento pronunciado da turbidez e feições superficiais complexas são formadas na região desses vórtices, estando entre elas os jatos e zonas de cisalhamento com alta turbulência vertical. Um experimento realizado em laboratório por Testik et al. (2005) para entender o comportamento de um fluxo em volta de um cilindro, mostrou que com a

21 20 passagem da corrente através dele, os vórtices gerados próximos ao cilindro eram grandes e possuíam tamanhos comparáveis ao tamanho do objeto em questão. Para um fluxo oscilatório, os vórtices eram formados periodicamente nos dois lados do cilindro e quando o fluxo mudava de direção, o vórtice formado de um lado do cilindro poderia se mover para o outro lado e interagir com o novo vórtice que estava sendo ali formado.

22 21 4 ÁREA DE ESTUDO A região de coleta dos dados de corrente (Figura 3) está localizada a aproximadamente 12 km da linha de costa, na plataforma interna adjacente à cidade de Guarapari (20º40 00"S e 40º29 51"O), situada ao sul do Estado do Espírito Santo à 50 km de Vitória. Figura 3: Parte do litoral de Guarapari evidenciando a área de estudo e os 10 perfis sobre os quais os dados foram coletados. Os números e as linhas em azul representam, respectivamente, valores de profundidade e contorno das isóbatas, segundo dados da Diretoria de Hidrografia e Navegação (DHN). Os pontos pretos representam as regiões de coleta de dados pelo ADCP.

23 22 A região da plataforma onde está inserida a área de estudo é marcada por profundidades que variam entre 20 e 35m (Figura 4) com irregularidades topográficas devido a recifes submersos, bancos de algas calcárias e presença de um complexo insular que engloba o Arquipélago das Três Ilhas, Ilhas Rasas e Ilha Escalvada (GARCIA et al., 2005). Figura 4: Topografia da área de estudo construída com os dados de batimetria coletados pelo ADCP. Os dados reais de profundidade se restringem aos pontos de coleta e as áreas ao redor correspondem à extrapolação do software utilizado. De acordo com Köppen (1948), o clima predominante no estado é caracterizado por ser quente e úmido, possuindo duas estações definidas. A primeira é caracterizada por um período de estiagem que vai de abril a setembro com frentes frias em número abundante, responsáveis por gerar chuvas episódicas e intensas.

24 23 O segundo período, que caracteriza o verão, vai de outubro a março e apresenta altas taxas de precipitação. Devido a sua localização, o litoral sudeste do Brasil está sob a influência de um sistema meteorológico de larga escala permanente sobre o mar, denominado Anticiclone Subtropical do Atlântico Sul (ASAS). Este sistema é o responsável pela geração dos ventos nordeste (Figura 5) que chegam à região e pode mudar sazonalmente, fazendo com que a magnitude e a direção dos ventos sejam afetadas (CASTRO FILHO & MIRANDA, 1998). Figura 5: Padrão de ventos que chegam à costa brasileira nos meses de janeiro (à esquerda) e julho (à direita). Fonte: Castro & Miranda, Durante o inverno, o padrão de ventos (Figura 5) passa a ser mais afetado pela passagem de frentes frias oriundas da região polar, que são responsáveis por

25 24 provocar a rotação dos mesmos para sudoeste e, consequentemente, podendo afetar a circulação superficial da região e fazer com que as correntes sofram rotação anticiclônica (CASTRO FILHO & MIRANDA,1998). Castro Filho (1989) mostrou que a reversão das correntes para nordeste na plataforma sudeste brasileira está associada aos ventos oriundos do sul devido a essas frentes frias. Esse mesmo padrão de ventos é responsável pela formação das ondas que chegam à região, sendo oriundas de dois quadrantes principais: NE-E, predominantes; e SE-E, mais energéticas e freqüentes no inverno devido às frentes frias. Segundo Albino (1999), a altura significativa das ondas para o litoral capixaba pouco ultrapassa 1,5m, sendo as alturas de 0,9 e 0,6m as mais freqüentes, com períodos entre 5 a 6,5s, não ultrapassando 9,5s. Entretanto, em períodos de El Niño, as ondas geradas pelas advecções polares não atingem o litoral capixaba, fazendo com que as frentes de ondas sejam originadas somente pelos ventos do quadrante NE-E (ALBINO & GOMES, 2005). De uma forma geral, as massas de água presentes sobre a plataforma entre 15 S e 23 S, onde está inserido o estado do Espírito Santo, apresenta mais superficialmente a Água Costeira (AC), com baixos valores de salinidade, e a Água Tropical (AT), quente e salina, advectada para sul pela Corrente do Brasil. Em subsuperfície encontra-se a Água Central do Atlântico Sul (ACAS), fria e menos salgada (CASTRO FILHO, 1989). Com relação à maré, nosso litoral está submetido a um regime de micromarés semi-diurnas, ou seja, com amplitudes inferiores a 2m e duas oscilações diárias, estando a média do estado em torno de 1,4m (DAVIES, apud ALBINO, 1999). Segundo Mesquita (1997), na plataforma da região sudeste a maré se propaga em sentido anticiclônico (anti-horário) seguindo, aproximadamente, a propagação da componente semi-diurna lunar (M2). O conhecimento sobre a circulação na plataforma continental brasileira apresentase bastante heterogêneo no Brasil, uma vez que há intensos estudos sobre a plataforma amazônica e entre Cabo Frio e Cabo de Santa Marta (23 S a S),

26 25 contrastando com a relativa escassez de conhecimento sobre as plataformas nordeste e leste brasileiras (PATCHINEELAM, 2004). Um estudo realizado por Mesquita (1997) sobre a circulação na plataforma sudeste brasileira, mostrou a influência da Corrente do Brasil nesta região, uma vez que esta, durante o seu percurso para sudoeste, age como um tampão ao se aproximar da costa, aprisionando a água sobre a plataforma. Além disso, esse aprisionamento interfere na circulação da ACAS, que flui para noroeste abaixo da Corrente do Brasil e tende a subir o talude e ocupar parte da plataforma continental. A influência mais localizada da Corrente do Brasil no estado do Espírito Santo é observada quando esta, ao longo de sua trajetória para o sul, se depara com a cordilheira Trindade, à offshore em frente a Vitória, e passa a fluir continuamente através da passagem mais próxima à costa, se organizando novamente sobre o talude ao sul da cadeia (EVANS et al., apud SILVEIRA et al., 2000).

27 26 5 MATERIAIS E MÉTODOS 5.1 MATERIAIS E REQUERIMENTOS DO APARELHO Os resultados apresentados neste trabalho são referentes a duas campanhas de coleta de dados, uma realizada em 23 de junho de 2006 e outra em 8 de março de Para este fim, 10 perfis de aproximadamente 4 km (Figura 6) foram préestabelecidos no local de estudo para que o barco pudesse navegar sobre eles ao mesmo tempo em que o aparelho coletava os dados. O primeiro perfil se encontra a 460m antes da Ilha Escalvada (a 6 milhas da costa) e o décimo a aproximadamente 1700m após as ilhas Rasas (a 7 milhas da costa). Figura 6: Área de coleta de dados com destaque para as ilhas e os transectos.

28 27 O aparelho utilizado para a coleta dos dados foi um ADCP (Acoustic Doppler Current Profile) (Figura 7), um perfilador acústico de corrente modelo WorkHorse Broadband Sentinel com 307,2 khz de freqüência. Figura 7: Aparelho utilizado para a coleta de dados (à esquerda) juntamente com o aparato necessário ao seu funcionamento (à direita). Previamente à realização do campo o aparelho foi configurado de forma a atender às exigências da coleta. Assim, em sua configuração foi especificado que a coleta seria realizada com o aparelho em movimento (Figura 8), no modo Bottom Track. O tamanho da célula (bin) para realização de cada medição foi de 2 m, ou seja, a cada 2 m de profundidade o aparelho coletava dados de corrente, sendo sua primeira medida feita a 4,23 m. A freqüência utilizada foi de 1Hz (1 ping s -1 ), para que a cada segundo o aparelho coletasse um dado, dando um total de 3600 ensembles (total de medidas em uma hora).

29 28 Figura 8: Estrutura utilizada na coleta dos dados (A). Metodologia semelhante ao método utilizado para a coleta de dados deste trabalho (B), onde o ADCP permanece em movimento fixado ao lado do barco. Durante a coleta dos dados, as intensidades e direções de correntes eram visualizadas e salvas em tempo real com o auxílio do software Win River, que é fornecido, dentre outros programas, juntamente com o aparelho. Simultaneamente, um aparelho GPS ligado ao computador era responsável por geo-referenciar essas informações de acordo com o norte magnético da Terra, que posteriormente foi corrigido para norte geográfico de acordo com o ângulo da declinação magnética local. 5.2 PROCESSAMENTO E ANÁLISE DOS DADOS Para a realização da análise dos dados foi realizada uma avaliação comparativa dos resultados de intensidade e direção de correntes encontradas na coleta do mês de junho de 2006 e março de 2007, bem como a influência diferenciada do vento e da maré e a presença ou não de feições oceanográficas geradas pela

30 29 interação da hidrodinâmica local com a topografia do fundo marinho nos dois meses analisados. Os dados referentes às coletas foram manuseados com o auxílio dos softwares fornecidos juntamente com o aparelho e, além destes, também foram utilizados outros programas que auxiliaram na elaboração dos resultados. Dessa forma, para apresentar os dados de forma suavizada, mais organizada, clara e de forma a ressaltar as características desejadas para a realização deste trabalho, uma média de 30 ensembles foi realizada para cada transecto. Os dados de correntes utilizados na elaboração dos gráficos e mapas são referentes apenas à porcentagem de dados bons acima de 80%. Esse método foi escolhido com o objetivo de eliminar as informações que poderiam conter valores incertos ou mesmo incorretos. Estes dados não válidos estão plotados nas Figura 12 e 13 como pontos vermelhos (referente ao mês de março) e rosas (referentes ao mês de junho) para evitar possíveis associações com a falta de informação por baixa profundidade ou erros do aparelho. A orientação utilizada para a elaboração das Figuras 12, 13 e 17, das Tabelas 3 e 5 e das tabelas do Anexo A, segue os ângulos orientados pela rosa dos ventos, como pode ser visto na Figura 9. Já para a construção das Figuras 14 e 15, foi utilizada a orientação relativa à linha de costa como referencial, ou seja, em componentes paralelas (v) e perpendicular (u) à linha de costa da cidade de Guarapari. Para este fim, as componentes norte-sul e leste-oeste foram rotacionadas de 35 O em relação ao norte geográfico.

31 30 Figura 9: Orientação adotada para construção das Figuras 12, 13 e 17, das Tabelas 3 e 5 e do Anexo A. A influência da maré nas correntes locais foi quantificada e posteriormente retirada com o auxílio dos resultados encontrados pela modelagem realizada por Lemos (2006), cujos resultados são dados em temos das componentes norte-sul e lesteoeste da corrente de maré. Para a elaboração das Figuras 11, 12, 13, 14 e 15, da Tabela 3 e das tabelas do anexo A, que exigiam a retirada do efeito da maré, foi realizada uma subtração simples entre as componentes da corrente de maré e as componentes da corrente encontrada na coleta. A retirada desse efeito se torna muito importante, uma vez que o período da maré mudou enquanto a coleta era realizada, fazendo com que sua influência sobre a corrente encontrada na região também variasse ao longo do dia. Além disso, o trabalho foi desenvolvido com base em dois conjuntos de dados coletados em dias diferentes, o que daria um erro considerável se a maré não fosse corrigida. Além da avaliação da influência da maré no conjunto de dados coletados, também foi realizada uma análise da influência dos ventos locais sobre a corrente encontrada na região. Os dados de vento coletados e utilizados neste trabalho são oriundos da estação meteorológica do Porto de Ubú (20,78 S; 40,57ºW) localizada na cidade de Anchieta-ES (Figura 9). A distância entre a estação de coleta e um ponto

32 31 localizado na aérea de estudo, como a Ilha Escalvada (20.67S; W), é de aproximadamente 19km. Figura 9: Mapa da região sul do estado do Espírito Santo com destaque para as cidades de Anchieta, mais ao sul, e Guarapari, mais ao norte, circuladas de verde. Os pontos vermelhos indicam a localização da estação meteorológica do Porto de Ubú, mais ao sul, e um ponto da área de coleta de dados. Para realizar a análise da influência do vento sobre as correntes na região foram utilizadas as equações de Ekman adaptadas por Silva (1968) (Equações 4, 5 e 6). As profundidades apresentadas na Tabela 1 foram aproximadas para os valores das células analisadas. Dessa forma, foram consideradas as profundidades de 4.23 m, m, 1823 m e m, respectivamente. Para ser possível realizar a quantificação da influência do vento na corrente encontrada nas coletas realizadas nos dois meses, foram utilizadas as componentes norte-sul e leste-oeste tanto para a velocidade do vento quanto da corrente. Esse método foi escolhido para evitar possíveis confusões e erros na

33 32 análise da influência do vento relacionas à orientação da corrente encontrada e da corrente gerada pelo vento. O cálculo do período inercial para formação de correntes foi estimado de acordo com a Equação 7, que, para a latitude onde está inserida a região de estudo, ficou em torno de 1 dia e meio.

34 33 6 RESULTADOS A seguir são apresentados os resultados referentes às coletas realizadas nos meses de junho de 2006 e março de Como um dos objetivos deste trabalho é realizar uma análise comparativa dos dados encontrados para esses dois meses, os resultados a seguir estão organizados de forma a facilitar o entendimento do que foi encontrado para ambas coletas. 6.1 ANÁLISE GERAL O resultado da análise das correntes marinhas na região de Guarapari mostrou que a velocidade média da corrente encontrada em junho, 20.4 cm s -1, se mostrou menor do que a magnitude média encontrada em março, 23.3 cm s -1. No entanto, esse padrão não se manteve constante ao se analisar os transectos isoladamente de forma comparativa. Este fato está evidenciado na Tabela 2, cujos valores máximos, mínimos e a variação da magnitude da corrente para cada mês podem ser observados ao longo de cada perfil e para cada célula de amostragem. Embora essa alternância seja evidente (Tabela 2), as diferenças na magnitude da velocidade encontrada acima de 10 cm s -1 somente ocorreram a partir do 8 transecto e, a partir deste ponto em diante, os valores apresentados foram sempre maiores para o mês de março. Outra característica em comum apresentada nessas duas distribuições é a redução da magnitude da velocidade com o aumento da profundidade, que está evidenciado na Tabela 2 e na Figura 11. Essa redução ocorreu de forma uma pouco diferenciada no mês de junho, onde foi observado um máximo relativo em profundidades médias, particularmente a partir de 10 a 16m, a partir do qual pôde ser verificada uma redução mais acentuada da magnitude média da corrente. Já para o mês de março esse cisalhamento ocorreu de forma mais gradativa e constante ao longo de toda coluna de água.

35 34 Tabela 2: Magnitude média, em cm s -1, da corrente encontrada em junho de 2006 e março de 2007 para as células de amostragem ao longo dos transectos. Em vermelho estão destacados os valores máximos e em azul os mínimos, respectivamente, para cada transecto. Perfis Mês Profundidades (m) Jun Mar Jun Mar Jun Mar Sem dado Sem dado Sem dado Sem dado Sem dado Sem dado Jun Mar Jun Mar Jun Mar Jun Mar Jun Mar Jun Sem dado Mar Jun Mar

36 35 Em março os transectos 8, 9 e 10 (Figura 11, B) se destacam em relação aos demais por apresentarem velocidades superficiais da ordem de cm s -1, cm s -1 e cm s -1 (Tabela 2), respectivamente, enquanto que para os demais as magnitudes superficiais médias encontraram-se entre cm s -1 e 26.67cm s -1. Já o perfil 1 foi o que apresentou os menores valores ao longo de quase toda coluna de água. Contrastando com o que ocorreu em março, no mês de junho o perfil 1 foi o que apresentou a maior magnitude superficial (25.03 cm s -1 ) e o 10 a menor (17.06 cm s -1 ). Além disso, em todos os transectos, com exceção do 4, a magnitude mínima encontrada para os dois conjuntos de dados apresenta-se sempre menor para o mês de junho. A B P R O FU N D ID A D E ( m ) MAGNITUDE MÉDIA (cm/s) Figura 11: Perfil vertical da magnitude da corrente para os transectos do mês de junho de 2006 (A) e março de 2007 (B).

37 36 Com relação à direção seguida pela corrente, verificou-se que tanto para junho quanto para março a direção preferencial do escoamento se manteve para sudoeste, sem, no entanto, apresentar a mesma orientação para os dois meses. Tabela 3: Direção média da corrente, em graus, encontrada em junho de 2006 e março de 2007 para as células de amostragem ao longo dos transectos. A direção da velocidade está orientada de acordo com a roa dos ventos. Perfis Mês Profundidades (m) Jun Mar Jun Mar Jun Mar Sem dado Sem dado Sem dado Sem dado Sem dado Sem dado Jun Mar Jun Mar Jun Mar Jun Mar Jun Mar Jun Mar Jun Mar

38 37 Na Tabela 3 pode ser observado que a corrente superficial em junho assume orientação entre 178 e 202 (quadrante S-SO), mostrando que os vetores estão mais direcionados para sul em relação à orientação dos vetores em março, com valores entre 213 e 238 (quadrante SO). A orientação da velocidade superficial de cada perfil mostrou que a diferença no rumo da corrente entre os dois meses na profundidade de 4.23 m oscilou entre 23 e 53. A distribuição horizontal dos vetores encontrados para os dois meses nessa célula de amostragem pode ser vista na Figura 12.

39 38 Figura 12: Distribuição da corrente encontrada para o mês de junho de 2006 e março de 2007 relativamente à costa de Guarapari a 4.23 m de profundidade. Os círculos amarelos entre os transectos correspondem às Ilhas Escalvada, mais ao sul, e as Ilhas Rasas, mais ao norte. Mapa base elaborado pelo professor Gilberto F. Barroso (LimnoLab/UFES). Ao longo da coluna de água a orientação da corrente se comportou de forma diferenciada para os dois meses. Em março houve uma mudança na direção dos vetores com a profundidade, mas nenhum padrão significativo foi observado, mesmo que, de uma forma geral, os valores dos ângulos pareçam diminuir com a profundidade. Já em junho uma característica peculiar foi encontrada, cujos ângulos de orientação da corrente aumentou proporcionalmente à medida que a profundidade aumentava, ou seja, houve uma rotação dos vetores à direita da corrente superficial. Esses dois efeitos estão evidenciados na Tabela 3 e também na Figura 13.

40 39 Junho de 2006 Março de m 4.23m 10.23m 10.23m 16.23m 16.23m 22.23m 22.23m 26.23m 26.23m Figura 13: Visão tridimensional das correntes da área de estudo no mês de junho de 2006 e março

41 40 de Os números entre os transectos referem-se à profundidade das células. 6.2 ANÁLISE DAS COMPONENTES PARALELA E PERPENDICULAR À COSTA A decomposição da corrente em componentes paralela (v) e perpendicular (u) à costa foi realizada neste trabalho para se analisar de forma mais detalhada o comportamento da corrente em relação à área de estudo. A Figura 14 mostra a magnitude da componente perpendicular à costa encontrada em junho (A, B, C, D, E e F) e em março (G, H, I, J, L e M) para os transectos 1, 2, 6, 7, 8 e 10. Valores positivos de u indicam que a corrente está se deslocando em direção ao oceano e valores negativos em direção à costa. Da mesma forma para a componente v, os valores positivos indicam deslocamento para norte e negativos para sul. Os valores encontrados para a componente u em junho mostraram que superficialmente a corrente assumiu uma direção preferencial em direção ao oceano, enquanto que em regiões mais profundas esse padrão se inverteu e a corrente passou a se deslocar em direção à costa. Esse fato pode ser nitidamente observado a partir da linha branca entre a região amarela e verde do gráfico que separa essas duas regiões de direções opostas. Este padrão ocorreu em todos os perfis, mas foi parcialmente quebrado devido à influência das Ilhas Rasas e Escalvada nos transectos 8 (Figura 14, E) e 2 (Figura 14, B), respectivamente. Com relação à magnitude de u em junho (Figura 14, A, B, C, D, E e F), foi verificado que da superfície até a linha de velocidade zero (linha branca) houve uma redução gradativa da velocidade, mas a partir deste ponto a magnitude começa a aumentar em direção ao fundo. Em março quase toda a coluna de água se deslocou em direção à costa, com exceção dos efeitos provocados pelas ilhas na região. Ao contrário do que ocorreu em junho, não foi observado nenhum padrão em relação à magnitude da componente u ao longo da profundidade, sendo este até um pouco confuso. A

42 41 A exceção a essa característica foi encontrada no transecto 10, cuja magnitude se reduziu gradativamente em direção ao fundo. (cm/s) Junho de Março de G B H Profundidade (m) C D I J E L F M Comprimento (m) Figura 14: Magnitude da componente perpendicular à costa (u) para os perfis 1 (A), 2 (B), 6 (C), 7, (D), 8 (E) e 10 (F) do mês de junho e 1 (G), 2 (H), 6 (I), 7 (J), 8 (L) e 10 (M) do mês de março. Os retângulos vermelhos destacam os efeitos provocados pelas Ilhas Rasas e Escalvada.

43 42 A magnitude da componente paralela à costa (v) pode ser observada na Figura 15. Comparativamente a magnitude de u, ficou evidenciado que a componente perpendicular foi mais intensa, sendo, por isso, a mais responsável por determinar a orientação da corrente na região. De forma contrária ao que foi encontrado para a componente perpendicular à costa em junho, v teve a magnitude reduzida com o aumento da profundidade e, da mesma forma que na componente u, os efeitos das ilhas também estiveram presentes. Para o mês de março a componente paralela à costa apresentou um padrão mais organizado ao longo da coluna de água se comparado à componente u. Esta característica foi mais evidente no transecto 10 e 8, mesmo que este último tenha sido modificado pelo efeito gerado pelas Ilhas Rasas. Dessa forma, ficou evidenciado nestes perfis que a intensidade de v foi maior nas camadas superficiais e diminuiu com o aumento da profundidade. De acordo com a Figura 15, em junho as menores intensidade de v estão presentes no transecto 7 (D) e 10 (F) e as maiores nos transectos 1 (A), 2 (B) e 8 (E). Já em março a corrente diminuiu sua intensidade do transecto 10 em direção ao transecto 1.

44 43 (cm/s) A Junho de 2006 Março de G B H Profundidade (m) C D I J E L F M Comprimento (m) Figura 15: Magnitude da componente paralela à costa (v) para os perfis 1 (A), 2 (B), 6 (C), 7, (D), 8 (E) e 10 (F) do mês de junho e 1 (G), 2 (H), 6 (I), 7 (J), 8 (L) e 10 (M) do mês de março. Os retângulos vermelhos destacam os efeitos provocados pelas Ilhas Rasas e Escalvada.

45 44 Os efeitos provocados pelas Ilhas Rasas e Escalvada podem ser vistos nas Figuras 14 e 15 circuladas de vermelho. Nestas mesmas figuras fica evidenciado como as feições geradas pelas ilhas, principalmente pelas Rasas, são mais influentes nas condições observadas em março do que nas condições amostradas em junho. Na distribuição de março, o efeito das ilhas ficou nítido do transecto 8 até o 6 (Figuras 14 e 15, I, J, e L) e ainda no 1 e 2 perfis devido a Ilha Escalvada (Figura 14, G e H). De forma não tão marcante quanto março, a condição encontrada para julho também apresentou o efeito das Ilhas Rasas, mas de forma mais restrita ao transecto 8 (Figuras 14 e 15, E e L), assim como no transecto 2 (Figuras 14 e 15, B) devido a Ilha Escalvada. As Figuras 14 e 15 mostram que os efeitos provocados pelas Ilhas Rasas nas componentes perpendicular e paralela à costa, e pela Ilha Escalvada (Figura 14) na componente perpendicular à costa, imprimiram uma mudança significativa na magnitude e na orientação dos vetores da velocidade. Nas componentes perpendiculares, enquanto que ao longo de todo o perfil a coluna de água se orientou em direção à costa, as perturbações geradas pela presença das ilhas (circuladas de vermelho) imprimiram uma direção preferencial em direção ao oceano (valores positivos, em amarelo) para ambos conjuntos de dados. Da mesma forma, os efeitos provocados pelas Ilhas Rasas na componente paralela à costa (Figura 15) também provocaram mudanças na orientação dos vetores, fazendo com que o campo de velocidade se orientasse para o norte, enquanto que ao longo do restante do perfil a coluna de água se orientou para sul. Os resultados supra-citados indicam que a mudança na direção das componentes parece estar relacionada à origem de movimentos rotatórios na região de estudo provocados pela presença das ilhas.