Correntes oceânicas de larga escala Correntes superficiais

Transcrição

1 Correntes oceânicas de larga escala Correntes superficiais Afecta a camada do oceano acima da picnoclina (~10% do oceano) São consequência das cinturas de ventos na atmosfera Correntes profundas Afecta a água profunda abaixo da picnoclina (~90% do ocaeno) São consequência das diferênças de densidade da água do oceano São correntes mais vastas e lentas que as de correntes superficiais As correntes oceânicas superficiais seguem de perto a cirulação geral da atmosfera Padrão de ventos no Atlântico Padrão de correntes no Atlântico

2 Circulação Induzida pelo Vento Sistema de correntes superficiais no Oceano à escala mundial. Campo médio do vento na superfície da Terra e posição da Zona de Convergência Inter- Tropical em (a) Julho e (b) Janeiro.

3 Wind-driven surface currents

4 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 =cw 2, com c= a c D, em que w éavelocidadedovento, a éadensidadedoarec D 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.

5 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.

6 Circulação Induzida pelo Vento Teoria de Ekman força tangencial induzida pelo vento F t direcção do movimento no estado estacionário V 0 cubo de água do oceano F C inicial força de Coriolis que aparece mal o cubo entra em movimento (estado inicial) F b força de atrito entre as faces submersas do cubo e a água do oceano F C força de Coriolis depois de atingido o estado estacionário VENTO 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, F t,f C ef b, entram em equilíbrio; nesse instante a velocidade à superfície, V 0 éconstante (estado estacionário) e faz um ângulo de 45º para a direita da direcção do vento.

7 CIRCULAÇÃO INDUZIDA PELO VENTO O estudo da influência do vento na camada superior do oceano faz se equilibrando o termo de Coriolis com o termo de viscosidade turbulenta, assumindo que nãohá gradientes de pressão. A corrente induzida pelo vento é a velocidadede Ekman. Esta é depois adicionada à velocidade geostrófica A Z coeficiente de viscosidade turbulenta resultante da mistura vertical. Gama de valores: kg m 1 s 1

8 CIRCULAÇÃO INDUZIDA PELO VENTO 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: A Z - coeficiente de viscosidade turbulenta resultante da mistura vertical. Gama de valores: kg m -1 s -1. A H - coeficiente de viscosidade turbulenta resultante da mistura horizontal. Gama de valores: kg m -1 s -1. O facto de A H ser muito superior a A Z 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.

9 Circulação Induzida pelo Vento Teoria de Ekman 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., =constante Barotropia; superfície do oceano horizontal, i.e., não há declives da superfície livre; 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 (A H 0) e A Z =constante; Camadas em movimento, sob a acção da Força de Coriolis.

10 Circulação Induzida pelo Vento Teoria de Ekman Modelo de Ekman da corrente induzida pelo vento, no Hemisfério Norte: (a) forças e velocidade à superfície - a força de atrito total equilibra a força de Coriolis e a corrente é perpendicular a ambas; (b) projecção num plano superficial do sentido do vento, alinhado com a direcção y, e da velocidade da corrente V 0 e respectivas componentes; (c) perspectiva do decréscimo de velocidade e sua rotação no sentido retrógrado com o aumento da profundidade; (d) projecção da velocidade em intervalos de profundidade iguais num plano horizontal e representação da Espiral 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;

11 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, A Z, e da latitude, 2A D f Z 1 2 AZ sin Intensidade da corrente média na Camada de Ekman - intensidade média da corrente sobre toda a Camada de Ekman, V D f 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. zy 1 2

12 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.

13 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 aprofundidade 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

14 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

15 Zonas de Convergência e Divergência no Oceano subida do nível do mar Hemisfério Norte vento ciclónico corrente geostrófica vento anticiclónico força de Coriolis força horizontal do grad P corrente á superfície transporte de Ekman B A vento 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. divergência nível do mar convergência 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

16 .relembrar 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. Força horizontal do gradiente de pressão por unidade de massa: 1 dp dx Velocidade geostrófica: g tan g u tan f 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.

17 Geostrophic flow and western intensification Geostrophic flow causes a hill to form in subtropical gyres The center of the gyre is shifted to the west because of Earth s rotation Western boundary currents are intensified

18 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.

19 Zonas de Convergência e Divergência no Oceano Existem convergências de pequena escala, frequentemente marcadas pela acumulação de detritos superficiais, como por exemplo algas, plantas marinhas, espuma e manchas de petróleo. Em certas circunstâncias a convergência linear forma-se paralelamente ao vento e, neste caso tem a designação de Circulação de Langmuir. A Circulação de Langmuir é composta por vórtices helicoidais, com eixos paralelos à direcção do vento que resultam de instabilidades causadas pela tensão do vento na água superficial bem misturada, ou seja, com densidade homogénea. A Circulação de Langmuir na camada superficial do oceano 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). Representação esquemática da Circulação de Langmuir na camada superficial do oceano.

20 EQUATORIAL UPWELLING Ekman transport divergence near the equator driven by easterly Trade Winds. The effect of equatorial Ekman transport divergence on the surface height, thermocline, and surface temperature

21 Afloramento costeiro (coastal upwelling)

22 COASTAL UPWELLING Coastal upwelling system due to an alongshore wind with offshore Ekman transport (Northern Hemisphere)

23 O Afloramento Costeiro vorticidade do vento negativa vorticidade do vento positiva Principais regiões de afloramento costeiro no oceano mundial. Representação esquemática de uma situação de afloramento costeiro devido a ventos de intensidade variável perpendicularmente à costa.

24 Wind stress curl - vorticity Vorticity. (a) Positive and (b) negative vorticity. The (right) hand shows the direction of the vorticity by the direction of the thumb (upward for positive, downward for negative).

25 Wind stress curl - vorticity Ekman transport convergence and divergence in the Northern Hemisphere due to variations in a zonal (eastward) wind. Ekman transport is southward, to the right of the wind. Divergent transport causes downwelling, denoted by circles with a cross. Convergent transport causes upwelling, denoted by circles with a dot.

26 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.

27 Costa sul do Algarve: Transporte para o largo Transporte para a costa InteraçãocomarotaçãodaTerraeapresençadeumalinhadecostaproduz uma corrente superficial (~100 m) induzida pelo vento.

28 Declives da superfície do mar e correntes Upwelling e downwelling geram declives na superfície do mar

29 Circulação sobre a plataforma continental na margem norte do Golfo de Cadiz