DINÂMICA DO OCEANO NAS REGIÕES COSTEIRAS

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1 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=cw 2, com c=ρ a c D, em que w é a velocidade do vento,ρ a é a densidade do ar e c D é o coeficiente de atrito ou arrasto. Para valores típicos c D =1, eρ a =1,3 kg m -3 τ w 2 (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.

2 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.

3 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.

4 Zonas de Convergência e Divergência no Oceano (e) 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. (a) (b) (c) (d) 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.

5 Zonas de Convergência e Divergência no Oceano Existem regiões de convergência linear, que são conhecidas frequentemente por Frentes 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.

6 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.

7 Movimento das partículas de água numa onda deriva das ondas (wave drift) ou deriva de Stokes efeito não-linear (2ª ordem)

8 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

9 CIRCULAÇÕES DE LANGMUIR

10 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.

11 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) (b) (c)

12 O AFLORAMENTO COSTEIRO O Afloramento Costeiro é o resultado da divergência de águas superficiais para o largo nas zonas costeiras.

13 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.

14 O AFLORAMENTO COSTEIRO O movimento de águas de superfície em direção ao largo conduz ao abaixamento do nível do mar junto à costa aforça 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

15 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

16 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, τ V = 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.

17 O AFLORAMENTO COSTEIRO Simulação da evolução de uma situação de afloramento costeiro na costa leste dos EUA(New Jersey)

18 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

19 O AFLORAMENTO COSTEIRO No afloramento costeiro existem duas escalas de comprimento horizontais com interesse: (i) a distância à costa dafrente 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, R i, designada por escala de deformação interna de Rossby (raio interno de Rossby), dada pela expressão 1/ 2 ( g'h R 0) i = f em que g =( ρ/ρ)g é a gravidade reduzida e H 0 é a profundidade da camada superficial. (a) Secção vertical através de uma região de afloramento costeiro em que a camada superficial de densidadeρ 1 e profundidade H está sobre uma camada mais profunda de densidade ρ 2. A interface entre as camadas sobe desde a profundidade H 0 até à superfície ao longo da distância R i. Na superfíciea 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).