Modelagem Unidimensional da Camada Limite Oceânica durante PIRATA

Modelagem Unidimensional da Camada Limite Oceânica durante PIRATA Marcelo DOURADO Bolsista RD CNPq Universidade Federal do Rio de Janeiro Departamento de Meteorologia/ IGEO Av. Brigadeiro Trompwski s/n 21945 970 - Rio de Janeiro - Brazil Tel: (+55) (0)2125989471 email: dourado@memo2.cnrm.meteo.fr Abstract A one-dimensional model was used to investigate the oceanic superficial layer in the equatorial region of the south Atlantic. This model allowed to analyze at the local scale the response of the superficial ocean during periods of characteristic weak winds of this region. The meteorological data obtained from PIRATA buoy (10 o S, 10 o W) was used to force the model for the period between December 06 e 31, 2000. The introduction of a parameterization for the diapycnal mixing allowed the model to reproduce in a satisfactory way the diurnal cycle of the sea surface temperature, as well the increase of temperature of the order of 0.4 o C observed during the period. The inclusion of cool skin can be important in this region of weak winds of the south Atlantic. The exclusion of cool skin reduces in 5,75 W/m², in averaged, the available heat to the ocean, i.e., 8 % of Qnet. The evolution of the terms of the equation of the turbulent kinetic energy for the period of simulation shows that the production of kinetic energy in the superficial ocean is assured essentially by the term of dynamic production.. 1 Introdução A parcela do oceano e da atmosfera que é diretamente modificada pela presença da superfície é conhecida como camada limite É através desta interface comum que são realizadas as trocas de calor umidade e momentum entre o oceano e atmosfera No Equador a camada de mistura oceânica (CMO) é significante para a dinâmica do oceano. Em nenhum outro caso, a CMO exerce tão importante influência na dinâmica das correntes subjacentes. Isto ocorre porque a divergência da mistura turbulenta é um termo dominante no balanço das forças no Equador enquanto que em outras latitudes o balanço é aproximadamente geostrófico e a divergência é fraca (Khanta e Clayson, 1994). 1657

Neste trabalho, um modelo unidimensional (1D) é usado para similar a estrutura vertical do oceano na região do Atlântico Equatorial durante a campanha PIRATA (Pilot Research Moored Array in the Tropical Atlantic). A proposta do projeto PIRATA é estudar as interações oceano-atmosfera no Atlântico tropical que são relevantes para a variabilidade climática regional em escalas de tempo sazonal, interanual e mais longas. A integração deste modelo 1D permite-nos estudar dentro de um referencial unidimensional os mecanismos que governam a camada de mistura oceânica sob típicas condições de tempo encontradas nesta área. Ao limitar-nos a este referencial, nós necessitamos uma longa série de dados oceanográficos e meteorológicos de uma região oceânica onde os efeitos advectivos devem ser fracos. Eventos unidimensionais são relativamente raros no Equador onde velocidades zonais em superfície são em geral de aproximadamente 0.5 m/s. Contudo, nós podemos esperar encontrar períodos durante os quais a advecção permanece fraca. 2 O modelo unidimensional O modelo usado foi proposto por Gaspar et al., (1990). Este tem um esquema de fechamento turbulento de ordem e usa equações para a temperatura, salinidade, e as duas componentes da velocidade e suas covariâncias. Uma equação para a energia cinética turbulenta é usada para fechar o sistema de equações. Duas escalas de comprimento independentes, uma para a mistura vertical e outra para a dissipação, são utilizadas. Estas são diagnósticas e são definidas de acordo com Bougeault e André (1986) como a distância para cima e para baixo que uma partícula de fluido pode viajar para converter toda sua energia cinética inicial em energia potencial. Estes modelos de difusão são muito utilizados na literatura. Contudo, estes esquemas tendem a superestimar o entranhamento durante períodos de convecção e a mistura vertical quando os gradientes de densidade são estáveis (Khanta e Clayson, 1994). A resolução vertical de 1m e temporal de 5 min permite-nos reproduzir a variabilidade diurna devido à radiação solar. 2.1 Skin layer Em modelagem, o esquema de fluxo bulk é baseado em relações empíricas entre os fluxos turbulentos e as diferenças ar-mas de vento, umidade e de temperatura. À superfície do mar uma fina camada existe, a skin layer, de ordem de milímetros de comprimento (ilustrado pela Fig. 1), onde o número de Reynolds torna-se muito pequeno (~1 para uma escala de velocidade de 1 mm/s) para suportar a turbulência e a transferência vertical é realizada por processos moleculares. Uma forte variação em temperatura, característica desta região, faz com que a temperatura da superfície do mar seja mais fria do que a temperatura da água subjacente (temperatura bulk). Durante o dia, pode ocorrer um reaquecimento pela radiação solar, que se opõe ao efeito da cool skin, 1658

resultando em um reaquecimento da superfície do mar (warm layer). Webster and Lukas., (1992) mostraram que um erro de 1 C na SST pode ter como consequência um erro de 27 W/m² no fluxo liquido de calor em superfície, em condições médias durante TOGA- COARE. Este erro é muito mais significativo na presença de ventos fracos (Fairall et al., 1996b). Assim, a diferença entre a temperatura skin (T skin ) e bulk (T bulk ) podem tornar-se significativa se desejamos usar a temperatura de superfície para calcular os fluxos de calor via formulas bulk. Para obter a temperatura na interface, deve-se tomar em conta a correção da warm layer e a cool skin: T skin = T bulk - T c + T w Tc é a correção para a cool skin e T w para a warm layer. Figura 1: Representação esquemática das camadas próximas à superfície do mar (de Robinson et al., 1990). 2.2 Mistura diapycnal Os modelos de esquema de fechamento turbulento de ordem 2 são validos em regiões onde a turbulência é completamente desenvolvida como a camada de mistura oceânica. Em áreas estáveis abaixo, a turbulência é intermitente. A mistura nesta região estável, mas de forte cisalhamento, é devido à instabilidade de Kelvin-Helmholtz. 1659

Além disto, e principalmente em áreas equatoriais, uma forte variabilidade em curtas escalas de tempo está associada à atividade das ondas internas. As ondas internas geradas por turbulência na camada de mistura ou propagadas de outras áreas podem modular e intensificar a mistura entre a camada homogênea e a termoclina. Em geral, cisalhamento é intensificado por algum processo e causa uma redução no número gradiente de Richardson que termina por aumentar a instabilidade do cisalhamento e a intensa mistura. Como conseqüência o número de Richardson localmente aumenta e estabiliza a coluna d água. No presente modelo, a mistura abaixo da camada de mistura é escrita como uma superposição da mistura devido à turbulência e dois processos: a instabilidade relacionada ao cisalhamento vertical da corrente, K cz,, e a instabilidade das ondas internas K iw (Large et al. 1994, Josse 1999): K = K tke + K cz + K iw Neste artigo nós seguimos Large et al., 1994 e parametrizamos a difusividade induzida por cisalhamento como uma relação que decresce fortemente em função número de Richardson Ri: K cz = 5.10 3 5.10 2 Ri g 1 0.7 0 3 se 3 se Ri g se 0 Ri g 0 Ri g 0.7 e valores constantes para a difusão induzida por ondas internas: K iw = 10 10 4 5 para Temp e Sal. para Correntes 1660

3 Condições iniciais, forçantes de superfície e considerações numéricas. Como condição inicial e forçantes de superfície os dados da bóia PIRATA foram usados. O período entre 06 e 31 de Dezembro. Este período é caracterizado por intensa radiação solar (máximo de 1327 W/m 2 ), ventos de nordeste variando entre 2 e 9.7 m/s. Na ausência de nebulosidade, o fluxo infra vermelho usados neste trabalho são estimados a partir de Fairall et al.. (1996a). As forçantes atmosféricas (vento, temperatura do ar, umidade do ar, radiação solar e precipitação) foram linearmente interpoladas a cada 5 minutos, i.e., o passo de tempo do modelo. Então o esquema COARE 2.5b (Fairall et al., 1996a) é usado para estimar os fluxos de superfície. 4 Resultados A figure 2 mostra a evolução temporal da SST observada, simulada com e sem mistura diapycnal. Uma importante melhora é observada na SST quando a mistura diapycnal é tomada em conta. Estas melhoras são observadas tanto na variabilidade diurna quanto na variabilidade do período. Tanto o aquecimento de SST de aproximadamente 0.4 C, observado durante o período de simulação quanto a variabilidade diurna é bem reproduzidos pelo modelo. O ciclo diurno é determinado pelo aquecimento diurno devido radiação de onda curta e pela turbulência noturna. Estas variações diurnas são aproximadamente da mesma ordem de magnitude da variabilidade observada durante o período. A inclusão do processo de mistura diapycnal implica também numa redução da variabilidade diurna. Acompanhando o aumento de temperatura, observamos (Fig. 4) uma diminuição da profundidade da camada de mistura oceânica. Esta é determinada por um critério de diferença de densidade (Spintall e Tomczak, 1992). O ciclo diurno é bem marcado nesta figura. A diminuição da CMO e o aumento da SST estão relacionados à radiação solar que origina um fluxo de calor médio para o oceano da ordem de 74 W/m 2. 1661

Figure 2: Forçantes Atmosféricas 1662

Figure 3: Evolução temporal de SST. Figure 4: Evolução temporal de profundidade da CMO (m). 1663

Os fluxos de calor sensível, latente e infra vermelho são mostrados na figura 4. O fluxo de calor latente é uma ordem de magnitude superior ao fluxo de calor sensível. Os valores médios (desvio padrão) são 95.8 (24.4), -5.96 (5.29) e 70.1 (3.18) para o calor sensível, latente e infra vermelho respectivamente. Estes valores estão em bom acordo com a climatologia para esta região (Da Silva, 1994). Estes resultados mostram que a parametrização proposta por Fairall et al, 1996a, pode ser aplicado ao oceano atlântico tropical. Figure 5: Evolução temporal dos fluxos de calor latente, sensível e infra vermelho. 1664

Se os resultados obtidos com a simulação da SST são bons, o que indica que os fluxos estimados estejam corretos, cuidado deve ser tomado, pois estes processos físicos se compensam ou se somam podendo levar a bons resultados. A figura 6 mostra a evolução dos termos da equação da energia cinética turbulenta para o período de simulação. Este mostra que a produção de energia cinética no oceano superficial é assegurada essencialmente pelo termo de produção dinâmica. E isto mesmo em períodos de vento fraco. Durante a noite, a superfície do oceano perde calor para a atmosfera e torna-se mais denso que o oceano subjacente, e desta maneira, intensifica a turbulência. Assim, o termo de flutuabilidade é um termo gerador de energia cinética cujo máximo se produz ao amanhecer. O termo de flutuabilidade diminui em seguida e tornase negativo, isto é, destrói ECT. Figura 6: Evolução temporal dos termos do balanço de energia cinética turbulenta A figura 8 mostra a variação da cool skin em função do fluxo de calor liquido e da velocidade do vento. Quando a velocidade do vento é constante, um aumento do calor causa uma redução de T c. Por sua vez, quando o fluxo de calor é constante, um aumento da velocidade do vento induz uma redução de T c. Observa-se também que 1665

quando os ventos são intensos e a fluxo de calor é fraco, um aumento do fluxo de calor não corresponde a um aumento de T c. Figura 8: Cool skin como função da velocidade do vento e do fluxo de calor (K). A figura 9 apresenta a evolução diurna média do cool skin modelada durante o período. O valor médio noturno é em torno de 0.3K, e o valor diurno de 0.2K. Estes valores estão em acordo com os obtidos para o oceano Atlântico por Dolon e Robinson, 1997 (0.35K) com os dados do navio. Estes valores mostram a variabilidade da cool skin devido ao fluxo solar. Mesmo se o fluxo solar é mais importante que o fluxo de calor perdido pelo oceano, somente uma parte deste calor é retido nos primeiros metros, o que é suficiente para reduzir a intensidade da cool skin, mas não para destruí-la. 1666

Hora Local Figura 9: Evolução diurna média simulada da Cool Skin. Tabela 1 mostra a influencia da cool skin e warm layer nos termos do balanço de energia em superfície. Esta tabela mostra que a exclusão da cool skin reduz em 5.75 W/m², em media, o calor disponível para aquecer o oceano que representa 8 % de Q net. Esta variação é quase completamente devido ao fluxo de calor latente. Não significativa variação em media, quando a warm layer é removida. Contudo, considerando que a diferença entre T bulk e T skin, nós podemos esperar que esta diferença seja significativa durante certos períodos. Tabela 1 : Termos do balanço de energia medios desde PIRATA. H LE IR F sol Q net Cool e -5.96-95.81-70.08 245.68 +73.83 warm layer No cool -7.47-100.34-69.79 245.68 +68.08 No warm -5.95-95.77-70.09 245.68 +73.87 1667

5 - Conclusões Neste artigo um modelo unidimensional foi utilizado para investigar a camada superficial oceânica na região equatorial do atlântico sul. Este modelo permitiu analisar à escala local a resposta do oceano superficial durante períodos de ventos fracos característicos desta região. Os dados meteorológicos obtidos pela bóia PIRATA localizada em 10 o S, 10 o W permitiram ao modelo bem reproduzir o ciclo diurno da temperatura de superfície, bem como o aumento de temperatura da ordem de 0.4 o C observado durante o período. Este aumento é devido a radiação solar incidente e é acompanhado de uma redução da profundidade da camada de mistura. Estes resultados foram obtidos ao introduzir-se uma parametrização para a mistura diapycnal com o objetivo de tomar em conta a turbulência intermitente abaixo da camada de mistura oceânica. Os fluxos de superfície estão em acordo com o observado em outras regiões tropicais e com as poucas observações existentes para o Atlântico sul. O fluxo de calor latente é uma ordem de magnitude superior ao fluxo de calor sensível. Estes resultados indicam que a parametrização proposta por Fairall et al., 1996a, pode ser aplicado ao oceano atlântico tropical. Entretanto, cuidado deve ser tomado, pois estes processos físicos se compensam ou se somam podendo levar a bons resultados. A inclusão do cool skin pode ser importante nesta região de ventos fracos do Atlântico sul. Este resultado mostra que a exclusão da cool skin reduz em 5.75 W/m², em media, o calor disponível para aquecer o oceano que representa 8 % de Q net. A evolução dos termos da equação da energia cinética turbulenta para o período de simulação mostra que a produção de energia cinética no oceano superficial é assegurada essencialmente pelo termo de produção dinâmica. E isto mesmo em períodos de vento fraco. 6 - Bibliografia Bougeault, P. and P. Lacarrère. Parameterization of orography-induced turbulence in a mesobeta-scale model. Mon. Wea. Rev., 117, 1872-1890,1989. Da Silva, A., C. Young e S. Levitus, Atlas of surface marine data 1994, volume 1: algorithms and procedures. NOAA atlas NESDIS 6, U.S. Department of Commerce, Washington, dc, 1994. Dolon, C.J. and S. Robinson. Observations of the oceanic thermal skin in the Atlantic.. J. Geophys. Res., 102, 18585-18606, 1997. 1668

Fairall, C.W., E.F. Bradley, D.P. rogers, J.B. Edson, and G.S. Young. Bulk parameterization of air-sea fluxes for Tropical Ocean Global Atmosphere Coupled Ocean Atmosphere Response Experiment. J. Geophys. Res., 101, 3747-3764, 1996a. Fairall, C.W., E.F. Bradley, J.B. Edson, J.S. Godfrey, G.A. Wick, and G.S. Young. Cool skin and warm layer effects on the sea surface temperature.. J. Geophys. Res., 101, 1295-1308, 1996b. Gaspar, P., Y. Grégoris, and J-M. Levèvre, A simple eddy kinetic energy model for simulations of the oceanic mixing: tests at station Papa and long-term upper ocean study site. J. Geophys. Res., 95, 16179-16193, 1990. Josse, P., Modélisation couplée ocean-atmosphère à mésoéchelle: application à la campagne SEMAPHORE. Thèse de Doctorat de l Université Paul Sabatier, 1992. Khanta, L.H., and C.A Clayson, An improved mixed layer model for geophysical applications. J. Geophys. Res., 99, 25235 25266, 1994. Large, W.G., J.C. McWilliams, and S.C. Doney. Oceanic vertical mixing: a review and a model with nonlocal boundary parameterization. Reviews of Geophys., 32, 363-403, 1994. Robinson, I.S., Review article: the sea surface thermal boundary layer and its relevance to the measurement of sea surface temperature by airborne and spaceborne radiometers. Int. J. Remote Sensing, 5, 19-45, 1984. Sprintall, J.H., and M. Tomczak, Evidence of the Barrier Layer in the Surface Layer of the Tropics. J. Geophys. Res., 97, 7305-7316, 1992. Webster, P.J., and R. Lukas, The tropical ocean/global atmosphere Coupled Ocean- Atmosphere Response Experiment (COARE)., Bull. Amer. Meteor. Soc., 73, 1377-1416, 1992. 7 - Agradecimentos O autor agradece ao TAO Project Office pela disponibilidade dos dados usados neste estudo, e o suporte do Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq), processo 301046/00-0 (RN). 1669