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ESTUDO NUMÉRICO DOS MEANDROS E VÓRTICES DA CORRENTE DO
BRASIL ENTRE 22°S E 30°S
Mariela Gabioux
TESE SUBMETIDA AO CORPO DOCENTE DA COORDENAÇÃO DOS
PROGRAMAS DE PÓS-GRADUAÇÃO DE ENGENHARIA DA UNIVERSIDADE
FEDERAL DO RIO DE JANEIRO COMO PARTE DOS REQUISITOS
NECESSÁRIOS PARA A OBTENÇÃO DO GRAU DE DOUTOR EM CIÊNCIAS
EM ENGENHARIA OCEÂNICA.
Aprovada por:
________________________________________________
Prof. Afonso de Moraes Paiva, Ph.D.
________________________________________________
Prof. Paulo Cesar Colonna Rosman, Ph.D.
________________________________________________
Prof. Edmo Campos, Ph.D.
________________________________________________
Prof. Wilton Zumpichiatti Arruda, Ph.D.
________________________________________________
Dr. Jose Antonio Moreira Lima, Ph.D.
RIO DE JANEIRO, RJ - BRASIL
MARÇO DE 2008
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ii
GABIOUX, MARIELA
Estudo numérico dos meandros e
vórtices da corrente do Brasil entre 22°S e 30°S
[Rio de Janeiro] 2008
XVII, 138 p. 29,7 cm (COPPE/UFRJ, D.Sc.,
Engenharia Oceânica, 2008)
Tese - Universidade Federal do Rio de
Janeiro, COPPE
1. Corrente do Brasil
2. Vórtices
3. Meandros
4. Modelagem numérica
I. COPPE/UFRJ II. Título (série)
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iii
“Os sonhos e os oráculos são compreendidos, quase
sempre, no dia em que se realizam”
Heliodoro
iv
AGRADECIMENTOS
A meu orientador, professor Afonso de Moraes Paiva, pelo seu apoio, dedicação e
incentivo durante a realização desta tese.
Ao Programa de Engenharia Oceânica (PEnO) pela oportunidade oferecida a
estrangeiros para desenvolver estudos de pós-graduação.
Ao professor Edmo Campos, pela atenção permanente no esclarecimento das dúvidas
surgidas no decorrer deste trabalho.
Ao professores Wilton Zumpichiatti Arruda e Paulo Cesar Colonna Rosman e ao Doutor
Jose Antonio Moreira Lima, pelos comentários que ajudaram a enriquecer este trabalho.
A Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES) pelo apoio
financeiro fornecido para a realização do doutorado.
A Carla Vilela, Xavier Capet, João Marcos Azevedo Correia de Souza e Leonardo
Dardengo pelas suas importantes contribuições durante o desenvolvimento desta tese.
A Maxi, a minha família e aos meus amigos pelo seu apoio e compreensão.
v
Resumo da Tese apresentada à COPPE/UFRJ como parte dos requisitos necessários
para a obtenção do grau de Doutor em Ciências (D.Sc.)
ESTUDO NUMÉRICO DOS MEANDROS E VÓRTICES DA CORRENTE DO
BRASIL ENTRE 22°S E 30°S
Mariela Gabioux
Março/2008
Orientador: Afonso de Moraes Paiva
Programa: Engenharia Oceânica
A caracterização da circulação de mesoescala, os meandros e os vórtices da
Corrente do Brasil (CB), entre 22° e 30°S é realizada a partir dos resultados de duas
simulações numéricas, uma regional (SR) e outra global (SG) em alta resolução espacial
(1/16 e 1/12 grau, respectivamente), desenvolvidas com o modelo oceânico HYCOM. A
SR é parte de uma série de simulações regionais aninhadas com resolução espacial de
crescente (1, 1/4 e 1/16 grau) realizadas no escopo da tese; a SG foi desenvolvida pelo
Hycom Consortium. Nas duas simulações, o campo de massa local e o sentido
preferencial das correntes de contorno oeste foram bem representados, embora a
intensidade da CB tenha sido superestimada na SR. As simulações SR e SG
apresentaram 3 e 6 sinais ciclônicos (cavados de meandros ou vórtices ciclônicos) por
ano respectivamente, todos localizados em Cabo Frio (24°S/42°W). Na SG foram
observados também anticiclones e pares vorticais. Os meandros apresentaram
comprimentos da ordem de 400km e 300km e amplitudes de 30km e 50km na SR e na
SG, respectivamente. Alguns dos vórtices ciclônicos da SR foram semelhantes, em
tamanho, aos simulados na SG (diâmetro médio de ~80km), porém quase estacionários
(na SG o deslocamento foi preferencialmente para SW). Outros apresentaram
dimensões maiores e deslocamento para NE. Nos experimentos aninhados, a relação
entre as resoluções de experimentos sucessivos e a inclusão, no primeiro experimento
da série, do fluxo barotrópico relativo à Corrente Circumpolar Antártica no Drake e ao
sul da África, foram pontos cruciais para uma boa representação da circulação na região
subtropical, da CB e dos processos de mesoescala.
vi
Abstract of Thesis presented to COPPE/UFRJ as a partial fulfillment of the
requirements for the degree of Doctor of Science (D.Sc.)
NUMERICAL STUDY OF MEANDERS AND EDDIES OF BRAZIL CURRENT
BETWEEN 22°S E 30°S
Mariela Gabioux
March/2008
Advisor: Afonso de Moraes Paiva
Department: Oceanic Engineering
The mesoscale circulation, meanders and eddies in the Brazil Current (CB),
between 22° and 30°S, were characterized by a numerical regional simulation (RS) and
a global simulation (GS) in high space resolution (1/16 and 1/12 degree, respectively),
using the HYCOM ocean model. The RS was part of a series of nested regional
simulations where increasing spatial resolution (1, 1/4 and 1/16 degree) were carried out
within the framework of this thesis. The GS was implemented by HYCOM Consortium.
The RS and GS simulations reproduced well the local mass field and the main direction
of the western boundary current; though BC intensity was overestimated in the RS.
Cyclonic signals (eddies and meanders troughs) were found at 24°S/42°W for both RS
and GS. The RS and SG simulations showed 3 and 6 cyclonic signals per year,
respectively. In GS anticyclones and dipole eddies had also been observed. The
meanders presented wave lengths of ~400km and 300km and amplitude of 30km and
50km in RS and GS, respectively. Some of eddies simulated in RS had similar size than
GS eddies (diameter ~80km), but maintaining a quasi-stationary behavior (GS
displacements were predominantly towards SW). Other RS eddies were larger and
moving towards NE. Two key points were identified to correctly represent features such
as the subtropical circulation, the mesoscale processes and the BC circulation in
numerical regional nested simulations. One concerns the right choice of the grid size
relationship between the successive nested domains, while the other regards the
inclusion of Antarctic Circumpolar Current flux in the outer domain, both in the Drake
Strait and south of Africa.
vii
Índice de Capítulos
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO ..................................................................................... 1
1.1. Estrutura do texto da tese ........................................................................................ 6
CAPÍTULO 2 - REVISÃO............................................................................................... 7
2.1. Localização da região em estudo............................................................................. 7
2.2. Circulação de macroescala...................................................................................... 8
2.3. Circulação de mesoescala...................................................................................... 10
2.3.1. Revisão fenomenológica sobre os processos de mesoescala associado a
meandros e vórtices em CCO subtropicais............................................................ 11
2.3.2. Vórtices e meandros nas CCO subtropicais .......................................................... 14
2.3.3. Vórtices e meandros da Corrente do Brasil........................................................... 15
CAPÍTULO 3 - METODOLOGIA................................................................................. 20
3.1. Principais características do HYCOM................................................................... 21
3.2. Configuração geral do modelo numérico.............................................................. 23
3.2.1. Aspectos comuns a todas as simulações regionais................................................ 23
3.2.2. Aspectos particulares das simulações de 1 grau de resolução espacial................. 26
3.2.3. Aspectos particulares da simulação de 1/4 de grau de resolução espacial............ 30
3.2.4. Aspectos particulares da simulação de 1/16 grau de resolução espacial............... 31
3.2.5. Aspectos particulares da simulação global de 1/12 grau de resolução espacial.... 32
CAPÍTULO 4 – CIRCULAÇÃO NO ATLÂNTICO SUL............................................. 34
4.1. Evolução temporal das variáveis médias no domínio ........................................... 34
4.2. Estudo dos padrões de correntes simulados e localização da Confluência Brasil
- Malvinas.............................................................................................................. 37
4.3. Distribuição espacial das massas de água no Atlântico Sul nos primeiros 1500m
de profundidade..................................................................................................... 43
4.4. Transporte das principais CCO.............................................................................. 51
CAPÍTULO 5 – EXPERIMENTOS ANINHADOS....................................................... 57
5.1. Transferência de informação nos contornos norte e sul........................................ 57
5.2. Estudo da evolução temporal de propriedades integrais ....................................... 60
5.3. Estudo do padrão de massa em superfície............................................................. 62
5.4. Estudo da estrutura vertical das CCO no interior do domínio............................... 66
5.5. Avaliação do transporte da CB no interior do domínio......................................... 70
5.6. Estudo do padrão das CCO a diferentes profundidades........................................ 71
CAPÍTULO 6 – CIRCULAÇÃO DE MESOESCALA, VÓRTICES E MEANDROS . 75
6.1. Experimento aninhado (1/16 grau)........................................................................ 75
viii
6.2. Experimento aninhado – operador biharmônico (1/16 grau)................................. 84
6.3. Experimento global (1/12 grau)............................................................................. 87
6.3.2. Vórtices Ciclônicos ............................................................................................... 89
6.3.3. Anticiclones ........................................................................................................... 96
6.3.4. Meandros............................................................................................................. 103
CAPÍTULO 7 – SUMÁRIO E CONCLUSÕES........................................................... 105
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS.......................................................................... 115
APÊNDICE A - Características Gerais do HYCOM.................................................... 128
APÊNDICE B - Parâmetros utilizados nas simulações regionais................................. 138
ix
Índice de Figuras
Figura 1 – Padrão de TSM (em graus Celsius), correspondente ao dia 03/04/04, fonte:
PODAAC – GOES – 1012 (PODAAC, 2007). Em cor preta são indicadas as
isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas da localização do
talude)...................................................................................................................... 1
Figura 2 – Localização e batimetria da Bacia de Santos. Batimetria em metros. Fonte:
Dados subministrados pelo Comandante Rezende (comunicação pessoal). ........... 7
Figura 3 – (a) Esquema da circulação do oceano Atlântico Sudoeste a 100m de
profundidade. (b) Esquema da circulação do oceano Atlântico Sudoeste a 800m
de profundidade. Eixo horizontal: Longitude em graus. Eixo vertical: Latitude
em graus. Modificado de STRAMMA e ENGLAND (1999)................................. 8
Figura 4 - Diagrama T-S calculado com dados de 230 estações de CTD medidas no
escopo do projeto BBTRE (Brazil Basin Tracer Release Experiment), coletadas
nos anos de 1997 (azul), 1998 (verde) e 2000 (vermelho), adaptado de SILVA
(2006). ..................................................................................................................... 9
Figura 5 - Formação de um vórtice em uma corrente inercial no hemisfério norte. (a)
Caminho da corrente em sucessivos tempos 1 a 4. (b) Vórtice ciclônico (centro
frio) formado após a junção dos caminhos no ponto A. (c) Vórtice anticiclônico
(centro quente) formado após a junção dos caminhos no ponto B. Nos quadros
(b) e (c) as setas pretas indicam o caminho da corrente antes da separação do
vórtice; as setas marrons representam o caminho da corrente após a formação
do vórtice e as laranjas o local de desprendimento do vórtice. Modificado de
TOMCZACK e GODFREY (2001). ..................................................................... 12
Figura 6 – Seções verticais de temperatura em graus Celsius correspondentes a uma
simulação global em alta resolução realizada pelo HYCOM Consortium
(HYCOM, 2007). No lado esquerdo (a) apresenta-se um vórtice ciclônico
(retângulo branco) simulado no dia 14/09/04, seção localizada em 26°S. No
lado direito (b) um vórtice anticiclônico (retângulo branco) simulado no dia
17/04/04, seção localizada em 27,3°S. Em ambos os casos, observa-se a
deformação do campo de massa, sobrelevado no caso do ciclone e deprimido
no caso do anticiclone. .......................................................................................... 13
Figura 7 - Localização e extensão espacial dos domínios de modelagem dos
experimentos de 1 grau (quadro maior), 1/4 de grau (quadro azul) e 1/16 de
grau de resolução espacial (quadro vermelho)...................................................... 20
Figura 8 – Configuração das camadas σ
θ
(linhas pretas) para a seção meridional de
densidade a 25°W até 5000m (painel superior) correspondente ao mês de
janeiro utilizado como condição inicial dos experimentos de 1 grau de
resolução espacial. Os primeiros 1000m de profundidade (retângulo vermelho
no painel superior) são detalhados no painel inferior............................................ 24
Figura 9 – Domínio e batimetria correspondente aos experimentos de larga escala. A
batimetria em metros foi interpolada a partir da base TerraBasin........................ 27
Figura 10 - Distribuição espacial do transporte barotrópico no Estreito de Drake. (a)
Distribuição homogênea ao longo da seção implementada no Exp3. (b)
Distribuição espacial variável ao longo da seção, com base em WHITWORTH
x
e PETERSON (1985) implementada no Exp4. (c) Distribuição espacial variável
ao longo da seção implementada no Exp5; foi calculada a partir de 140 anos de
uma simulação global com um modelo acoplado oceano-atmosfera
(DELWORTH et al., 2006; GNANADESIKAN et al., 2006) realizada pelo
GFDL..................................................................................................................... 29
Figura 11 – Domínio e batimetria correspondente ao experimento de 1/4 grau. A
batimetria em metros foi interpolada a partir da base TerraBasin......................... 30
Figura 12 – Domínio e batimetria correspondente ao experimento de 1/4 grau. A
batimetria em metros foi interpolada a partir da base TerraBasin......................... 31
Figura 13 - Variação temporal de parâmetros médios no domínio: (a) Temperatura
potencial, (b) Salinidade, (c) Energia Cinética e (d) TS........................................ 36
Figura 14 - Variação temporal da anomalia da espessura média no domínio das
camadas correspondentes a AIA e a APAN (camadas 14 a 21) para os
experimentos Exp1 (a) e Exp2 (b). Na legenda apresentam-se os valores médios
da espessura de cada camada (Em)........................................................................ 36
Figura 15 - Localização da Confluência Brasil Malvinas e da CB, CM e CCA a partir
de mapas de variação espacial da altura do nível do mar em centímetros (a) e
do padrão de correntes médias em superfície (b) correspondentes ao Exp1 com
CCL fechadas. Na figura (a) o intervalo de plotagem é 5cm. Na figura (b) as
isóbatas de 200, 1000 e 2000m são plotadas......................................................... 40
Figura 16 - Localização da Confluência Brasil Malvinas e da CB, CM e CCA a partir
de mapas de variação espacial da altura do nível do mar em centímetros (a) e
do padrão de correntes médias em superfície (b) correspondentes ao Exp2 com
CCL de relaxamento do campo de massa para a climatologia. Na figura (a) o
intervalo de plotagem é 5cm. Na figura (b) as isóbatas de 200, 1000 e 2000m
são plotadas. .......................................................................................................... 41
Figura 17 - Localização da Confluência Brasil Malvinas e da CB, CM e CCA a partir
de mapas de variação espacial da altura do nível do mar em centímetros (a) e
do padrão de correntes médias em superfície (b) correspondentes ao Exp4
representativo dos experimentos com CCL abertas. Na figura (a) o intervalo de
plotagem é 5cm. Na figura (b) as isóbatas de 200, 1000 e 2000m são plotadas... 42
Figura 18 – Padrão de correstes correspondente à camada 15 representativo da AIA.
(a) Exp1. (b) Exp2 e (c) Exp4. Nas figuras aparecem em cinza as isóbatas de
200, 1000 e 2000m. Os círculos indicam a localização da Corrente de Contorno
Oeste Intermediária segundo BOEBEL et al. (1999a).......................................... 43
Figura 19 – Padrões espaciais de temperatura (TSM em °C, lado esquerdo) e
salinidade (lado direito) na superfície do mar para os diferentes experimentos
realizados; (a) TSM Exp1, (b) Salinidade Exp1, (c) TSM Exp2, (d) Salinidade
Exp2, (e) TSM Exp4, (f) Salinidade Exp4. ........................................................... 44
Figura 20 – Localização das seções utilizadas para ilustrar o padrão de massas de
água simulado nos diferentes experimentos realizados. De esquerda para direita
as seções meridionais estão localizadas a 40°W, 25°W e a 1°E. .......................... 45
Figura 21 – Distribuição meridional da salinidade média a 40°W nos primeiros 1500
m de profundidade para os experimentos realizados. (a) Temperatura -T- Exp1,
(b) Salinidade -S- Exp1, (c) T Exp2, (d) S Exp2, (e) T Exp4, (f) S Exp4.
xi
Intervalo das isolinhas de salinidade 0.02, variando de 34,0 até 36,8. Em azul
apresenta-se a isolinha de 34,3 que representa o núcleo de salinidade. Intervalo
das isolinhas de temperatura de 0,5 °C entre 0 e 5°C e de 1°C para temperaturas
acima deste valor. Em linha preta grossa observam-se as isolinhas de 3 e 6°C
correspondentes aos limites termohalinos da AIA propostos por SVERDRUP et
al. (1942). .............................................................................................................. 48
Figura 22 – Distribuição meridional da salinidade média a 25°W nos primeiros 1500
m de profundidade para os experimentos realizados. (a) Temperatura -T- Exp1,
(b) Salinidade -S- Exp1, (c) T Exp2, (d) S Exp2, (e) T Exp4, (f) S Exp4.
Intervalo das isolinhas de salinidade 0.02, variando de 34,0 até 36,8. Em azul
apresenta-se a isolinha de 34,3 que representa o núcleo de salinidade. Intervalo
das isolinhas de temperatura de 0,5 °C entre 0 e 5°C e de 1°C para temperaturas
acima deste valor. Em linha preta grossa observam-se as isolinhas de 3 e 6°C
correspondentes aos limites termohalinos da AIA propostos por SVERDRUP et
al. (1942). .............................................................................................................. 49
Figura 23 – Distribuição meridional da salinidade média a 1°E nos primeiros 1500 m
de profundidade para os experimentos realizados. (a) Temperatura -T- Exp1,
(b) Salinidade -S- Exp1, (c) T Exp2, (d) S Exp2, (e) T Exp4, (f) S Exp4.
Intervalo das isolinhas de salinidade 0.02, variando de 34,0 até 36,8. Em azul
apresenta-se a isolinha de 34,3 que representa o núcleo de salinidade. Intervalo
das isolinhas de temperatura de 0,5 °C entre 0 e 5°C e de 1°C para temperaturas
acima deste valor. Em linha preta grossa observam-se as isolinhas de 3 e 6°C
correspondentes aos limites termohalinos da AIA propostos por SVERDRUP et
al. (1942). .............................................................................................................. 50
Figura 24 – Localização das seções utilizadas para ilustrar o padrão de massas de
água simulado nos diferentes experimentos realizados......................................... 51
Figura 25 - Transportes acumulados para os diferentes experimentos em seções
meridionais no interior do domínio, (a) seção a 65°W, (b) seção a 30°W, (c)
seção a 10°W, (d) seção a 0 grau e (e) seção a 17°E............................................. 52
Figura 26 – Variação latitudinal da velocidade meridional máxima (a, d), da largura
(b, e) e da profundidade (c, f) da CB no interior da zona de transição do
contorno sul. Lado esquerdo (quadros a, b, c) resultados relativos ao primeiro
aninhamento 1 - 1/4 grau (Exp4 e Exp6). Lado direito (quadros d, e, f)
resultados relativos ao segundo aninhamento 1/4 - 1/16 grau (Exp6 e Exp7). As
variáveis foram calculadas para uma situação média ao longo dos dois últimos
anos de simulação.................................................................................................. 59
Figura 27 – Variação latitudinal da velocidade meridional máxima (a, d), da largura
(b, e) e da profundidade (c, f) da CB no interior da zona de transição do
contorno norte. Lado esquerdo (quadros a, b, c) resultados relativos ao primeiro
aninhamento 1 - 1/4 grau (Exp4 e Exp6). Lado direito (quadros d, e, f)
resultados relativos ao segundo aninhamento 1/4 - 1/16 grau (Exp6 e Exp7). As
variáveis foram calculadas para uma situação média ao longo dos dois últimos
anos de simulação.................................................................................................. 60
Figura 28 – Variação temporal da temperatura (a) e da salinidade (b) médias no
domínio. Para avaliar o primeiro aninhamento (N1) as variáveis médias dos
experimentos Exp4 e Exp6 foram calculadas no domínio do experimento Exp6.
xii
Para o segundo aninhamento (N2) as variáveis médias dos experimentos Exp6
e Exp7 foram calculadas no domínio do experimento Exp7................................. 62
Figura 29 – Variação temporal da Energia Cinética média no domínio. Para avaliar o
primeiro aninhamento (N1) a energia cinética média dos experimentos Exp4 e
Exp6 foram calculadas no domínio do experimento Exp6. Para o segundo
aninhamento (N2) a energia cinética média dos experimentos Exp6 e Exp7
foram calculadas no domínio do experimento Exp7............................................. 62
Figura 30 – Padrão espacial da TSM média mensal do mês de março. Os quadros (a),
(b) e (c) correspondem aos padrões calculados a partir dos resultados
numéricos dos experimentos Exp4, Exp6 e Exp7, respectivamente; o retângulo
preto no quadro (b) indica o domínio do Exp7 apresentado no quadro (c). O
quadros (d) apresenta o padrão calculado com dados da climatologia mensal
gerada pelo grupo PO.DAAC SST (http://podaac.jpl.nasa.gov/). O quadro (e)
apresenta o padrão calculado com dados da climatológica mensal do WOCE.
Nas figuras apresentam-se salientadas as isotermas de 26°C, 24°C e 20°C em
azul claro, preto e branco respectivamente............................................................ 64
Figura 31 – Padrão espacial da TSM média mensal do mês de setembro. Os quadros
(a), (b) e (c) correspondem aos padrões calculados a partir dos resultados
numéricos dos experimentos Exp4, Exp6 e Exp7, respectivamente; o retângulo
preto no quadro (b) indica o domínio do Exp7 apresentado no quadro (c). O
quadros (d) apresenta o padrão calculado com dados da climatologia mensal
gerada pelo grupo PO.DAAC SST (http://podaac.jpl.nasa.gov/). O quadro (e)
apresenta o padrão calculado com dados da climatológica mensal do WOCE.
Nas figuras apresentam-se salientadas as isotermas de 26°C, 24°C e 20°C em
azul claro, preto e branco respectivamente............................................................ 65
Figura 32 – Variação latitudinal da profundidade da CB média, ao longo dos dois
últimos anos de simulação, calculada para os experimentos Exp4, Exp6 e Exp7
em seções zonais (aproximadamente perpendiculares a CB)................................ 67
Figura 33 – Variação latitudinal da largura da CB média ao longo dos dois últimos
anos de simulação, calculada para os experimentos Exp4, Exp6 e Exp7 em
seções zonais (aproximadamente perpendiculares a CB)...................................... 68
Figura 34 – Variação latitudinal da velocidade máxima da CB média ao longo dos
dois últimos anos de simulação, calculada para os Exp4, Exp6 e Exp7 em
seções zonais (aproximadamente perpendiculares a CB)...................................... 69
Figura 35 – Variação temporal do transporte, na seção zonal a 23,33°S,
correspondente aos experimentos Exp4, Exp6 e Exp7 durante o primeiro
semestre do sétimo ano de simulação do primeiro aninhamento.......................... 71
Figura 36 – Padrão de correntes em superfície (a), a 300m (b) e a 800m (c) de
profundidade correspondente ao Exp6. As setas representam os vetores
velocidade (m/s) e a escala de cor o módulo da velocidade. Em cor cinza são
indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas da
localização do talude)............................................................................................ 73
Figura 37 – Padrão de correntes em superfície (a), a 300m (b) e a 800m (c) de
profundidade correspondente ao Exp7. As setas representam os vetores
velocidade (m/s) e a escala de cor o módulo da velocidade. Em cor vermelho
xiii
são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas da
localização do talude)............................................................................................ 74
Figura 38 – Padrão de TSM (em graus Celsius), correspondente aos dias 21/08/06 (a)
e 23/08/06 (b), fonte: PODAAC – GOES – 1012 (PODAAC, 2007). Em cor
preta são indicadas as isobatas de 200 e 2000m de profundidade
(representativas da localização do talude)............................................................. 76
Figura 39 – Padrões espaciais da altura do nível do mar [cm] simulados no Exp7
representativos de situações de meandramento fraco da CB sem recirculação
durante o período Janeiro-Junho do primeiro ano de simulação. Em cor marrom
são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas da
localização do talude)............................................................................................ 77
Figura 40 – Quadro superior: Padrões espaciais da altura do nível do mar [cm]
simulados no Exp7 para duas situações de meandramento com recirculação
fraca da CB durante o período Janeiro-Junho do primeiro ano de simulação. Em
cor marrom são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m (representativas da
localização do talude). Quadro inferior: seções meridionais a 42,3°W de
velocidade zonal e densidade potencial passando pelo núcleo da recirculação;
correspondentes aos eventos do quadro superior. As isolinhas pretas indicam as
velocidades positivas e as isolinhas brancas, as velocidades negativas................ 78
Figura 41 – Lado esquerdo: Padrões espaciais da altura do nível do mar [cm]
simulados no Exp7 correspondentes ao período junho do ano1 a janeiro do ano
2, período no qual foi observado o deslocamento para NE, seguindo o talude,
de duas estruturas (quadros, a, c, e, g, i, k). Em cor marrom são indicadas as
isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas da localização do
talude). Lado direito: seções meridionais de velocidade zonal e densidade
potencial passando pelo núcleo do vórtice, correspondentes aos eventos do lado
esquerdo. As isolinhas pretas indicam as velocidades positivas e as isolinhas
brancas, as velocidades negativas.......................................................................... 80
Figura 42 – Padrão espacial das correntes em superfície [m/s] simulado no Exp8 para
os dias 10/03 (painel a) e 06/12 (painel b) do segundo ano analisado. Em ambos
os painéis, observa-se a formação de estruturas anticiclônicas largas e intensas
como as salientadas nos quadros brancos. No painel (a) a CB não aparece como
um fluxo contínuo na região da Bacia de Santos. Em cor marrom são indicadas
as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas da localização do
talude).................................................................................................................... 85
Figura 43 – Padrão de correntes em superfície (a), a 300m (b) e a 800m (c) de
profundidade correspondente ao Exp8. As setas representam os vetores
velocidade (m/s) e a escala de cor o módulo da velocidade. Em cor marrom são
indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas da
localização do talude)............................................................................................ 86
Figura 44 – Padrão de correntes em superfície (a), a 300m (b) e a 800m (c) de
profundidade correspondente ao Exp9 (simulação global). As setas representam
os vetores velocidade (m/s) e a escala de cor o módulo da velocidade. Em cor
marrom são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade
(representativas da localização do talude)............................................................. 88
Figura 45 – Padrão de TSM (em graus Celsius), correspondente ao dia 18/06/04,
fonte: PODAAC – GOES – 1012 (PODAAC, 2007). Em cor preta são
xiv
indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas da
localização do talude)............................................................................................ 89
Figura 46 – Percurso realizado pelo vórtice ciclônico (evento 14), desde sua origem
até o dia 30/03/05 quando começa a se deslocar para sul. As setas vermelhas
indicam o sentido de deslocamento....................................................................... 93
Figura 47 – Seções meridionais de velocidade zonal, em m/s, e temperatura potencial,
em graus Celsius, passando pelo núcleo da recirculação; para os dias 30/01/05 e
16/03/05; datas representativas do período com deslocamento para SW e para
NE respectivamente. As isolinhas pretas são representativas das velocidades
positivas e as isolinhas brancas das velocidades negativas................................... 94
Figura 48 –Padrão espacial da altura do nível do mar [m] simulado no Exp9 para o
dia 29/11/03. O quadrado branco marca a localização do vórtice. Em cor
marrom são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade
(representativas da localização do talude)............................................................. 95
Figura 49 –Padrão espacial das correntes na camada de mistura [m/s] simulados no
Exp9 para o dia 29/11/03. O quadrado branco marca a localização do vórtice. ... 95
Figura 50 – Seções meridionais de velocidade zonal, em m/s, e temperatura potencial,
em graus Celsius, passando pelo núcleo da recirculação; correspondentes aos
dias 29/11/03, 20/12/03, 23/12/03 e 06/01/04. As isolinhas pretas são
representativas das velocidades positivas, as brancas das velocidades negativas
e a amarela da isolinha de 0m/s............................................................................. 96
Figura 51 –Padrão espacial da temperatura da camada de mistura [°C] simulado no
Exp9 para o dia 27/05/03. O quadrado branco marca a localização do par
vortical. Em cor marrom são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de
profundidade (representativas da localização do talude)....................................... 97
Figura 52 – Padrão espacial das correntes na camada de mistura [m/s] simulados no
Exp9 para o dia 27/05/03. O quadrado branco marca a localização do par
vortical. Em cor marrom são indicadas as isobatas de 200 e 2000m de
profundidade (representativas da localização do talude)....................................... 97
Figura 53 – Padrão espacial das correntes na camada de mistura [m/s] simulados no
Exp9 para o dia 20/05/04. O quadrado branco marca a localização do
anticiclone abaixo da crista do meandro................................................................ 98
Figura 54 – Padrão espacial das correntes na camada de mistura [m/s] simulados no
Exp9 para o dia 21/10/03. O quadrado branco marca a localização do
anticiclone formado entre 26°S e 28°S.................................................................. 98
Figura 55 – Seção zonal em 24,7°S de velocidade meridional, em m/s e temperatura
potencial, em graus Celsius, correspondente ao dia 02/06/03. As isolinhas
pretas são representativas das velocidades positivas e as isolinhas brancas das
velocidades negativas. A seção está passando pelo núcleo do par vortical que
surgiu em Cabo Frio no dia 21/05/03 (evento denominado 2 na Tabela 12 e
Tabela 14) e permaneceu aproximadamente no local de formação até o dia
02/06/03 após do qual se deslocou no sentido sul................................................. 99
Figura 56 – Seções zonais de velocidade meridional, em m/s e temperatura potencial,
em graus Celsius, correspondentes aos dias 20/05/04 (25,5°S, painel a) e
27/10/03 (em 27,1°S, painel b). As isolinhas pretas são representativas das
xv
velocidades positivas e as isolinhas brancas das velocidades negativas. No
painel a, a seção está passando pelo núcleo do anticiclone que foi observado no
período 14/05/04 a 26/05/04. No painel b, a seção está passando pelo núcleo do
anticiclone que começo a se formar no dia 18/10/03 e se deslocou para sul até
sair do domínio de análise no dia 12/01/04......................................................... 102
Figura 57 – Padrões espaciais da altura do nível do mar [m] simulados no Exp9 para
os dias 20/07/03 (painel a - evento 1) e 11/05/04 (painel b - evento 4). No
painel a o meandro é formado por um cavado em Cabo Frio e uma crista na
Bacia de Santos. No painel b apresenta-se uma sucessão de cristas e cavados.
Em cor marrom são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m (representativas da
localização do talude).......................................................................................... 104
Figura 58 –Diagrama Hovmoller da altura do nível do mar [m], correlato ao período
20/04/04 (tempo = 0) a 25/06/04 (tempo = 66) que abrange o evento 4 de
meandramento. Os dados correspondem a transecta indicada na Figura 59. No
quadrado branco é salientado o deslocamento do meandro. ............................... 104
Figura 59 –Padrão espacial da altura do nível do mar [m] para o dia 05/05/04 (tempo
= 15 no diagrama Hovmoller). A escala de cores foi adotada visando salientar o
meandramento. A linha branca representa a transecta ao longo da qual é feito o
Hovmoller. Em cor marrom são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m
(representativas da localização do talude)........................................................... 104
xvi
Índice de tabelas
Tabela 1 - Discretização vertical em camadas σ
θ
adotada. Na coluna 3 apresentam-se
as massas de água melhor representadas por essas camadas (Água Tropical -
AT-, Água Central do Atlântico Sul -ACAS-, Água Intermediária Antártica -
AIA-, Água profunda do Atlântico Norte Superior -APANS-, Água profunda
do Atlântico Norte Média –APANM). Os índices termohalinos dessas massas
de água correspondem a sua área de geração segundo a literatura........................ 24
Tabela 2 - Características dos experimentos simulados.................................................. 29
Tabela 3 - Discretização vertical em camadas σ
2
adotada na simulação global. Na
coluna 3 apresentam-se as massas de água melhor representadas por essas
camadas (Água Tropical -AT-, Água Central do Atlântico Sul -ACAS-, Água
Intermediária Antártica -AIA-, Água profunda do Atlântico Norte Superior -
APANS-, Água profunda do Atlântico Norte Média –APANM).......................... 33
Tabela 4 - Estimativas de transporte e velocidade máxima da CB, entre 10° e 31°S.
Modificada de SILVEIRA et al. (2000) e atualizada pela autora. ........................ 39
Tabela 5 – Transportes totais calculados para cada experimento................................... 51
Tabela 6 – Variação latitudinal da profundidade da CB média calculada para os
experimentos Exp4, Exp6 e Exp7 em seções zonais (aproximadamente
perpendiculares à CB). Em amarelo apresentam-se as seções dentro das zonas
de transição dos contornos correspondentes ao primeiro aninhamento. Em azul
claro denotam-se as seções dentro das zonas de transição dos contornos
correspondentes ao segundo aninhamento. ........................................................... 67
Tabela 7 – Variação latitudinal da largura da CB média calculada para os
experimentos Exp4, Exp6 e Exp7 em seções zonais (aproximadamente
perpendiculares à CB). Em cinza seções dentro das zonas de transição dos
contornos. .............................................................................................................. 68
Tabela 8 – Variação latitudinal da velocidade máxima da CB média calculada para os
Exp4, Exp6 e Exp7 em seções zonais (aproximadamente perpendiculares à
CB). Em cinza seções dentro das zonas de transição dos contornos.................... 69
Tabela 9 – Variação latitudinal do transporte total meridional da CB média, no
intervalo dos dois últimos anos de simulação, para os experimentos Exp4 e
Exp6....................................................................................................................... 71
Tabela 10 – Velocidades de translação por trechos do vórtice que surge em Cabo Frio
a meados de junho do primeiro ano de simulação e se desloca
preferencialmente para nordeste. Na coluna 2 e 3 apresentam-se as latitudes e
longitudes, em graus, do centro do vórtice para as datas indicadas na coluna 1;
na coluna 4 a distância entre núcleos e na coluna 5 a velocidade de translação.
Na data, ano 01 e 02 indicam primeiro e segundo ano de simulação.................... 83
Tabela 11 – Velocidades de translação por trechos do vórtice que ingressa ao
domínio pelo contorno sul em setembro do primeiro ano de simulação e se
desloca para nordeste. Na coluna 2 e 3 apresentam-se as latitudes e longitudes,
em graus, do centro do vórtice para as datas indicadas na coluna 1; na coluna 4
a distância entre núcleos e na coluna 5 a velocidade de translação. Na data, ano
01 e 02 indicam primeiro e segundo ano de simulação......................................... 83
xvii
Tabela 12 – Parâmetros característicos dos vórtices ciclônicos originados em Cabo
Frio. Para cada evento ciclônico são resumidos os valores máximo, médio e
mínimo dos seguintes parâmetros: velocidade de translação do vórtice; eixo
maior e menor; relação entre eixos; velocidade máxima, profundidade e largura
de cada ramo (positivo e negativo); diâmetro da estrutura e número de Rossby.. 91
Tabela 13 – Velocidades de translação por trechos do vórtice ciclônico (evento14 -
Tabela 12). As colunas 2 e 3 são as latitudes e longitudes do centro do vórtice
para as datas indicadas na coluna 1. As colunas 4 e 5 são a distância percorrida
e a velocidade de translação. ................................................................................. 93
Tabela 14 – Parâmetros característicos dos anticiclones que formam parte dos pares
vorticais observados na simulação global. Para cada evento anticiclônico são
resumidos os valores máximo, médio e mínimo dos seguintes parâmetros:
velocidade de translação do vórtice; eixo maior e menor; relação entre eixos;
velocidade máxima, profundidade e largura de cada ramo (positivo e negativo);
diâmetro da estrutura e número de Rossby. A numeração dos anticiclones é
condizente com a dos ciclones apresentados na Tabela 12 que formam o par
vortical................................................................................................................. 100
Tabela 15 – Números de Rossby correspondentes a vórtices anticiclônicos grandes
medidos em diferentes correntes do mundo (Modificada de FRATANTONI et
al., 1995).............................................................................................................. 102
Tabela 16 – Comprimento e amplitudes médias, no período de observação, e
velocidade de propagação de meandros simulados no Exp9 (simulação global).104
1
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO
A circulação oceânica na região leste brasileira entre 22°S e 30°S, nos primeiros
1500m de profundidade, pode ser descrita como um complexo sistema de Correntes de
Contorno Oeste (CCO) localizado na região do talude continental. A parte superior
deste sistema de CCO corresponde à Corrente do Brasil (CB) que flui no sentido
sudoeste fechando o giro Subtropical do Atlântico Sul (PETERSON e STRAMMA,
1991). A parte inferior está constituída pela Água Intermediária Antártica (AIA) cujo
padrão de circulação varia ao longo da costa brasileira (BOEBEL et al., 1997,
MÜLLER et al., 1998). Uma característica marcante desta circulação é a intensa
atividade de mesoescala, observada nas imagens da temperatura da superfície do mar
(TSM), conforme ilustrado na Figura 1. A CB, ainda que descrita como uma corrente
fraca na literatura (PETERSON e STRAMMA, 1991; SILVEIRA et al., 2000) quando
comparada com outras CCO subtropicais, apresenta meandramento, estruturas
ciclônicas e anticiclônicas, e formação de pares vorticais opostos (CAMPOS et al.,
1995; 1996).
Figura 1 – Padrão de TSM (em graus Celsius), correspondente ao dia 03/04/04, fonte: PODAAC – GOES
– 1012 (PODAAC, 2007). Em cor preta são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade
(representativas da localização do talude).
Cabo São
Tomé
Cabo Santa
Marta
Cabo Frio
2
A região antes mencionada, constituída pelas Bacias de Campos, de Santos e de
Pelotas, é uma das regiões de maior importância socioeconômica do Brasil em termos
de exploração de petróleo e gás. Em particular a Bacia de Santos ganhou renome nos
últimos meses de 2007 e início de 2008 após o comunicado oficial da Petrobras sobre a
descoberta de novas reservas de óleo no Pre-Sal da Bacia de Santos (INFOMONEY,
2007; 2008) o que poderia modificar a posição do Brasil no ranking de maiores reservas
do mundo colocando-o na posição 8ª ou 9ª (UOL, 2007). De um ponto de vista
ambiental, a importância da região está principalmente fundamentada na sua
diversidade de recursos naturais e na vulnerabilidade ecológica de algumas áreas
marinhas.
Devido à complexidade da circulação, à vulnerabilidade ecológica e ao panorama
atual de crescimento da exploração offshore, surge a necessidade de aprofundar o
conhecimento sobre a circulação oceânica da região tanto na larga quanto na
mesoescala.
Na literatura existem poucos trabalhos publicados focados no estudo dos
processos de mesoescala associados a meandros e vórtices do sistema de CCO no leste
brasileiro, embora várias teses e dissertações tenham sido desenvolvidas sobre este
tema. Esses estudos podem ser divididos em dois grandes grupos. O primeiro grupo está
constituído por trabalhos que, seguindo uma linha basicamente descritiva, caracterizam
as feições de mesoescala capturadas em imagens de satélite e/ou medições hidrográficas
(GARFIELD, 1990; SCHMID et al., 1995; DE ARRUDA SOUZA, 2000; ASSIREU et
al., 2003; NEVES DE FREITAS, 2003; SARTORI NETO et al., 2005; MATTOS,
2006). Devido ao tipo de informação analisada nestes trabalhos (imagens de satélite em
sua maioria), os mesmos estão focados no sinal dos meandros e vórtices em superfície
existindo muito pouca informação a respeito da estrutura vertical destas feições.
O segundo grupo é constituído por trabalhos que, mediante uma abordagem
teórica e/ou numérica, analisam os processos de formação e crescimento de meandros e
vórtices (CAMPOS, 1995; SILVEIRA et al., 1999; FERNANDES et al., 1999;
CALADO, 2001; CALADO et al., 2001; FERNANDES, 2001; FERNANDES e
SILVEIRA, 2001; LIMA e SILVEIRA, 2001; SILVEIRA et al., 2004; SCHMIDT,
2004; CAMPOS, 2006). Esses trabalhos apresentam a mudança na orientação da costa
nas proximidades de Cabo Frio como fator determinante na formação dos meandros
observados entre 22°S e 30°S, Figura 1 (CAMPOS, 1995). No entanto, o crescimento da
amplitude dos meandros e posterior fechamento em vórtices são considerados uma
3
conseqüência da existência de instabilidades baroclínicas na região (SILVEIRA et al.,
1999). Segundo estes autores, a existência de instabilidades baroclínicas está associada
ao cisalhamento vertical do campo de velocidade do sistema de CCO entre 22°S a 23°S,
o que, juntamente com a mudança na orientação da costa, explicaria a formação
recorrente de vórtices na região.
Quanto à extensão espacial dos estudos realizados até o presente, a maioria se
concentrou na região do talude entre 22°S e 24°S. Porém, já foram capturadas em dados
hidrográficos e observadas em imagens de TSM estruturas de mesoescala em locais ao
sul de Cabo Frio até 32°S. Sobre estas estruturas, ainda hoje, pouco se conhece.
SILVEIRA et al. (2000) descrevem a configuração espacial de vórtices nesses locais
como sendo semelhante às estruturas presentes na Corrente da Florida e especulam que
os processos de instabilidade que os originariam seriam basicamente barotrópicos,
sendo as estruturas vorticais decorrentes de ondas de Rossby topográficas
barotropicamente instáveis. Por sua vez NEVES DE FREITAS (2003) postula que o
perfil vertical de velocidades na região ao sul de 25°S seria cisalhante o suficiente para
ser baroclinicamente instável dando origem a vórtices com características semelhantes
aos de Cabo Frio.
Como pode-se observar, a evolução do conhecimento sobre os meandros e
vórtices na região entre 22° e 30°S apresenta diferentes estágios. Enquanto a origem e
as características em superfície das estruturas de mesoescala observadas acima de 24°S
já tem sido pesquisada, seu perfil vertical ainda permanece pouco conhecido. Por sua
vez, o estudo das estruturas de mesoescala observadas ao sul de 24°S continua sendo,
ainda hoje, uma área do conhecimento quase inexplorada.
Com base no exposto nos parágrafos anteriores e visando ampliar o conhecimento
da circulação na região, nesta teses são propostos os seguintes objetivos gerais:
1) caracterizar a circulação e a atividade de mesoescala associada a meandros e
vórtices do sistema de CCO localizado nos primeiros 1500m de profundidade na região
entre 22° e 30°S.
2) gerar subsídios para futuras modelagens em alta resolução geradas a partir da
técnica de aninhamento
1
ou Nesting.
Pretende-se alcançar o primeiro objetivo geral a partir da concretização dos
seguintes objetivos específicos:
1
No presente adotou-se o termo “técnica de aninhamento” para fazer referencia à metodologia
denominada na literatura inglesa de Nesting.
4
Caracterizar o padrão de circulação de mesoescala do sistema de CCO para
diferentes profundidades.
Descrever os meandros do sistema de CCO (amplitude, comprimento, extensão
vertical, velocidade de propagação).
Descrever a estrutura tanto em superfície quanto em profundidade dos vórtices
(diâmetros, profundidade, simetria, velocidade de propagação, período de vida,
estrutura vertical de massa).
Avaliar taxas de formação e crescimento de meandros e vórtices.
Determinar locais potencialmente favoráveis à formação de meandros e vórtices.
Para atingir estes objetivos, foram analisados resultados de simulações numéricas
em alta resolução realizadas com o modelo HYCOM (Hybrid Coordinate Ocean
Model). Uma delas é uma simulação regional de 1/16 de grau de resolução espacial
desenvolvida no escopo desta tese, a partir da implementação da técnica de
aninhamento. A outra é uma simulação global de 1/12 grau realizada pelo Hycom
Consortium, da qual foram disponibilizados 3 anos de resultados (HYCOM, 2007).
Para o estudo de processos físicos de mesoescala mediante modelagem numérica
se faz necessário o uso de resoluções espaciais refinadas que, em domínios de grande
extensão espacial, acarretam um custo computacional elevado podendo até inviabilizar
o estudo. No caso atual, as escalas espaciais associadas aos vórtices e meandros são de
10
4
a 10
5
m respectivamente, enquanto que a escala temporal é de dias a semanas. Isto
significa que, a fim de resolver adequadamente estas estruturas, os experimentos
numéricos devem ter um espaçamento de grade de no mínimo 1/12 graus (~8km a
25°S). Na presente tese apresentam-se experimentos utilizando a técnica de
aninhamento, que permite isolar uma subárea de um determinado domínio de simulação
e modelá-la com maior resolução espacial considerando condições de contorno laterais
(CCL) abertas calculadas a partir de simulações realizadas em um domínio maior. Com
este fim, selecionou-se o HYCOM, um modelo numérico de circulação oceânica que
está entre os mais utilizados atualmente no mundo, por possuir representação detalhada
de importantes processos físicos (BLECK, 2002, CHASSIGNET et.al., 2006).
O HYCOM foi configurado para simulações regionais seqüenciais com resoluções
espaciais cada vez maiores até atingir uma resolução que permitisse resolver as escalas
dos processos em estudo. Neste sentido, a própria configuração do modelo para os
5
diferentes experimentos apresentou-se como um desafio devido ao fato de ser o
HYCOM uma ferramenta muito pouco explorada no Brasil, ainda que amplamente
utilizada no mundo.
Vale salientar que devido à escassez de informação medida na região oeste do
Atlântico Sul, a modelagem numérica se torna uma ferramenta útil tanto para o estudo
de processos físicos quanto para o melhor planejamento de campanhas de coletas de
dados. Posteriormente as medições in situ poderão ser utilizadas para alimentar os
próprios modelos numéricos de circulação visando melhorar sua representatividade
permitindo futuramente contar com uma ferramenta de prognóstico.
No primeiro experimento da seqüência de aninhamentos foi simulado o Atlântico
Sul e parte do Atlântico Equatorial em baixa resolução numérica horizontal (1 grau)
para o qual foi necessário impor um conjunto de CCL. No caso do Atlântico Sul, para
simular de forma realista o padrão de correntes e a distribuição de massas de água, além
do giro subtropical deve ser bem representada a circulação da Corrente Circumpolar
Antártica (CCA) dentro do domínio. A CCA ingressa no Atlântico Sul pelo Estreito de
Drake, circula zonalmente abaixo dos 45°S e sai em ~20°E ao sul da África. Visando
obter uma boa representação da circulação da CCA realizou-se um estudo das CCL a
serem aplicadas na passagem de Drake e no sul da África. Neste contexto são propostos
os seguintes objetivos específicos:
Avaliar como a CCA, dentro do domínio, é representada considerando diferentes
CCL no Estreito de Drake e no sul da África (fechadas, relaxadas e abertas).
Avaliar as mudanças na circulação do Atlântico Sul (principalmente na região
próxima ao continente Americano) associadas a cada CCL testada.
Avaliar a influencia da distribuição espacial do transporte barotrópico da CCA no
Estreito de Drake sobre o padrão particular da CCA no interior do domínio e no
padrão de circulação geral do Atlântico Sul.
Uma vez obtido um padrão de correntes e uma estrutura de massa representativa
da circulação no Atlântico Sul esta informação foi utilizada para forçar o primeiro
experimento aninhado (1/4 grau de resolução espacial). Vale salientar que o uso da
técnica de aninhamento viabilizou a realização de simulações em alta resolução espacial
(1/16 grau), em um domínio de grande extensão areal (13°x18°). Porém trouxe implícita
a questão da adoção do valor da relação entre tamanhos de grade de experimentos
6
consecutivos; visto que a existência de uma mudança brusca de resolução espacial entre
experimentos sucessivos pode acarretar erros na passagem de informação nos contornos
(BLAYO e DEBREU, 2006). Neste sentido, o experimento de 1/4 grau visou diminuir a
geração deste tipo de erros, criando um passo intermediário entre o experimento de 1
grau e o de alta resolução (1/16 grau), sem incrementar excessivamente o custo
computacional. Para poder avaliar o impacto do aninhamento no padrão das CCO, o
experimento de 1/4 grau foi configurado exatamente igual ao experimento de 1 grau,
diferenciando-se unicamente no tamanho do domínio simulado e na resolução espacial.
Nesta análise foram utilizados também os resultados do segundo aninhamento (1/16
grau), no qual além da resolução espacial e o tamanho do domínio o experimento se
diferenciou no valor dos coeficientes utilizados no cálculo dos termos difusivos das
equações primitivas. Neste contexto é proposto o seguinte objetivo especifico:
Estudar o impacto da mudança de resolução espacial entre dois experimentos
aninhados consecutivos na passagem de informação através dos contornos
abertos.
1.1. Estrutura do texto da tese
O presente trabalho foi dividido em 7 capítulos. No Capítulo 2 é apresentada uma
revisão fenomenológica da circulação de macro e mesoescala na região de interesse,
assim como uma breve resenha sobre os principais processos físicos associados a
meandramento e formação de vórtices em correntes de contorno oeste. No Capítulo 3 é
descrita a metodologia implementada, incluindo os aspectos de configuração dos
diferentes experimentos; conjuntamente é apresentado um resumo das principais
características do HYCOM. Detalhes de formulação do modelo são apresentados em
anexo. No Capítulo 4 apresenta-se uma caracterização do padrão de circulação no
Atlântico Sul e da estrutura de massas de água nos primeiros 1500m de profundidade
obtidos a partir das simulações de larga escala. Nesse capítulo é abordado, também, o
tema da implementação de diferentes CCL nos contornos leste e oeste. No Capítulo 5 é
apresentado um estudo sobre o impacto do aninhamento sobre a passagem de
informação nos contornos e na estrutura da CB. No Capítulo 6 é apresentada a
caracterização da circulação de mesoescala, meandros e vórtices. Por último, no
Capítulo 7 é apresentado um sumário e as conclusões finais da tese.
7
CAPÍTULO 2 - REVISÃO
2.1. Localização da região em estudo
A região de interesse do presente estudo se estende latitudinalmente desde 22°S
até 30°S e longitudinalmente desde os 51°W até 40°W (Figura 2) e abrange parte da
Bacia sedimentar de Campos, a Bacia de Santos e parte da Bacia de Pelotas. A região
entre 23°S e 28°S tem uma extensão aproximada de 205.000km
2
desde a costa até a
isobatimétrica de 2000m e é caracterizada por uma configuração batimétrica
aproximadamente paralela à linha de costa (Figura 2). A plataforma continental
apresenta topografia suave e largura variável com mínimos de 50km e 70km, nas
proximidades de Cabo Frio e Cabo Santa Marta respectivamente, e máximos de 230km
no interior da Bacia de Santos. Nesta região, o talude continental está limitado pelas
isobatas de 200 e 2000m, apresenta em média uma largura de 120 km e pode ser
dividido em duas regiões: uma superior estreita e íngreme que abrange até os 500m de
profundidade, e outra inferior mais larga, cuja base se localiza a 2000m de profundidade
(DE ARRUDA SOUZA, 2000).
-51 -50 -49 -48 -47 -46 -45 -44 -43 -42 -41 -40
-30
-29
-28
-27
-26
-25
-24
-23
-22
-21
Figura 2 – Localização e batimetria da Bacia de Santos. Batimetria em metros. Fonte: Dados
subministrados pelo Comandante Rezende (comunicação pessoal).
8
2.2. Circulação de macroescala
Na área em estudo, a circulação oceânica nas camadas superiores e intermediárias
(acima de 1500m de profundidade) é caracterizada por um complexo sistema de
Correntes de Contorno Oeste (CCO) fluindo na região do talude continental. Este
sistema é composto pela Corrente do Brasil (CB) circulando nas camadas superiores
(Figura 3a) e pelo o fluxo da Água Intermediária Antártica (AIA) circulando em níveis
intermediários (Figura 3b).
Figura 3 – (a) Esquema da circulação do oceano Atlântico Sudoeste a 100m de profundidade. (b)
Esquema da circulação do oceano Atlântico Sudoeste a 800m de profundidade. Eixo horizontal:
Longitude em graus. Eixo vertical: Latitude em graus. Modificado de STRAMMA e ENGLAND (1999).
A Corrente do Brasil (CB) origina-se a partir da bifurcação, nas proximidades do
continente sul-americano, do ramo mais setentrional da Corrente Sul Equatorial (Figura
3a). Desde aproximadamente 10°S a CB circula contornando a costa leste da América
do Sul até a região da convergência subtropical (entre os 33° e 38°S), onde se encontra
com a corrente das Malvinas. Neste local, ambas correntes se afastam do continente e
fluem no sentido leste formando a Corrente do Atlântico Sul.
A CB é descrita como uma corrente quente e salina constituída principalmente
pela Água Tropical (AT) localizada na camada superficial da coluna de água até a
isopicnal de σ
θ
= 26,0 (SVERDRUP et al., 1942), e a Água Central do Atlântico Sul
(ACAS) localizada na região da picnoclina entre 200 e 500m (EVANS et al., 1983;
CASTRO e MIRANDA, 1998). Ao largo do sudeste brasileiro a AT apresenta
temperaturas maiores que 20°C e salinidades acima de 36,4 (CASTRO e MIRANDA,
1998); para a mesma região os limites termohalinos da ACAS, segundo SILVEIRA et
al. (2000), variam entre 6° e 20°C para a temperatura e entre 34,6 e 36,4 para a
Corrente Sul
Equatorial
Corrente das
Malvinas
Corrente do
Brasil
Corrente das
Malvinas
Corrente de
Contorno Oeste
Intermediária
a
b
9
salinidade (Figura 4). Nas proximidades de sua origem a CB é uma corrente rasa que
transporta unicamente AT; ao longo de seu percurso vai se aprofundando e transporta
junto com a AT a ACAS (SILVEIRA et al., 2000). Na região da Bacia de Santos a CB
apresenta uma espessura aproximada de 600m e uma largura variável menor que 100km
(GARFIELD, 1990).
Figura 4 - Diagrama T-S calculado com dados de 230 estações de CTD medidas no escopo do projeto
BBTRE (Brazil Basin Tracer Release Experiment), coletadas nos anos de 1997 (azul), 1998 (verde) e
2000 (vermelho), adaptado de SILVA (2006).
A parte inferior do sistema de CCO (entre 700 e 1500m de profundidade
aproximadamente) está constituída pelo fluxo da AIA, cujos índices termohalinos,
segundo SVERDRUP et al. (1942) variam entre 3° e 6°C e 34,20 e 34,60 para
temperatura e salinidade respectivamente, sendo representada pelo mínimo de
salinidade no diagrama T-S (Figura 4). A AIA circula em níveis subpicnoclínicos no
sentido norte, desde sua região de origem, na Convergência Subantártica até
aproximadamente 40°S (Figura 3b) onde segue o caminho do giro subtropical do
Atlântico Sul para encontrar o continente sul-americano (TAFT, 1963; BUSCAGLIA,
1971 apud BOEBEL et al., 1997; REID et al. 1977; REID, 1989; SUGA e TALLEY,
1995). Nas proximidades do continente, a AIA se divide em dois ramos que circulam ao
longo do talude em sentidos opostos (norte e sul). Segundo BOEBEL et al. (1999a)
cada um desses ramos apresenta características próprias: o ramo que circula no sentido
Salinidade
Água Central do Atlântico Sul
Água Intermediária Antártica
Água Tropical
Água Profunda do Atlântico Norte
10
norte dá origem a uma corrente estreita e intensa à qual os autores denominam Corrente
de Contorno Oeste Intermediária (CCOI), enquanto que o ramo sul escoa como um
fluxo largo e fraco subjacente à CB.
Ainda hoje existem controvérsias sobre o padrão de circulação da AIA e a
localização do seu ponto de bifurcação na região próxima à costa brasileira entre 22°S e
30°S (Figura 3b). BOEBEL et al. (1997, 1999a, 1999b) a partir da análise de dados
hidrográficos, de bóias de deriva e de correntómetros propõem que a localização do eixo
de bifurcação da AIA estaria entre 27° e 28°S. Por sua vez MÜLLER et al. (1998),
mediante a análise de dados de correntómetros, propõem que o mesmo estaria
localizado entre 25° e 28°S. STRAMMA e ENGLAND (1999), mediante re-análise de
dados hidrográficos e simulações numéricas realizadas com modelos oceânicos de
circulação global, corroboram a localização da bifurcação da AIA entre 25° e 28°S.
Levando em consideração a localização da bifurcação da AIA proposta na
literatura, a circulação oceânica no talude entre 22°S e 30°S, nos primeiros 1500m da
coluna de água, pode ser subdividida em três regiões em função das características do
seu perfil vertical de velocidades. Uma região localizada acima dos 25°S onde a CB e a
CCOI circulam em sentidos opostos, uma segunda região localizada entre 25° e 28°S
considerada como incerta quanto ao padrão de circulação da AIA e uma terceira abaixo
dos 28°S, onde a CB e o fluxo da AIA seriam no mesmo sentido. Esta variação
latitudinal da estrutura vertical de velocidades do sistema de CCO, nos primeiros 1500m
da coluna de água, determinará mudanças no cisalhamento vertical, sendo este um fator
que deve ser levado em consideração no estudo das instabilidades baroclínicas.
Dependendo do sentido do fluxo da AIA é factível a formação de perfis verticais de
velocidades baroclinicamente instáveis e, consequentemente, a formação de meandros e
vórtices.
2.3. Circulação de mesoescala
No presente item apresenta-se uma revisão fenomenológica sobre meandros e
vórtices em CCO subtropicais (definição, processos de formação, estrutura vertical),
seguida de um resumo das principais características dos meandros e vórtices existentes
nas CCO que fecham os giros subtropicais do Hemisfério Norte e do Hemisfério Sul
(para os oceanos Pacifico e Indico) e, por último, uma descrição detalhada do estado da
arte em relação a este tema na Corrente do Brasil.
11
2.3.1. Revisão fenomenológica sobre os processos de mesoescala associado a
meandros e vórtices em CCO subtropicais
As correntes de contorno oeste (CCO) que fecham os grandes giros subtropicais
representam uma importante feição da circulação oceânica e constituem um fator
marcante na variabilidade de mesoescala dos oceanos. Essas correntes, enquanto
circulam meridionalmente sobre o talude, bordejando os continentes, caracterizam-se
por apresentar meandros e vórtices, estruturas que são determinantes na interação entre
as águas de plataforma e as águas oceânicas ao favorecer os processos de mistura e
troca de propriedades inibidos pelos fortes gradientes de densidades existentes em este
tipo de correntes.
Em determinadas situações, quando as CCO excedem sua capacidade de balanço
hidrodinâmico, tornando-se instáveis, começam a meandrar; este processo da origem
aos meandros. Na Figura 5a este processo pode ser observado na evolução do caminho
da corrente entre os tempos T1 e T3.
Um vórtice pode ser definido como uma parte ou volume de uma corrente
oceânica maior que se caracteriza por apresentar uma circulação fechada relativamente
persistente ao redor de seu eixo vertical
2
, possuindo uma forma circular ou elíptica e
cujo limite é a existência de fortes gradientes de propriedades físicas em relação às
águas adjacentes, tanto em superfície quanto em subsuperfície (OLSON, 1991;
CUSHMAN-ROISIN, 1994; LENTINI e SOUZA, 2005). O tempo de vida destas
estruturas varia de dias a meses ou anos e as distâncias percorridas durante esse lapso de
tempo varia de centenas a milhares de quilômetros (OLSON, 1991).
Os meandros e os vórtices nas regiões de frente (como é o caso das CCO
subtropicais caracterizadas pela presença de forte cisalhamento no seu perfil horizontal
e/ou vertical de velocidades horizontais) são gerados por “instabilidades da frente
oceânica através da transferência de energia potencial e/ou cinética oriundas de
pequenos desvios no balaço geostrófico para o fluxo médio” (LENTINI e SOUZA,
2005). Estas instabilidades podem ser classificadas em dois tipos:
a) instabilidades baroclínicas associadas a um cisalhamento vertical de
velocidades, neste caso o sentido da conversão de energia é de energia potencial
2
CUSHMAN-ROISIN (1994) define como circulação persistente, aquela circulação na qual o tempo que
tarda uma partícula dentro do vórtice em percorrer um circulo completo é muito menor que o tempo no
qual a estrutura vortical permanece identificável.
12
disponível no fluxo médio para energia potencial da perturbação e posteriormente
energia cinética da perturbação;
b) instabilidades barotrópicas decorrentes de um cisalhamento horizontal forte das
correntes, neste tipo de instabilidade o sentido de conversão de energia é de energia
cinética do fluxo médio para energia cinética da perturbação.
Nas CCO é comum que a formação de vórtices seja precedida pela formação e
crescimento exponencial de meandros; esse meandros crescem em amplitude e porções
de fluido se fecham, dando origem aos vórtices e permitindo que a corrente retorne a um
estado de equilíbrio (OLSON, 1991). Na Figura 5 apresenta-se esquematicamente o
processo de formação de vórtices em uma corrente inercial.
Figura 5 - Formação de um vórtice em uma corrente
inercial no hemisfério norte. (a) Caminho da corrente
em sucessivos tempos 1 a 4. (b) Vórtice ciclônico
(centro frio) formado após a junção dos caminhos no
ponto A. (c) Vórtice anticiclônico (centro quente)
formado após a junção dos caminhos no ponto B. Nos
quadros (b) e (c) as setas pretas indicam o caminho da
corrente antes da separação do vórtice; as setas
marrons representam o caminho da corrente após a
formação do vórtice e as laranjas o local de
desprendimento do vórtice. Modificado de
TOMCZACK e GODFREY (2001).
Vale salientar que a formação de um vórtice não pode ser considerada sempre o
estágio final de um processo de instabilidade; em certas situações uma corrente
meandra, mas não apresenta formação de vórtices. Neste caso os meandros são
Quente
Quente
Frio
A
B
Quente
Frio
Frio
T1
T2
T3
T4
a
b
c
13
denominados de meandros estáveis ou de amplitude finita e são classificados em função
de seu comprimento e amplitude.
Por sua vez os vórtices são classificados de ciclônicos ou anticiclônicos em
função do sentido de rotação das correntes ao redor do núcleo do vórtice. Um vórtice
anticiclônico gira em sentido horário no hemisfério norte e anti-horário no hemisfério
sul (OLSON, 1991). Por sua vez um vórtice ciclônico apresenta giro anti-horário no
hemisfério norte e horário no hemisfério sul.
Os vórtices ciclônicos caracterizam-se por apresentar núcleo frio, uma sobre-
elevação das isopicnias e uma depressão no nível de água em superfície (Figura 6a); por
sua vez os vórtices anticiclônicos apresentam núcleo quente, depressão das isopicnais e
sobre-elevação do no nível de água em superfície (Figura 6b).
Figura 6 – Seções verticais de temperatura em graus Celsius correspondentes a uma simulação global em
alta resolução realizada pelo HYCOM Consortium (HYCOM, 2007). No lado esquerdo (a) apresenta-se
um vórtice ciclônico (retângulo branco) simulado no dia 14/09/04, seção localizada em 26°S. No lado
direito (b) um vórtice anticiclônico (retângulo branco) simulado no dia 17/04/04, seção localizada em
27,3°S. Em ambos os casos, observa-se a deformação do campo de massa, sobrelevado no caso do ciclone
e deprimido no caso do anticiclone.
Uma diferença importante entre os vórtices ciclônicos, ou centros de baixa
pressão, e os anticiclônicos, ou centros de alta pressão, é que enquanto os primeiros não
apresentam restrições de tamanho, os segundos possuem um diâmetro mínimo abaixo
do qual a estrutura anticiclônica não existe, sendo este diâmetro função do gradiente de
pressão, do termo de Coriolis e de uma densidade de referência. Este diâmetro mínimo
pode ser obtido a partir do balanço de forças (em coordenadas cilíndricas) atuando num
(b) (a)
14
vórtice em equilíbrio. Uma descrição detalhada deste balanço é apresentada no item 17-
2 do Capítulo 17 de CUSHMAN-ROISIN (1994).
2.3.2. Vórtices e meandros nas CCO subtropicais
O conhecimento atual sobre os meandros e vórtices das CCO subtropicais
circulando ao longo do talude continental varia em função de cada corrente. Enquanto
os meandros e vórtices das CCO subtropicais do Hemisfério Norte têm sido amplamente
descritos na literatura ao longo dos últimos 40 anos, os meandros e vórtices das CCO do
Hemisfério Sul, em particular os da Corrente do Brasil, só começaram a ser observados
e estudados nos últimos 20 anos.
Das cinco CCO subtropicais existentes, a Corrente da Flórida e a Corrente de
Kuroshio, que fecham os giros subtropicais do Atlântico Norte e do Pacifico Norte
respectivamente, são as mais pesquisadas.
Os meandros observados na Corrente da Flórida, entre Cabo Canaveral (Florida) e
Cabo Hateras (Carolina do Norte), caracterizam-se por escalas temporais de vários dias,
escalas espaciais de dezenas de quilômetros (no sentido transversal à corrente) e
centenas de quilômetros (no sentido longitudinal à corrente) e velocidades de fase de
~30km/d (BANE et al., 1981; BROOKS e BANE, 1981; 1983; JOHNS e SCHOTT,
1987). Outra importante feição desta corrente está constituída pela presença de vórtices
frontais e filamentos. LEAMAN et al. (1987) descreve filamentos de ~200 a 300 km e
vórtices ciclônicos, de centro frio, formados no lado oeste da corrente. No lado leste da
corrente, VUKOVICH e CRISSMAN (1978) observaram vórtices ciclônicos
propagando-se para sudeste. Essas estruturas apresentavam centro frio, profundidade de
mais de 3000m e velocidades tangenciais de ~1m/s. O mecanismo de formação desses
meandros e vórtices é descrito, por alguns autores, como um processo misto devido a
instabilidades baroclínica e barotrópica (BOUDRA et al., 1987; 1988; XUE e
MELLOR, 1993) e por outros, devido principalmente à instabilidade baroclínica (OEY,
1988).
Como no caso da Corrente da Flórida, a variabilidade de meso-escala da Corrente
de Kuroshio, entre 18°N até 35°N, também é devida a meandramento (denominado
meandro menor de Kuroshio) e formação de vórtices. O meandro menor se propaga no
sentido leste ao longo da costa japonesa e geralmente é atenuado e desaparece em
~33°N (NAGANO, 2003). Essa estrutura é caracterizada por apresentar comprimentos
de ~50 até 100km, velocidade de propagação de 7,5km/d e freqüência de ocorrência de
15
2 a 3 vezes por ano (NITANI, 1975). Em alguns casos o meandro menor se desenvolve
e dá origem ao meandro maior (YOSHIDA, 1961 apud NAGANO 2003; KAWABE,
1980 apud NAGANO 2003), que é uma estrutura de larga escala, quase-estacionária,
com um vórtice de centro frio no seu interior que caracteriza um dos caminhos
percorridos pela corrente por períodos de vários anos (TOMCZAK e GODFREY,
2001). Quanto aos vórtices da Corrente de Kuroshio, YANG et al. (1999) observaram
vórtices ciclônicos e anticiclônicos, se propagando a partir de 21°N para oeste e
nordeste. EBUCHI e HANAWA (2000; 2001) propõem que mudanças no caminho da
corrente podem dever-se à colisão de vórtices ciclônicos e anticiclônicos originados na
Extensão de Kuroshio (entre 20° e 40°N e 125° e 175°W) com a corrente. Estes vórtices
se caracterizam por diâmetros de 500km, escala temporal de ~80 dias, velocidade de
propagação de ~5,8km/d e sentido de propagação para oeste.
As três CCO restantes, localizadas no Hemisfério Sul, compreendem: a Corrente
Leste da Austrália, a Corrente das Agulhas e a Corrente do Brasil (CB), que fecham os
giros subtropicais dos oceanos Pacifico Sul, Indico e Atlântico Sul respectivamente. A
Corrente Leste da Austrália desenvolve durante seu percurso ao longo da costa
australiana, entre 18° e 32°S, alguns meandros e vórtices. Os trabalhos publicados sobre
essas estruturas restringem-se principalmente a trabalhos descritivos baseados em dados
medidos e imagens de satélite (BOLAND e CHURCH, 1981; NILSSON e
CRESSWELL, 1981; RIDGWAY e DUNN, 2003) e alguns poucos trabalhos numéricos
(GIBBS et al, 1997; MARCHESIELLO e MIDDLETON, 2000). No caso da Corrente
das Agulhas, a variabilidade de meso-escala é devida principalmente à propagação do
meandro solitário e aos vórtices associados ao fenômeno denominado “Natal Pulse”
(RUIJTER et al., 1999; VAN LEEUWEN et al., 2000; LUTJEHARMS et al., 1989;
2003; BRYDEN et al., 2005) e à propagação dos vórtices, que ingressam na Corrente
das Agulhas originários da Corrente de Moçambique e da Corrente leste de Madagascar
(RUIJTER et al., 2004; SCHOUTEN et al., 2003; QUARTLY e SROKSZ, 2004).
2.3.3. Vórtices e meandros da Corrente do Brasil
Na literatura, existem poucos trabalhos publicados sobre meandros e vórtices na
CB na região entre 22°S e 30°S. Na região de Cabo Frio (23°S), a atividade de
mesoescala associada a estas estruturas foi primeiramente descrita por
MASCARENHAS et al. (1971) a partir de mapas de topografia dinâmica. Nesse
trabalho, os autores descrevem o padrão de meandramento da região e especulam sobre
16
a influência da topografia na geração de meandros e vórtices. Para a mesma região
SIGNORINI (1978), com base na análise de dados hidrográficos, descreve um padrão
meandrante da corrente e a presença de um vórtice anticiclônico de ~100km de raio,
500m de extensão vertical e transporte de 9,4Sv, localizado em uma região com
profundidades superiores a 1000m.
Posteriormente na década de 90, GARFIELD (1990) e CAMPOS et al. (1995,
1996) apresentam evidencias de atividade de mesoescala registrada mediante dados
hidrográficos e imagens de satélite. GARFIELD (1990) determina estatisticamente a
localização da CB em superfície na região entre 20°S e 30°S, sugerindo que a corrente
pode apresentar dois padrões de circulação diferentes. O primeiro seria um padrão
aproximadamente retilíneo onde a frente térmica está localizada em profundidades
menores a 200m e o segundo seria um padrão meandrante com cavados largos em Cabo
São Tomé e Cabo Frio. A passagem de um para o outro padrão de circulação estaria
associada em alguns casos à formação e emissão de vórtices.
CAMPOS et al. (1995) descrevem um padrão meandrante na região da Bacia de
Santos e a presença de uma estrutura ciclônica com profundidades de até 600m. Os
autores também propõem o meandramento como um fator que contribui no processo de
ressurgência da ACAS na região da quebra da plataforma. CAMPOS et al. (1999,
2000), a partir de uma abordagem numérica, analisam o fenômeno da ressurgência da
ACAS na região da na Bacia de Santos, associado às estruturas vorticais ciclônicas da
CB.
ASSIREU et al. (2003), no seu estudo sobre a circulação na região oeste do
oceano Atlântico e através da análise de dados de bóias de deriva lançadas entre 1993 e
1994, detecta vórtices ciclônicos entre 23,5° e 32,7°S com períodos de vida 6 a 23 dias e
diâmetro médio de ~40km. Por sua vez, DE ARRUDA SOUZA (2000) e NEVES DE
FREITAS (2003) descrevem, nas suas respectivas dissertações de mestrado, a presença
de meandros e vórtices na região sul da Bacia de Santos (25° a 28°S). DE ARRUDA
SOUZA (2000), a partir da análise de medições de velocidade e temperatura realizadas
como parte do projeto COROAS, descreve um vórtice ciclônico, localizado em ~25,5°S,
de núcleo frio, com duração aproximada de 20 dias e ~700m de extensão vertical,
registrado nas medições realizadas em fevereiro de 1993, e a passagem de um meandro
ou vórtice na primeira quinzena de agosto de 1993. NEVES DE FREITAS (2003),
através da análise sazonal de dados de CTD e de modelagem numérica com o
Princenton Ocean Model seccional (LIMA, 1997), caracteriza a estrutura baroclínica
17
das correntes ao sul da Bacia de Santos, entre 26° e 27,5°S, como semelhante à
observada em Cabo Frio e Bacia de Campos. Com base nesses resultados, a autora
conclui que a as ondas de vorticidade nessa região são baroclínicas.
Uma outra estrutura vortical descrita na literatura e que interage com a CB é o
vórtice de Vitória. SCHMID et al. (1995), a partir de dados de CTD e XBT medidos
durante fevereiro de 1991, descrevem a hidrografia, dinâmica e geração do vórtice de
Vitória, localizado entre a costa e a CB em 20,5°S. O vórtice, de diâmetro maior que
30km, propaga-se principalmente na direção nordeste e, segundo os autores, é
semelhante a alguns dos vórtices encontrados na Corrente do Golfo quanto a energia
cinética e potencial disponíveis. Os autores salientam também que, ainda que exista uma
superposição entre o vórtice e a CB, este não é originado pela CB, mas sim pelo
fenômeno de ressurgência. Recentemente, CAMPOS (2006), a partir de um estudo
numérico na região do Atlântico Sul, descreve a formação e deslocamento de estruturas
ciclônicas formadas a 20,5°S e estruturalmente semelhantes ao vórtice de Vitória.
Além dos trabalhos descritivos desenvolvidos a partir de dados medidos, existem
na literatura outros trabalhos, com um enfoque principalmente teórico e/ou numérico,
focados no estudo dos processos de formação e crescimento de meandros e vórtices na
Bacia de Santos. Nesta linha, já nos anos 90, CAMPOS (1995) propõe uma explicação
dinâmica para a formação do meandro de Cabo Frio (Figura 1) e a ocorrência de um
padrão ondulatório dentro da região. O autor considera que o meandramento e a
formação de vórtices frontais ciclônicos e anticiclônicos, entre Cabo Frio e Cabo Santa
Marta, deve-se à mudança na direção da plataforma nas proximidades de Cabo Frio (de
NS para EW) e ao gradiente da topografia de fundo. O mecanismo pode ser descrito da
seguinte forma: no seu percurso a CB, cujo eixo está centrado a uma profundidade de
aproximadamente 1000m acima dos 23°S, ao se aproximar de Cabo Frio atingiria por
inércia regiões de maiores profundidades, produzindo o estiramento da coluna de fluido
e adquirindo vorticidade ciclônica por conservação de vorticidade potencial. Em
seguida, ao ingressar na Bacia de Santos e atingir profundidades menores, a CB
ganharia vorticidade anticiclônica; esta sucessão de estiramentos e encurtamentos da
coluna de fluido determinaria a formação de uma onda de vorticidade topográfica
superposta ao escoamento básico.
Posteriormente, SILVEIRA et al. (1999) propõem que é necessária a existência de
um outro mecanismo, além da conservação de vorticidade, para justificar a amplitude
dos meandros observados na CB ao sul de Cabo Frio. Os autores sugerem como
18
mecanismo principal de crescimento dessas estruturas a existência de instabilidades
baroclínicas associadas ao perfil vertical de velocidades fortemente cisalhante do
sistema CB-CCOI, na região de 22° a 23°S. As características desse perfil são
apresentadas em LIMA e SILVEIRA (2001). Os autores, a partir da análise de dados de
CTD, modelagem numérica e estudos de instabilidades, descrevem a parte superior do
perfil vertical de velocidades (~1500m) como baroclinicamente instável. Esses
resultados são ratificados por SILVEIRA et al. (2004) através da re-análise dos perfis de
velocidade apresentados em EVANS e SIGNORINI (1985) e de novos estudos
numéricos e de instabilidade.
Seguindo a linha de pesquisa proposta por SILVEIRA et al. (1999), CALADO
(2001) e FERNANDES (2001) desenvolvem suas respectivas dissertações visando
estudar a formação a 23°S, crescimento e posterior propagação dentro Bacia de Santos,
de meandros e vórtices. Esses trabalhos, com base em experimentos numéricos
simplificados, apresentam uma CB intensamente meandrante com formação de vórtices
frontais ciclônicos nas proximidades de Cabo Frio e Cabo São Tomé e propagação de
ondas de Rossby topográficas dentro da Bacia de Santos.
CALADO (2001) estuda, mediante a implementação de um modelo numérico em
coordenadas sigma, o desenvolvimento de meandros e vórtices na CB entre a quebra da
plataforma e o sopé continental, como uma conseqüência do cisalhamento vertical do
sistema CB-CCOI e da topografia de fundo. O autor simula ondas dispersivas com
comprimento médio de ~390 km, período de 20 dias, velocidade de fase de 0,23 m/s e
velocidade de grupo de 0,05 m/s. CALADO (2001) conclui que o processo de
meandramento seria causado pela orientação da costa e pela batimetria (que iniciariam o
meandramento), e que as instabilidades baroclínicas são determinantes no crescimento
dos meandros ao longo do tempo e na formação de ondas de vorticidade, nas
proximidades de Cabo Frio, que se propagam dentro da Bacia de Santos. O autor
conclui também que a presença do talude é determinante na formação de ondas de
Rossby dentro Bacia de Santos.
FERNANDES (2001); FERNANDES e SILVEIRA (2001) estudam e avaliam a
dinâmica baroclínica e de meandramento do sistema CB-CCOI no leste brasileiro
considerando uma estrutura simplificada do sistema CB-CCOI representada unicamente
pelo primeiro modo baroclínico, desconsiderando movimentos barotrópicos. Mediante
modelagem numérica em duas camadas, o trabalho reafirma a importância da mudança
da orientação da linha de costa como fator desencadeante do processo de
19
meandramento, como fora proposto por CAMPOS (1995) e simulado por CALADO
(2001). Os autores apresentam o crescimento da amplitude dos meandros como
dependente da instabilidade baroclínica do sistema descrevendo, porém, os meandros
como sendo poucos sensíveis às variações topográficas do talude. Estes autores
observaram também, nas suas simulações, ondas dispersivas da ordem das simuladas
por CALADO (2001) com comprimento médio ~430 km, período 25 dias e velocidade
de fase 0,20 m/s.
Utilizando dados observacionais, GODOI (2005) e MATTOS (2006) também
estudaram a dinâmica dos meandros da CB. GODOI (2005) investigou as ondas
baroclínicas de vorticidade associadas ao escoamento da CB e da CCOI na plataforma
brasileira (até 200m de profundidade), ao largo do estado de São Paulo (23° 30’S a
27°S). Por sua vez, MATTOS (2006) apresenta uma caracterização das feições de meso
e larga escala da região entre 23°S e 30°S a partir da análise de campos de função de
corrente e dos gradientes de vorticidade (calculados mediante a aplicação de um modelo
quase-geostrófico de 1 - 1/2 camada). O autor conclui que uma feição de mesoescala
característica da região analisada é uma onda baroclínica de vorticidade associada à CB,
com comprimento de entre 350 e 450km. MATTOS (2006) faz menção da existência da
assinatura da Contra-corrente Subtropical do Atlântico Sul (feição considerada de larga
escala).
Por último, um estudo sobre os processos de interação de vórtices, jatos geofísicos
e margem continental foi desenvolvido por SCHMIDT (2004). O autor, mediante uma
abordagem semi-teórica investiga o papel da instabilidade barotrópica, da mudança de
orientação da margem continental e da largura da plataforma continental nos processos
acima mencionados. SCHMIDT (op.cit.) observou que as ondas topográficas que
propagam energia dependem da largura da plataforma, sendo esta última um fator
importante na geração de vórtices, e que as características dinâmicas de formação de
dipolos e vórtices topográficos não eram afetadas pela orientação da margem.
20
CAPÍTULO 3 - METODOLOGIA
O presente estudo pode ser dividido em 3 etapas. Na primeira etapa procurou-se
simular em forma realística o padrão de circulação do Atlântico Sul em baixa resolução
espacial. Para isto, o HYCOM foi configurado em um domínio que abrangeu o oceano
Atlântico Sul e parte do Atlântico Equatorial com uma resolução espacial de 1 grau
(Figura 7). Como fora mencionado na introdução, para uma adequada representação da
circulação no Atlântico Sul é necessário levar em consideração a CCA na parte sul do
domínio. Neste sentido, realizou-se um estudo de diferentes condições de contorno
laterais na Passagem de Drake (contorno oeste) e no sul da África (contorno leste),
visando avaliar o grau de representatividade da circulação no Atlântico Sul obtida com
cada condição. As CCL testadas foram: contornos laterais fechados; contornos laterais
com relaxamento newtoniano do campo de massa para a climatologia e; contornos
laterais abertos para a componente barotrópica de velocidades mais um relaxamento do
campo de massa para a climatologia. Este último tipo de CCL foi implementado nos
contornos leste e oeste assumindo uma distribuição espacial, constante no tempo, do
transporte barotrópico da CCA. No caso específico da Passagem de Drake, avaliaram-se
diferentes distribuições espaciais do transporte barotrópico da CCA entrando neste
contorno.
-70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0 10 20
-60
-50
-40
-30
-20
-10
0
10
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Domínios
Figura 7 - Localização e extensão espacial dos domínios de modelagem dos experimentos de 1 grau
(quadro maior), 1/4 de grau (quadro azul) e 1/16 de grau de resolução espacial (quadro vermelho).
21
A segunda etapa da tese consistiu na construção de experimentos aninhados com
resoluções espaciais cada vez maiores, até atingir uma resolução que permitisse resolver
as escalas dos fenômenos em estudo. Cada experimento aninhado foi forçado nos
contornos laterais com informação extraída do experimento anterior na seqüência de
aninhamentos.
O primeiro aninhamento, com resolução espacial de 1/4 de grau (Figura 7 quadro
azul) teve como objetivo principal servir de transição na passagem de informação entre
o experimento de 1 grau (utilizado para simular a circulação no Atlântico Sul) e o
experimento de 1/16 de grau (Figura 7 quadro vermelho), utilizado para simular os
processos de mesoescala na CB e correntes subjacentes associadas ao fluxo da AIA.
A comparação dos resultados dos experimentos de 1 e 1/4 de grau (primeiro
aninhamento) e 1/4 e 1/16 de grau (segundo aninhamento) permitiram avaliar o impacto
da técnica de aninhamento na passagem de informação nos contornos e como isto se
reflete no padrão de circulação no interior do domínio. Vale salientar que os
experimentos de 1 grau e o de 1/4 de grau se diferenciaram, apenas, na resolução
espacial utilizada e no tamanho do domínio simulado. Por sua vez, os experimentos de
1/4 e 1/16 de grau diferenciaram-se também no valor dos coeficientes utilizados no
cálculo dos termos difusivos das equações primitivas.
A terceira e última etapa, da tese, teve por objetivo caracterizar a circulação das
CCO na área de estudo com ênfase nos processos de mesoescala associados a meandros
e vórtices.
Na continuação, são apresentadas as principais características do HYCOM e em
seguida os aspectos de configuração dos diferentes experimentos numéricos.
3.1. Principais características do HYCOM
O HYCOM é um modelo oceânico de circulação global desenvolvido a partir do
Miami Isopycnic Coordinate Ocean Model -MICOM- (BLECK e BOUDRA, 1981;
BLECK e SMITH, 1990; BLECK et al., 1992). Como seu predecessor, utiliza
discretização horizontal em diferenças finitas mas, ao contrario deste, possui um sistema
generalizado de coordenadas verticais, cuja teoria está baseada nos trabalhos de BLECK
e BOUDRA (1981) e BLECK e BENJAMIN (1993). Este sistema generalizado permite
a mudança de coordenadas (isopicnais, sigma e geopotencial ou coordenadas z) dentro
do domínio de modelagem (BLECK, 2002). Esta capacidade do modelo de trocar de
22
coordenadas verticais torna-se importante na simulação de certos processos que afetam
a distribuição das massas da água e a circulação termohalina e que são representados de
forma distinta por cada tipo de discretização vertical (CHASSIGNET et al., 2003). Pelo
fato de ser híbrido, o HYCOM é considerado uma ferramenta aplicável a qualquer
região do oceano, já que conserva as melhores qualidades dos três sistemas de
coordenadas verticais: a) preserva as características de suas massas de águas em
integrações de longo período e naturalmente fornece alta resolução vertical em regiões
de correntes fortes com cisalhamento vertical significativo que são características
importantes dos modelos em camadas isopicnais; b) permite alta resolução na camada
de mistura e em regiões com pouca ou nenhuma estratificação, uma característica do
sistema de coordenadas z e; c) permite alta resolução vertical em áreas costeiras, uma
característica do sistema de coordenadas sigma. Levando em consideração estas
características, a configuração de coordenas verticais híbridas padrão do modelo
apresenta coordenadas isopicnais no interior do oceano, que é estratificado, as quais
mudam suavemente para coordenadas sigma nas regiões rasas do domínio (regiões
costeiras) e são convertidas em coordenadas z na camada de mistura e/ou em regiões
pouco estratificadas. Vale lembrar que a seleção do ou do(s) sistema(s) de coordenas a
ser(em) utilizado(s), assim como a condição de transição entre os diferentes sistemas de
coordenadas (no caso de existir mais de um sistema) é determinada pelo usuário.
Embora o HYCOM permita o uso de diferentes sistemas de coordenadas verticais,
continua sendo basicamente um modelo em camadas isopicnais, no qual é utilizada a
densidade potencial (
pot
ρ
) como coordenada vertical. Uma descrição mais detalhada
das características do HYCOM, incluindo equações governantes, parametrizações da
mistura vertical e horizontal, cálculo dos fluxos turbulentos em superfície e nos
contornos laterais é apresentada no Apêndice A.
Em relação às aplicações do HYCOM, o modelo tem sido implementado tanto
para simulações globais como regionais, de larga, meso e pequena escala, e em áreas
costeiras e de plataforma, utilizando a técnica de aninhamento, (CHASSIGNET et al.,
2003; HALLIWELL, 2003; HOGAN et al., 2003; SZABO, 2004; TOWNSEND et al.,
2003; BLECK e SUN, 2004; HOGAN, 2004; KOURAFALOU, 2004; THACKER et
al., 2004; ZHAO e CHEN, 2004; SHAJI et al., 2005; CAMPOS, 2006).
23
3.2. Configuração geral do modelo numérico
Neste item apresentam-se os aspectos de configuração comuns a todos os
experimentos regionais realizados e seguidamente as características específicas de cada
um deles. Por último, são apresentados os aspectos de configuração da simulação global
desenvolvida pelo HYCOM Consortium.
3.2.1. Aspectos comuns a todas as simulações regionais.
Para todos os experimentos regionais a grade horizontal foi gerada em projeção
Mercator centrada no equador, sendo o tamanho da grade em graus, constante na
direção longitudinal e variável na direção latitudinal (com o cosseno da latitude). Como
a região de interesse do presente estudo compreende as camadas superiores do oceano, a
discretização vertical adotada foi de 21 camadas de densidade sigma theta (σ
θ
). Na
Tabela 1 são listadas as densidades de referência adotadas para as 21 camadas (coluna
2). Também na Tabela 1 (coluna 3) são detalhadas as massas de água representadas por
essas camadas: Água Tropical (AT), Água Central do Atlântico Sul (ACAS), Água
Intermediária Antártica (AIA), Água profunda do Atlântico Norte Superior (APANS) e
Água profunda do Atlântico Norte Média (APANM) e os limites termohalinos de cada
massa de água (coluna 6). Esta classificação realizou-se em função dos limites
termohalinos e/ou de densidade apresentados na literatura (SVERDRUP et al., 1942;
TSUCHIYA et al., 1994; STRAMMA e ENGLAND, 1999; MEMERY et al., 2000;
SCHMID et al., 2000; SILVA, 2006). Das 21 camadas, as 18 primeiras foram
consideradas híbridas (permitindo que as mesmas mudassem de isopicnais para
coordenadas z ao longo das simulações), as restantes foram consideradas camadas
puramente isopicnais. Como se pode observar na Tabela 1, a função das primeiras 8
camadas é permitir uma adequada discretização da camada de mistura. Na Figura 8
apresenta-se a configuração das camadas σ
θ
para a seção meridional de densidade a
25°W correspondente ao mês de janeiro da climatologia do WOCE, utilizado como
condição inicial dos experimentos de 1 grau de resolução espacial.
24
Tabela 1 - Discretização vertical em camadas σ
θ
adotada. Na coluna 3 apresentam-se as massas de água
melhor representadas por essas camadas (Água Tropical -AT-, Água Central do Atlântico Sul -ACAS-,
Água Intermediária Antártica -AIA-, Água profunda do Atlântico Norte Superior -APANS-, Água
profunda do Atlântico Norte Média –APANM). Os índices termohalinos dessas massas de água
correspondem a sua área de geração segundo a literatura.
Camada
σ
θ
Massas de água Circulação termohalina
Índices
termohalinos:
1 19,50
2 20,25
3 21,00
4 21,75
5 22,50
6 23,25
7 24,00
8 24,70
Camadas utilizadas para
melhor discretizar a
camada de mistura
9 25,28
AT ou Água de Máxima
Salinidade (MAS)
T > 20°C
S > 36,40
10 25,70
11 26,18
12 26,52
Camada
Superior
13 26,80
ACAS
6°C < T< 20°C
34,60 < S < 36,40
14 27,03
15 27,22
16 27,38
AIA
Camada
Intermediária
Ramo
quente
3°C < T< 6°C
34,20 < S < 34,60
17 27,52
18 27,64
APANS
19 27,74
Camada
Profunda
20 27,82
21 27,88
APANM
Camada de
Fundo
Ramo
Frio
3°C < T< 4°C
34,6 < S < 35
Figura 8 – Configuração das camadas σ
θ
(linhas pretas) para a seção meridional de densidade a 25°W até
5000m (painel superior) correspondente ao mês de janeiro utilizado como condição inicial dos
experimentos de 1 grau de resolução espacial. Os primeiros 1000m de profundidade (retângulo vermelho
no painel superior) são detalhados no painel inferior.
25
Quanto às forçantes em superfície, os experimentos foram forçados com fluxos
termodinâmicos, de massa e quantidade de movimento calculados a partir das
climatologias médias mensais do COADs -Comprehensive Ocean Data Set- (COADs,
2007) interpolados para a grade do modelo. Os fluxos de calor turbulento (calor sensível
e latente) e radiativo (radiação de onda longa e onda curta) foram calculados
internamente pelo modelo mediante “bulk formulas”. Foi adicionado também um termo
de relaxamento newtoniano da temperatura em superfície para a climatologia mensal do
WOCE considerando um tempo de restauração
3
de 30 dias. O fluxo de água doce foi
implementado como um fluxo virtual de sal no qual foi considerado unicamente um
termo de relaxamento newtoniano para climatologia de salinidade mensal do WOCE
(World Ocean Circulation Experiment, CONKRIGHT et al., 2002). Assim como no
relaxamento da temperatura em superfície, no relaxamento da salinidade o tempo de
restauração foi de 30 dias. O fluxo de quantidade de movimento foi calculado a partir
das componentes latitudinal e longitudinal da tensão de cisalhamento do vento.
A batimetria utilizada foi interpolada a partir da base TerrainBase
4
(TERRAINBASE, 2007) NOAA/NGDC (National Geophysical Data Cente,). Esta base
possui uma resolução espacial de 5 minutos (~8,5 km a 25°S) e a versão utilizada nos
experimentos regionais pode ser acessada no seguinte endereço eletrônico:
ftp://obelix.rsmas.miami.edu/awall/hycom/tbase_for_hycom.tar.gz. No experimento de
1/16 de grau (~6,3km a 25°S) esta informação foi complementada com a base
batimétrica fornecida por REZENDE (comunicação pessoal) para a região da Bacia de
Santos.
Quanto às misturas vertical e horizontal, adotou-se como parametrização da
mistura vertical o esquema KPP “nonlocal K-profile parameterization” (LARGE et al.,
1994) com os coeficientes apresentados na Tabela B1 do Apêndice B. Esta
parametrização foi adotada com base em HALLIWELL (2004), que simulou
numericamente a circulação no Atlântico Norte considerando diferentes
parametrizações da mistura vertical e observou que as simulações que melhor se
3
Tempo de restauração denominado na literatura em inglês como efolding.
4
TerrainBase é uma base de dados digital contendo uma ampla coleção de modelos de terreno com
resolução espacial variando entre 30” no caso de modelos de grade regional para 5’ a 10’ para os modelos
de grade global. Esta base está sendo atualmente desenvolvida no escopo de um projeto conduzido pelo
National Geophysical Data Center (NGDC) e pelo World Data Centers-A (WDC-A) e possui modelos de
terreno oriundos de várias fontes diferentes como a NOAA/NGDC, NCAR e FNOC, Washington
University, U.S. DMA, USGS, EROS Data Center entre outras.
26
compararam com a climatologia foram aquelas realizadas com os esquemas KPP, GISS
(NASA) e MY (Mellor-Yamada).
A parametrização da mistura horizontal foi calculada internamente pelo modelo,
sendo proporcional ao tamanho da grade (Δx) mediante a formulação de Smagorisky.
Uma expressão do tipo u
d
Δx, onde u
d
é uma velocidade de difusão, é utilizada para
quantificar os coeficientes de viscosidade e difusão turbulenta de quantidade de
movimento, espessura da camada, temperatura e salinidade (BLECK et al., 1992, 2002).
No cálculo destes termos foi usado um operador laplaciano. Para todos os experimentos
configurou-se o HYCOM de modo a advectar e difundir horizontalmente só salinidade e
densidade, sendo a temperatura diagnosticada a partir da equação de estado. Desta
forma, evitou-se o efeito de cabbeling
5
e, portanto, o surgimento de problemas
associados ao algoritmo que calcula a localização das coordenadas verticais híbridas.
Ao longo dos contornos continentais considerou-se uma condição de não deslizamento
(no-slip).
3.2.2. Aspectos particulares das simulações de 1 grau de resolução espacial.
Foram realizados 5 experimentos numéricos em um domínio que abrangeu desde
10°N até 65°S e desde 70°W até 20°E, com uma resolução espacial de 1 grau (Figura 9)
e integrados por um período de 40 anos. Todos os experimentos foram inicializados
com a climatologia mensal de Janeiro do WOCE. Para o cálculo dos termos de
dissipação de quantidade de movimento e difusão de temperatura, salinidade e espessura
das camadas, selecionou-se o operador laplaciano e os valores dos coeficientes foram
adotados com base nos trabalhos de PAIVA (1999) e RIBEIRO (2004). Na Tabela B2
do Apêndice B são detalhados os valores dos coeficientes utilizados. A única diferença
entre os experimentos foi o tipo de CCL adotada em cada um (Tabela 2).
5
Cabbeling é o fenômeno que acontece quando duas parcelas de água de igual densidade, mas diferente
temperatura e salinidade se misturam e dão origem a uma nova parcela de água de densidade maior à das
constituintes.
27
-70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0 10 20
-60
-50
-40
-30
-20
-10
0
10
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Batimetria
500
1000
1500
2000
2500
3000
3500
4000
4500
5000
5500
Figura 9 – Domínio e batimetria correspondente aos experimentos de larga escala. A batimetria em
metros foi interpolada a partir da base TerraBasin.
No Exp1 considerou-se nos 4 contornos (norte, sul, leste e oeste) CCL fechadas,
não sendo, portanto, forçado nenhum tipo de transporte associado à CCA na região sul
do domínio. Desta forma procurou-se avaliar quanto da CCA era formada no interior do
Atlântico Sul.
No Exp2 considerou-se nos 4 contornos um relaxamento newtoniano da
temperatura, salinidade e espessura das camadas para a climatologia do WOCE. Neste
sentido, foram consideradas zonas de transição
6
(ao longo de todos os contornos) onde a
condição de relaxamento newtoniano foi aplicada. A largura das zonas de transição foi
de 3°, o tempo de restauração decresceu linearmente de 30 dias no limite interno da
zona de transição para 5 dias no limite externo. Com a implementação deste
relaxamento procurou-se levar em consideração a componente baroclínica de
velocidades da CCA nos contornos leste e oeste.
Nos Exps 3, 4 e 5 manteve-se, para todos os contornos, o mesmo relaxamento
newtoniano que no experimento anterior, sendo adicionada nos contornos leste (no sul
da África) e oeste (Estreito de Drake) uma condição de contorno aberta para a
componente barotrópica de velocidades. Com este fim adicionou-se nesses contornos
um transporte barotrópico total de 110Sv (valor selecionado com base nas estimativas
de transporte apresentadas em PETERSON e STRAMMA, 1991).
6
Na presente tese utiliza-se a expressão “zonas de transição” fazendo referencia às denominadas zonas
buffer na literatura inglesa.
28
Ao sul da África assumiu-se uma distribuição espacial do transporte barotrópico,
constante no tempo, formada por dois ramos, um com 120Sv saindo do domínio e outro
com 10Sv ingressando pela parte norte da seção (próximo à costa da África). O valor de
10Sv entrando no domínio leva em consideração a contribuição da Corrente das
Agulhas ao Atlântico Sul (GORDON, 1985).
Quanto ao contorno oeste, MATANO (1993) mostrou numericamente que
mudanças na distribuição espacial do transporte no Estreito de Drake afetam o
transporte da Corrente das Malvinas (CM), e por conseqüência, a localização da
Confluência Brasil-Malvinas (CBM) e o padrão de circulação geral no Atlântico.
Visando mensurar o efeito da distribuição espacial do transporte, foram testadas três
diferentes distribuições espaciais de transporte barotrópico no Estreito de Drake (Tabela
2), todas elas constantes ao longo do intervalo de simulação.
No Exp3 implementou-se uma distribuição homogênea ao longo da seção (Figura
10a). Por sua vez, nos Exps 4 e 5 foram testadas duas distribuições de transporte
variáveis ao longo da seção (Figura 10b e c respectivamente). No Exp4 adotou-se uma
distribuição espacial com base em WHITWORTH e PETERSON (1985). Esta
distribuição é caracterizada por um único pico localizado na região norte da seção
(Figura 10b). No Exp5 utilizou-se uma distribuição espacial calculada a partir de 140
anos de uma simulação global, de 1 grau de resolução horizontal e 50 níveis verticais,
realizada pelo Geophysical Fluid Dynamics Laboratory (GFDL) com o CM2.0 que é
um modelo global acoplado oceano-atmosfera (DELWORTH et al., 2006;
GNANADESIKAN et al., 2006). Os resultados mensais correspondentes a esta
simulação estão disponíveis no seguinte endereço eletrônico:
http://nomads.gfdl.noaa.gov/CM2.X/
. Neste caso a distribuição do transporte apresenta
dois picos principais localizados em ~59°S e 63°S.
29
Tabela 2 - Características dos experimentos simulados
Nome
Distribuição espacial do
transporte barotrópico
no Estreito de Drake
Tipo de Condição de Contorno Lateral (CCL) adotada
Exp1
Sem transporte
barotrópico
CCL fechadas sem relaxamento nos 4 contornos
Exp2
Sem transporte
barotrópico
CCL com relaxamento newtoniano da temperatura, salinidade e espessura das
camadas para a climatologia do WOCE nos 4 contornos.
Exp3
Homogênea na seção
leste (Figura 10a)
Exp4
Não homogênea na
seção leste (Figura 10b)
Exp5
Não homogênea na
seção leste (Figura 10c)
No contorno leste: CCL aberta (BLECK et al., 2002) com um fluxo constante
no tempo para a componente barotrópica de velocidades e diferentes
distribuições espaciais do transporte barotrópico de 110Sv (1Sv=106 m3/s). No
contorno oeste: CCL aberta com um fluxo constante no tempo para a
componente barotrópica de velocidades de 120Sv saindo do domínio e 10Sv
entrando ao sul da África, representativa do transporte das agulhas (GORDON,
1985). Nos contornos norte e sul: CCL fechadas de fluxo barotrópico. Para os
4 contornos considerou-se relaxamento newtoniano da temperatura, salinidade e
espessura das camadas para a climatologia do WOCE.
-66
-65
-64
-63
-62
-61
-60
-59
-58
-57
02468101214
Exp3
-66
-65
-64
-63
-62
-61
-60
-59
-58
-57
02468101214
Exp4
-66
-65
-64
-63
-62
-61
-60
-59
-58
-57
0.00 2.00 4.00 6.00 8.00 10.00 12.00 14.00
Exp5
Figura 10 - Distribuição espacial do transporte barotrópico no Estreito de Drake. (a) Distribuição
homogênea ao longo da seção implementada no Exp3. (b) Distribuição espacial variável ao longo da
seção, com base em WHITWORTH e PETERSON (1985) implementada no Exp4. (c) Distribuição
espacial variável ao longo da seção implementada no Exp5; foi calculada a partir de 140 anos de uma
simulação global com um modelo acoplado oceano-atmosfera (DELWORTH et al., 2006;
GNANADESIKAN et al., 2006) realizada pelo GFDL.
30
3.2.3. Aspectos particulares da simulação de 1/4 de grau de resolução espacial.
O experimento de 1/4 de grau (Exp6) teve por objetivo principal fornecer uma
transição suave na passagem de informação entre o modelo em baixa resolução espacial,
que melhor representou a circulação no Atlântico Sul, e o de alta resolução espacial
(experimento de 1/16 grau). Vale lembrar que quando existe uma mudança brusca de
resolução espacial entre dois experimentos consecutivos, isto pode acarretar erros na
passagem de informação nos contornos.
O domínio do Exp6 se estendeu desde 14,8°S até 37,9°S e desde 28°S até 54°W
(Figura 11). Visando avaliar o nível de confiabilidade desta passagem nos contornos e
seu impacto no padrão de circulação na região de interesse, no Exp6 foi mantida a
configuração geral adotada nos experimentos de larga escala, diferenciando-se este
experimento dos anteriores unicamente no domínio simulado e na resolução espacial
utilizada. A batimetria (Figura 11) e as forçantes em superfície foram interpoladas para
a nova grade do modelo a partir da base TerrainBase da NOAA/NGDC e da base
COADs, respectivamente.
-54 -52 -50 -48 -46 -44 -42 -40 -38 -36 -34 -32 -30 -28
-38
-36
-34
-32
-30
-28
-26
-24
-22
-20
-18
-16
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Batimetria
500
1000
1500
2000
2500
3000
3500
4000
4500
5000
5500
Figura 11 – Domínio e batimetria correspondente ao experimento de 1/4 grau. A batimetria em metros foi
interpolada a partir da base TerraBasin.
Para inicializar o Exp6 e forçar-lo nos contornos laterais (CCL abertas, Apêndice
A) utilizaram-se os últimos 8 anos de simulação do Exp4, experimento selecionado
como o mais representativo da circulação no Atlântico Sul.
Na implementação das CCL, como no caso do relaxamento newtoniano,
utilizaram-se zonas de transição entre a informação imposta no contorno e a gerada no
interior do domínio. Estas zonas abrangeram 9 pontos de grade (2° para os contornos
31
leste e oeste, 2,1° para o contorno norte e 1,6° para o contorno sul). O tempo de
restauração utilizado, nas zonas de transição, decresceu linearmente de 30 dias no limite
interno para 5 dias no limite externo nos contornos sul, leste e oeste e de 30 dias no
limite interno para 0.1 dias no limite externo no contorno norte. Com isto buscou-se
forçar mais intensamente a corrente entrante no contorno norte e ter uma maior
liberdade nos contornos restantes.
3.2.4. Aspectos particulares da simulação de 1/16 grau de resolução espacial
O experimento de 1/16 de grau de resolução horizontal (Exp7) foi simulado num
domínio que se entendeu latitudinalmente desde 19,1°S até 31,9°S e longitudinalmente
desde 51,5°W até 34,0°W (Figura 12).
-52 -51 -50 -49 -48 -47 -46 -45 -44 -43 -42 -41 -40 -39 -38 -37 -36 -35 -34
-32
-31
-30
-29
-28
-27
-26
-25
-24
-23
-22
-21
-20
-19
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Batimetria
500
1000
1500
2000
2500
3000
3500
4000
4500
5000
5500
Figura 12 – Domínio e batimetria correspondente ao experimento de 1/4 grau. A batimetria em metros foi
interpolada a partir da base TerraBasin.
O período total de integração destes experimentos foi de ~2,5 anos, sendo
inicializado a partir do mês de agosto do sexto ano de simulação do Exp6, período onde
a CB apresentou-se aproximadamente retilínea no Exp6 (ver Capítulo 5). As CCL
utilizadas para forçar o Exp7 foram obtidas a partir dos resultados do Exp6 interpoladas
para os pontos do contorno dos experimentos em alta resolução. Vale lembrar que a
diferença entre o experimento Exp7 e o Exp6, além da resolução espacial e o tamanho
do domínio, foi o valor dos coeficientes utilizados no cálculo dos termos de dissipação
de quantidade de movimento e difusão de escalares (Tabela B2 do Apêndice B).
Conseqüentemente, a pressão de referência, a discretização vertical em camadas, a
32
parametrização de mistura vertical, as condições de não deslizamento (no-slip) ao longo
dos contornos continentais, etc., são os mesmos dos experimentos anteriores. As zonas
de transição estiveram constituídas por 10 pontos de grade, onde a escala do tempo de
restauração variou para os contornos sul e leste de 30 dias no limite interno a 2 dias no
externo e no contorno norte de 30 a 0,1 dias respectivamente. A batimetria foi obtida a
partir da base batimétrica fornecida por Rezende (comunicação pessoal) e completada
nos locais sem informação com dados da base TerrainBase da NOAA/NGDC (Figura
12).
3.2.5. Aspectos particulares da simulação global de 1/12 grau de resolução espacial.
O domínio desta simulação abrangeu latitudinalmente desde 78°S até 9°N e
longitudinalmente o globo todo, englobando 4500 pontos de grade na longitude e 3298
na latitude (total de pontos de grade na horizontal = 14841000). A grade horizontal
utilizada foi uma combinação de uma grade gerada em projeção Mercator no intervalo
de latitudes entre 78°S e 47°N e uma grade bipolar (denominada Arctic dipole patch)
utilizada acima de 47°N. Esta combinação permitiu eliminar a singularidade no pólo
Ártico (METZGER et al., 2006). A discretização vertical adotada foi de 32 camadas de
densidade sigma 2 (σ
2
) todas elas híbridas, das quais 14 foram configuradas para usar
coordenadas sigma (Tabela 3). A batimetria foi obtida da base de dados NRL DBDB2
(HYCOM, 2007). Como no caso dos experimentos regionais, o experimento global foi
configurado de modo a advectar e difundir horizontalmente só salinidade e densidade,
sendo a temperatura diagnosticada a partir da equação de estado. A simulação também
levou em consideração o modelo de produção de gelo implementado no HYCOM
(BLECK, 2002).
Quanto às parametrizações da mistura horizontal e vertical, a primeira foi
calculada mediante a formulação de Smagorisky considerando tanto o operador
laplaciano quanto o bi-harmônico (disponíveis no modelo) para o cálculo dos termos de
dissipação de quantidade de movimento e difusão de escalares (Tabela B2 - Apêndice
B). Por sua vez, para a mistura vertical selecionou-se a parametrização GISS que é um
esquema de fechamento da turbulência de segunda ordem (NASA Goddard Institute for
Space Studies GISS; CANUTO et al., 2001; 2002).
A simulação foi inicializada com dados correspondentes ao mês de Janeiro da
climatologia do GDEM3 (Generalized Digital Environment Model version 3.0)
produzida pela NAVOCEANO (Naval Oceanography Office), que fornece uma
33
climatologia mensal. Em superfície, foi forçada com fluxos termodinâmicos, de massa e
quantidade de movimento, calculados a partir de dados pertencentes ao NOGAPS (Navy
Operational Global Atmospheric Prediction System, HYCOM, 2007). Foram
implementados relaxamentos tanto da temperatura quanto da salinidade na superfície do
mar; para a salinidade utilizaram-se dados da climatologia PHC3.0
7
do Polar Science
Center Hydrographic Climatology e para a temperatura dados atmosféricos.
Tabela 3 - Discretização vertical em camadas σ
2
adotada na simulação global. Na coluna 3 apresentam-se
as massas de água melhor representadas por essas camadas (Água Tropical -AT-, Água Central do
Atlântico Sul -ACAS-, Água Intermediária Antártica -AIA-, Água profunda do Atlântico Norte Superior -
APANS-, Água profunda do Atlântico Norte Média –APANM).
Camada
σ
2
Massas de água Índices termohalinos:
1 28,10
2 28,90
3 29,70
4 30,50
5 30,95
6 31,50
7 32,05
Camadas utilizadas para
melhor discretizar a
camada de mistura
8 32,60
9 33,15
10 33,70
AT ou Água de
Máxima Salinidade
(MAS)
T > 20°C
S > 36,40
11 34,25
12 34,75
13 35,15
14 35,50
15 35,80
ACAS
6°C < T< 20°C
34,60 < S < 36,40
16 36,04
17 36,20
18 36,38
19 36,52
20 36,62
AIA
3°C < T< 6°C 34,20 < S <
34,60
21 36,70
22 36,77
APANS
23 36,83
24 36,89
25 36,97
APANM
3°C < T< 4°C
34,6 < S < 35
26 37,02
27 37,06
28 37,10
29 37,17
30 37,30
31 37,42
32 37,48
AFA
7
PHC3.0 é uma climatologia que junta dados de várias fontes. Esta climatologia fornece dados globais de
temperatura e salinidade com resolução especial de 1 x 1 grau e resolução vertical coincidente com o
Atlas WOA (World Ocean Atlas) do National Oceanographic Data Center's (NODC) fornecendo dados
até 5500m de profundidade. (http://odv.awi.de/fileadmin/user_upload/odv/data/PHC/Summary05.html).
34
CAPÍTULO 4 – CIRCULAÇÃO NO ATLÂNTICO SUL
Neste capítulo, são apresentados e analisados os resultados das simulações em
baixa resolução (1 grau de resolução espacial, Figura 9) realizadas levando-se em
consideração diferentes CCL. A avaliação da representatividade do padrão de circulação
do Atlântico Sul obtido em cada experimento realizou-se a partir dos seguintes estudos:
a) estudo comparativo da evolução temporal das variáveis médias no domínio
(temperatura potencial -Τ−, salinidade –S-, energia cinética –EC-) calculadas para
cada experimento;
b) estudo do padrão de correntes no Atlântico focando na localização da Confluência
Brasil-Malvinas (CBM) obtida em cada experimento;
c) estudo da distribuição espacial das massas de água existentes no Atlântico Sul nos
primeiros 1500m (AT, ACAS e AIA) para uma situação média (calculada a partir
dos 5 últimos anos de simulação) e
d) cálculo, para cada experimento, do transporte da CCA, Corrente das Malvinas
(CM), CB e correntes intermediárias associadas ao fluxo da AIA. Isto realizou-se
para a mesma situação média descrita no ponto c.
4.1. Evolução temporal das variáveis médias no domínio
A evolução temporal das variáveis médias no domínio Τ, S, EC e do diagrama TS
(Figura
13a, b, c, d respectivamente) mostraram que independentemente das CCL
adotadas, após 30 anos de integração o cenário simulado em cada um dos experimentos
apresentou-se estável ainda que para condições de temperatura e salinidade diferentes
(Figura
13a e b).
No Exp1, com CCL fechadas, o domínio esteve em média nos últimos 10 anos de
simulação aproximadamente 0,1°C mais frio que nos experimentos com CCL abertas
para a componente barotrópica de velocidades (Exps 3, 4 e 5). Quanto à salinidade, o
Exp1 mostrou um decrescimento contínuo da mesma ao longo da simulação,
apresentando os menores valores atingidos em todas as simulações (Figura 13b). Este
processo de dessalinização do domínio ao longo do tempo pode estar associado à
transformação de volumes de água pertencentes tanto à AIA superior (camada 14)
quanto à APAN (principalmente camadas 19 e 20) em águas menos salinas
correspondentes ao núcleo da AIA (camada 16). Isto pode ser observado na Figura 14a,
35
onde se apresenta a variação temporal da espessura média no domínio das camadas
intermediárias e profundas. Em relação à EC, observou-se uma queda contínua de seu
valor médio ao longo dos primeiros 25 anos (Figura 13c), estabilizando após esse
período em ~1000 J/m
2
, que é aproximadamente metade do valor obtido nos demais
experimentos.
No Exp2, onde foi adicionada uma CCL de relaxamento newtoniano do campo de
massa para a climatologia, observou-se um incremento na salinidade (Figura 13 b) e
uma diminuição ainda maior da temperatura (Figura 13 a). Esta tendência ao
resfriamento e à salinização do domínio ao longo da simulação no Exp2 pode ser
explicada pela passagem de volumes de água da camada 20, mais quente e menos salina
para a camada 21, mais fria e salina (Figura 14b). Por sua parte a EC (Figura 13 c)
apresentou uma diminuição do tempo de estabilização (~15 anos) e um aumento no
valor de estabilização (~1800 J/m
2
).
Nos experimentos com CCL abertas para a componente barotrópica de
velocidades nos contornos leste e oeste (Exp3, Exp4 e Exp5) o comportamento da
temperatura, da salinidade e da EC ao longo do tempo não apresentou diferenças
significativas entre os experimentos. A salinidade estabilizou em 34,78 (Figura 13b),
valor inferior ao do Exp2 e a temperatura em ~3,45°C (Figura 13a), mas com uma leve
tendência positiva. A EC estabilizou em ~2000 J/m
2
(Figura 13c), valor este da ordem
dos estimados por PAIVA (1999) e RIBEIRO (2004) em simulações de 1 grau de
resolução para o Atlântico Norte e Atlântico Sul, respectivamente.
Quanto ao diagrama TS médio, pôde-se observar que enquanto os experimentos
Exp1 e Exp2 se afastaram de seu valor inicial de densidade médio, nos experimentos
que levaram em consideração a CCA na Passagem de Drake o equilíbrio aconteceu para
valores próximos da condição inicial (Figura
13d). Observou-se que em um domínio
fechado, como é o caso do Exp1, a dinâmica interna não conseguiu preservar a estrutura
de massas de água imposta como condição inicial; no equilíbrio, o oceano apresentou
uma densidade média menor. Isto também aconteceu no Exp2, onde os contornos são
relaxados para a climatologia; no equilíbrio, o oceano apresentou uma densidade média
maior que a imposta como condição inicial. Com a adição de um fluxo barotrópico, foi
possível preservar a estrutura de massas de água imposta como condição inicial; com
isto, as temperaturas e salinidades médias no equilíbrio foram próximas àquelas da
condição inicial de simulação (Figura
13d).
36
Figura 13 - Variação temporal de parâmetros médios no domínio: (a) Temperatura potencial, (b)
Salinidade, (c) Energia Cinética e (d) TS.
0 5 10 15 20 25 30 35 40
-100
-80
-60
-40
-20
0
20
40
60
80
100
tempo [anos]
Anomalia da espessura das camadas [m]
Variação temporal da anomalia da espessura das camadas - Exp1
C14 - Em = 114.2m
C15 - Em = 179.1m
C16 - Em = 292.0m
C17 - Em = 227.9m
C18 - Em = 239.6m
C19 - Em = 524.9m
C20 - Em = 1517.1m
C21 - Em = 583.2m
0 5 10 15 20 25 30 35 40
-300
-250
-200
-150
-100
-50
0
50
100
150
tempo [anos]
Anomalia da espessura das camadas [m]
Variação temporal da anomalia da espessura das camadas - Exp2
C14 - Em =126.1m
C15 - Em =187.5m
C16 - Em =198.3m
C17 - Em =182m
C18 - Em =228.7m
C19 - Em =394.8m
C20 - Em =1477m
C21 - Em =885.7m
Figura 14 - Variação temporal da anomalia da espessura média no domínio das camadas correspondentes
a AIA e a APAN (camadas 14 a 21) para os experimentos Exp1 (a) e Exp2 (b). Na legenda apresentam-se
os valores médios da espessura de cada camada (Em).
0 10 20 30 40
3.3
3.35
3.4
3.45
3.5
3.55
3.6
Tempo [anos]
Temperatura Média [°C]
Variação temporal da Temperatura Média no domínio
Exp1
Exp2
Exp3
Exp4
Exp5
0 10 20 30 40
34.75
34.76
34.77
34.78
34.79
34.8
34.81
Tempo [anos]
Salinidade Média
Variação temporal da Salinidade Média no domínio
Exp1
Exp2
Exp3
Exp4
Exp5
0 10 20 30 40
500
1000
1500
2000
2500
3000
3500
Tempo [anos]
ECM [J/m2]
Variação temporal da Energia Cinêtica Média no domínio
Exp1
Exp2
Exp3
Exp4
Exp5
34.75 34.76 34.77 34.78 34.79 34.8
3.3
3.35
3.4
3.45
3.5
3.55
3.6
2
7
.
6
4
2
7
.
6
5
2
7
.
6
5
2
7
.
6
6
2
7
.
6
6
2
7
.
6
7
2
7
.
6
7
2
7
.
6
8
2
7
.
6
9
Salinidade Média
Temperatura Média [°C]
TS Médio
Exp1
Exp2
Exp3
Exp4
Exp5
a
b
d
c
b a
37
4.2. Estudo dos padrões de correntes simulados e localização da
Confluência Brasil - Malvinas
Neste item avaliou-se a representatividade do padrão de correntes superficiais no
Atlântico Sul (principalmente em relação à localização da Confluência Brasil –
Malvinas) obtido para cada tipo de CCL. O estudo realizou-se a partir da comparação de
mapas de altura do nível do mar e correntes médias em superfície (Figura 15, Figura 16
e Figura 17).
Todos os experimentos reproduziram o giro subtropical do Atlântico Sul, o
mesmo não ocorrendo com a circulação em altas latitudes (acima de 50°S). Em relação
à Corrente das Malvinas (CM), só foi possível representá-la adequadamente nos
experimentos que consideraram CCL aberta. No Exp1 simulou-se uma CM muito fraca,
com velocidades em superfície médias máximas de ~0,10m/s a 50°S, e quase inexistente
a 46°S. Quando incorporado o relaxamento lateral para a climatologia (Exp2), nas
seções antes mencionadas, no lugar da CM indo para norte apresentou-se uma extensão
da CB indo para sul (Figura 16a). Por sua parte nos Exps 3, 4 e 5 obteve-se uma CM
bem estruturada com velocidades em superfície médias máximas de 0,30m/s em 46°S
(Figura 17a e b).
Quanto à CB, devido à baixa resolução dos experimentos, a mesma apresentou-se
sempre como uma corrente larga, com seu limite mais externo localizado fora da região
do talude (em profundidades maiores a 2000m). A CB simulada com CCL fechadas ou
relaxadas para a climatologia (Exp1, Figura 15, e Exp2, Figura 16) apresentou-se mais
intensa que a simulada com contornos abertos (Figura 17). Nos experimentos Exp1 e
Exp2 a velocidade máxima meridional, nas diferentes seções analisadas, variou entre
0.65 e 0.8 m/s para o Exp1 e entre 0,4 e 0,8 m/s para o Exp2. Estes valores
superestimaram em ~60% os valores de velocidade máxima meridional calculados nos
experimentos com CCL abertas (velocidades entre 0,35 e 0,5 m/s), os que por sua vez
foram da ordem dos estimados por CANDELLA (2007) com um modelo global
acoplado com resolução espacial de 1 grau.
Quando comparadas com as estimativas de velocidades máximas da CB
apresentadas na literatura (estimativas em sua maioria obtidas a partir de cálculos
geostróficos, Tabela 4), observou-se que as velocidades máximas meridionais
calculadas em todos os experimentos na região acima de 24°S foram da ordem das
apresentadas na literatura.
38
Na região entre 20°S e 24°S, para diferentes épocas do ano (Tabela 4), os valores
de velocidade máxima calculados por geostrofia variaram entre 0,2m/s e 0,7m/s. Na
seção a 23°S, EVANS e SIGNORINI (1985) mediram com perfilador Pegasus
velocidades para SW variando entre 0.5m/s e 0.7m/s (Tabela 4). Na mesma região, para
os experimentos com CCL aberta para a componente barotrópica de velocidades (Exps
3, 4 e 5), as velocidades máximas foram da ordem de 0,40m/s.
Na região entre 25°S e 32°S as velocidades máximas tanto geostróficas quanto
medidas foram sempre maiores a 0,7 m/s (variando entre 0.7m/s e 1.0m/s, Tabela 4).
DE ARRUDA SOUZA (2000) descreve em 25°S, a partir de dados de correntômetro,
uma CB intensa com as velocidades nos primeiros 150m da ordem de 1 m/s. FISHER
(1964, apud SILVEIRA et al., 2000) estimou, em 28°S, velocidades máximas de
0,70m/s. Nesta região todos os experimentos simulados subestimaram os valores de
literatura. Nos experimentos com CCL abertas para a componente barotrópica de
velocidades, as velocidades máximas variaram entre 0,20 e 0,35m/s.
Por último, observou-se que a separação da CB e consequentemente a localização
da confluência foi fortemente afetada pelo tipo de CCL adotada. No Exp1, ambas
aconteceram ao sul de 40°S (entre 42 e 43°S, Figura 15a e b). A implementação do
relaxamento newtoniano para a climatologia, nos contornos laterais, determinou uma
intensificação da CB e um deslocamento para altas latitudes da separação da CB da
costa (entre 45 e 48°S, Figura 16a e b). Ao considerar CCL abertas, a intensidade da CB
diminuiu obtendo-se assim uma separação da costa entre 35 e 38°S (Figura 17a e b),
valores estes condizentes com os apresentados na literatura.
Em relação ao padrão de correntes na região de interesse, nos primeiros 1500m de
profundidade (Figura 17 e Figura 18), a configuração mista do sistema CB - Corrente de
Contorno Oeste Intermediária (CCOI), onde a CB circula no sentido das altas latitudes e
a CCOI no sentido do Equador acima de 25°S (BOEBEL et al., 1999a; SILVEIRA et
al., 2000) só foi possível de ser reproduzida nos experimentos com CCL abertas.
39
Tabela 4 – Estimativas de transporte e velocidade máxima da CB, entre 10° e 31°S. Modificada de
SILVEIRA et al. (2000) e atualizada pela autora.
Latitude
(S)
Profundidade
de referência
(m)
Transporte
de volume
(Sv)
Velocidade
máxima (m/s)
Período de
medição
Referência bibliográfica
9° - 13° 390 - 510 4,1 0,31 Setembro 1926 STRAMMA et al. (1990)
15° 470 - 530 6,0 0,16 Fevereiro 1975 STRAMMA et al. (1990)
19° 500 6,5 0,72 Setembro a
Outubro 1967
MIRANDA e CASTRO
(1981)
19° 500 5,3 0,50 Abril 1982 EVANS et al. (1983)
19° 25’ 470 - 640 5,7 0,19 Junho 1970 STRAMMA et al. (1990)
20° 3’ 590 – 630 1,6 0,24 Janeiro 1975 STRAMMA et al. (1990)
20° 28’ 500/1000 3.8/6.8 0,52 Abril 1982 EVANS et al. (1983)
21° 40’ 500 4,4 0,61 Abril 1982 EVANS et al. (1983)
22° 500 – 1300 5,2 0,19 Julho SIGNORINI (1978)
22° Correntômetro
5.5±2.6
1
Fevereiro 1994 a
Maio 1995
LIMA(1997)
22° Correntômetro
2.6±1.2
2
LIMA(1997)
23° 500 – 1300 4,4 0,52 Julho SIGNORINI (1978)
23° 550 2,2 / 2,7 0,49 Julho 1968 MIRANDA e CASTRO
(1979)
23° Pegasus 11
3
0,50 Abril 1982 ou
1983
EVANS e SIGNORINI
(1985)
23° Pegasus 6 0,70 Outubro 1983 GALFIELD (1990)
23° 600 / 1300 10,1 / 10,9 - Fevereiro 1983 STRAMMA (1989)
23° 30’ 500 – 1300 8 0,75 Julho SIGNORINI (1978)
24° 1300 7,5 0,25 FISHER (1964)
24° 500 – 1300 14 0,62 Julho SIGNORINI (1978)
24° 500 / 1000 4,1 / 7,8 0,31 Abril 1982 EVANS et al. (1983)
24° 600 / 1300 9,6 / 10,1 - Novembro 1972 STRAMMA (1989)
24° Correntômetro 1,3
4
- ~1992 - 23
meses de
medição
MÜLLER et al. (1998)
24° 30’ 500 – 1300 13,2 0,68 Julho SIGNORINI (1978)
25° 750 7,3 0,70 Janeiro 1991 CAMPOS et al. (1995)
25° - 25° 30’ Correntôgrafo 2 ± 1 Sv 1,00 Dezembro 1992
a Maio 1994
DE ARRUDA SOUZA
(2000)
28° Correntômetro 17.6
5
- ~1992 - 23
meses de
medição
MÜLLER et al. (1998)
28° - 30° 1550 – 1600 11,4 0,70 FISHER (1964)
31° Pegasus 18 0,80 Abril 1983 GARFIELD (1990)
32° 1000 13 Abril 1982 EVANS et al. (1983)
1
Trasnpote da ACAS.
2
Transporte da AIA.
3
Dos 11Sv, 6Sv correspondem à região funda com profundidades maiores a 200m e os 5Sv restantes a
região rasa (profundidades menores a 200m).
4
Este transporte corresponde a AIA unicamente.
5
Este transporte corresponde a ACAS + AIA.
40
−70 −60 −50 −40 −30 −20 −10 0 10 20
−65
−60
−55
−50
−45
−40
−35
−30
−25
−20
−15
30 cm/s
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Padrão de velocidades médias superficiais Exp1
Figura 15 - Localização da Confluência Brasil Malvinas e da CB, CM e CCA a partir de mapas de
variação espacial da altura do nível do mar em centímetros (a) e do padrão de correntes médias em
superfície (b) correspondentes ao Exp1 com CCL fechadas. Na figura (a) o intervalo de plotagem é 5cm.
Na figura (b) as isóbatas de 200, 1000 e 2000m são plotadas.
CB
Separação da costa
entre 42 a 43°S
CM (?)
CCA
Um jato só
a 10W
CM (?)
CB
Separação da costa
entre 42 a 43°S
b
a
41
−70 −60 −50 −40 −30 −20 −10 0 10 20
−65
−60
−55
−50
−45
−40
−35
−30
−25
−20
−15
30 cm/s
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Padrão de velocidades médias superficiais Exp2
Figura 16 - Localização da Confluência Brasil Malvinas e da CB, CM e CCA a partir de mapas de
variação espacial da altura do nível do mar em centímetros (a) e do padrão de correntes médias em
superfície (b) correspondentes ao Exp2 com CCL de relaxamento do campo de massa para a climatologia.
Na figura (a) o intervalo de plotagem é 5cm. Na figura (b) as isóbatas de 200, 1000 e 2000m são plotadas.
CM (?)
CCA
Um jato só a 10W
CM (?)
CB
Separação da costa
entre 45 a 48°S
CB
Separação da costa
entre 45 a 48°S
b
a
42
−70 −60 −50 −40 −30 −20 −10 0 10 20
−65
−60
−55
−50
−45
−40
−35
−30
−25
−20
−15
30 cm/s
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Padrão de velocidades médias superficiais Exp4
Figura 17 - Localização da Confluência Brasil Malvinas e da CB, CM e CCA a partir de mapas de
variação espacial da altura do nível do mar em centímetros (a) e do padrão de correntes médias em
superfície (b) correspondentes ao Exp4 representativo dos experimentos com CCL abertas. Na figura (a) o
intervalo de plotagem é 5cm. Na figura (b) as isóbatas de 200, 1000 e 2000m são plotadas.
CB
Separação da costa
entre 35 a 38°S
CM
CCA
Formação de dois
j
atos a 10W
CM
CB
Separação da costa
entre 35 a 38°S
b
a
43
Figura 18 – Padrão de correstes correspondente à camada 15 representativo da AIA. (a) Exp1. (b) Exp2 e
(c) Exp4. Nas figuras aparecem em cinza as isóbatas de 200, 1000 e 2000m. Os círculos indicam a
localização da Corrente de Contorno Oeste Intermediária segundo BOEBEL et al. (1999a).
4.3. Distribuição espacial das massas de água no Atlântico Sul nos
primeiros 1500m de profundidade
Para avaliar a representatividade de cada experimento em relação à distribuição
espacial das massas de água existentes no Atlântico Sul, nos primeiros 1500m (AT,
ACAS e AIA), realizou-se um estudo comparativo dos diferentes cenários simulados
considerando-se uma situação média temporal (média dos 5 últimos anos de simulação).
Neste estudo são apresentados apenas os resultados dos experimentos Exp1, 2 e 4, uma
vez que este último experimento é representativo de todos os experimentos com CCL
abertas (Exp3 e 5). Isto se deve ao fato de que não foram observadas diferenças
significativas no padrão de massas de água associadas as mudanças na distribuição
espacial do transporte no Estreito de Drake.
Quando comparados os campos de temperatura e salinidade em superfície
simulados nos diferentes experimentos (Figura 19) com os apresentados nas Figuras 6a
e 6b de REID (1989), observa-se que, independentemente da CCL assumida, a
distribuição espacial das isotermas e isohalinas na região do giro subtropical é bem
-50 -45 -40 -35 -30 -25
-32
-30
-28
-26
-24
-22
-20
20 cm/s
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Padrão médio anual de velocidades da AIA - Exp1
-50 -45 -40 -35 -30 -25
-32
-30
-28
-26
-24
-22
-20
20 cm/s
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Padrão médio anual de velocidades da AIA - Exp2
-50 -45 -40 -35 -30 -25
-32
-30
-28
-26
-24
-22
-20
20 cm/s
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Padrão médio anual de velocidades da AIA - Exp4
b
a
c
44
reproduzida em todos os experimentos simulados (Figura 19a a f). Porém, a região oeste
do Atlântico Sul, abaixo de 40°S, apresentou algumas discrepâncias em relação à
curvatura das isotermas na região da Corrente das Malvinas (CM) e da Confluência
Brasil-Malvinas (círculo vermelho Figura 19e e f). Isto acontece onde a advecção
horizontal associada às intensas correntes é dominante e o campo de temperatura e
salinidade se torna dependente da simulação destas correntes. Portanto, o padrão de
temperatura e salinidade só foi adequadamente simulado quando consideradas CCL
abertas (Exps 3, 4 e 5), ou seja, quando o padrão de correntes foi bem reproduzido.
2
2
2
4
4
4
8
8
8
1
2
1
2
1
2
1
6
1
6
1
6
20
2
0
2
4
2
4
2
6
2
6
2
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Padrão de temperatura Exp1 - TSM
-70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0 10 20
-65
-60
-55
-50
-45
-40
-35
-30
-25
-20
-15
-10
3
4
3
4
34
3
4
3
4
3
4
3
4
3
4
3
5
3
5
35.5
3
5
.
5
3
6
3
6
3
7
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Padrão de salinidade Exp1 - TSM
-70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0 10 20
-65
-60
-55
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-10
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8
8
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2
6
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Padrão de temperatura Exp2 - TSM
-70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0 10 20
-65
-60
-55
-50
-45
-40
-35
-30
-25
-20
-15
-10
3
4
3
4
3
4
3
4
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4
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3
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3
5
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5
3
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.
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3
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3
6
3
7
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Padrão de salinidade Exp2 - TSM
-70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0 10 20
-65
-60
-55
-50
-45
-40
-35
-30
-25
-20
-15
-10
-
1
0
0
0
2
2
2
4
4
4
8
8
8
8
1
2
1
2
1
2
1
6
1
6
2
0
2
0
2
4
2
4
2
6
2
7
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Padrão de temperatura Exp4 - TSM
-70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0 10 20
-65
-60
-55
-50
-45
-40
-35
-30
-25
-20
-15
-10
3
4
3
4
3
4
3
4
3
4
3
4
3
5
3
5
3
5
.
5
3
5
.
5
3
6
3
6
3
6
3
7
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Padrão de salinidade Exp4 - TSM
-70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0 10 20
-65
-60
-55
-50
-45
-40
-35
-30
-25
-20
-15
-10
Figura 19 – Padrões espaciais de temperatura (TSM em °C, lado esquerdo) e salinidade (lado direito) na
superfície do mar para os diferentes experimentos realizados; (a) TSM Exp1, (b) Salinidade Exp1, (c)
TSM Exp2, (d) Salinidade Exp2, (e) TSM Exp4, (f) Salinidade Exp4.
a
b
c d
e f
45
O estudo da distribuição das massas de água no interior do oceano realizou-se a
partir da análise de seções verticais de T e S obtidas em cada experimento. Para ilustrar
esta análise foram selecionadas três seções meridionais localizadas a 40°W, 25°W e a
1°E (Figura 20).
-70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0 10 20
-60
-50
-40
-30
-20
-10
0
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Localização das seções meridionais 40°W, 25°W e 1°E
Figura 20 – Localização das seções utilizadas para ilustrar o padrão de massas de água simulado nos
diferentes experimentos realizados. De esquerda para direita as seções meridionais estão localizadas a
40°W, 25°W e a 1°E.
Segundo a literatura a região de formação da ACAS está localizada na região
oeste do Atlântico Sul, entre a confluência Brasil-Malvinas (CBM), entre 33°S e 38°S
(MATANO, 1993; WAINER et al., 2000) e a Frente Subtropical (FST) em 40°S
(STRAMMA e ENGLAND, 1999). Por sua vez, a região de formação da AIA no
Atlântico Sul abrange a região da Corrente das Malvinas, entre a FST e a Frente
Subantártica (FSA) localizada em 45°S (STRAMMA e ENGLAND, 1999).
Levando em consideração os limites termohalinos da ACAS (20°C a 6°C, para a
temperatura e 36 a 34,6, para a salinidade) e da AIA (6°C a 3°C, para a temperatura e
34,6 a 34,2, para a salinidade) localizou-se, para cada experimento realizado, a região de
formação destas massas de água. Tanto para a salinidade quanto para a temperatura a
localização das áreas de formação da ACAS e AIA, foi bem reproduzida
independentemente das CCL adotadas. A distribuição espacial horizontal e vertical dos
gradientes de salinidade e temperatura mostrou-se dependente da CCL adotada, sendo
mais bem representada quando consideradas CCL abertas para a componente
barotrópica de velocidades. Ainda assim, nenhum experimento simulou corretamente as
frentes em profundidade.
46
Em todos os experimentos realizados, independentemente do tipo de CCL
adotada, a isohalina de 36 (limite superior da ACAS) apresentou-se em 32°S na região
oeste do Atlântico (seções 40°W -Figura 21b, d e f- e 25°W -Figura 22b, d e f-) e em
17°S na região leste (seções 1°E, Figura 23b d e f). Estes valores foram próximos aos
observados nas seções meridionais de salinidade medidas em 25°W (TSUCHIYA et al.,
1994) e em 1°E (SCHMID et al., 2000). No caso da isohalina de 34,6 (limite entre a
ACAS e a AIA) observou-se uma mudança latitudinal de sua posição em superfície em
função da CCL adotada. Na região oeste, nos experimentos com contornos fechados ou
relaxados, a isohalina localizou-se em 45°S (Figura 21b, d; Figura 22b, d). Quando
consideradas CCL abertas para a componente barotrópica de velocidades (Exp4) a
isolinha migrou para 41°S (Figura 21f; Figura 22f). Esta última posição foi coincidente
com a observada na seção meridional de salinidade medida em 25°W apresentada em
TSUCHIYA et al. (1994). Na região leste a isohalina de 34,6 migrou de 39°S no Exp1
para 41°S no Exp2 e para 43°S no Exp4 (Figura 23,b d e f). Neste caso, no experimento
Exp4 a isolinha de 34,6 localizou-se aproximadamente 3° ao sul da posição observada
na seção de salinidade medida em 1°E (SCHMID et al., 2000). Por sua vez, a isohalina
de 34,3 (representativa do núcleo da AIA) localizou-se para todos os experimentos em
~46°S, coincidindo com a localização da FSA proposta na literatura. Esta posição
coincidiu, também, com a posição da isolinha de 34,3 observada nas seções meridionais
em 25°W (TSUCHIYA et al., 1994) e em 1°E (SCHMID et al., 2000).
Quanto à distribuição meridional em profundidade da AIA no Atlântico Sul,
TSUCHIYA et al. (1994) descreve a mesma como uma “língua” de baixa salinidade
localizada aproximadamente a 300m de profundidade na região da FSA (~45°S),
afundando no sentido das baixas latitudes até atingir 900m de profundidade a 30°S, nas
proximidades do centro do giro subtropical e ascendendo novamente a profundidades de
700m no Equador. Nos experimentos realizados com CCL fechadas ou relaxadas (Exps
1 e 2) o núcleo da AIA (isohalina de 34.3) esteve confinado às altas latitudes (maiores
que 45°S) em profundidades de até 700m para o Exp1 (Figura 21b, Figura 22b e Figura
23b) e de até 500 m no Exp2 (Figura 21d, Figura 22d e Figura 23d). Com a adição de
CCL abertas, observou-se um aprofundamento até 800m e um deslocamento do núcleo
da AIA para baixas latitudes, ~33°S nas seções 40°W e 25°W (Figura 21f, Figura 22f) e
~37°S na seção 1°E (Figura 23f). Esta distribuição da AIA é condizente com a
apresentada em TSUCHIYA et al. (1994) para a seção medida em ~25°W, onde a base
da isohalina de 34,3 localizou-se a ~1000m de profundidade e estendeu-se até ~31°S.
47
Por sua vez, na seção apresentada em SCHMID et al. (2000) a base do núcleo da AIA
esteve localizado a ~1100m de profundidade, chegando até 35°S.
Considerando os limites térmicos da ACAS e da AIA, em todos os experimentos
simulados a isoterma de 20°C localizou-se em ~35°S na região oeste (seções 40°W -
Figura 21a, c, e- e 25°W -Figura 22a, c, e-), coincidindo com o observado na seção
meridional de temperaturas medidas em 25°W (TSUCHIYA et al., 1994). Já na região
leste a isoterma de 20°C localizou-se, nos experimentos simulados, em ~31°S na região
leste (seção 1°E -Figura 23a, c, e-) quase 20° ao sul da posição da isoterma na seção
medida em 1°E apresentada em SCHMID et al. (2000), 12°S. Por sua vez nos
experimentos realizados, independente da CCL adotada, a isoterma de 6°C localizou-se
na região da FP (entre 47°S a 49°S). A posição desta isoterma foi condizente com a
observada em TSUCHIYA et al. (1994), onde a isoterma de 6°C localizou-se em 49°S
(seção meridional em 25°W) e em SCHMID et al. (2000), onde a isoterma de 6°C
posicionou-se em 50°S (seção meridional em 1°E). Por sua vez a isoterma de 3°S
simulada localizou-se, em todos os experimentos, um pouco ao sul da FP (~53°S)
posicionando-se aproximadamente 2° ao sul do observado nas seções medidas.
Uma feição observada na seção meridional de temperaturas, medida em 1°E,
apresentada em SCHMID et al., (2000), é a formação de uma termostata entre 15 e
16°C com sua correspondente halostata entre 35,4 e 35,6 em ~35°S. Esta feição seria
representativa da água modal
8
STMW2 (Subtropical Mode Water tipo 2) com
temperatura potencial variando entre 14 e 16°C e salinidade variando entre 35,5 e 35,9
(PROVOST et al., 1999). Uma feição semelhante, mas com temperaturas e salinidades
menores, é representada nos experimentos simulados. No Exp1 a termostata e halostata
localizaram-se entre 11 a 12°C e entre 34,7 e 34,9, respectivamente (Figura 23a, b). No
Exp2 a termostata se manteve no mesmo intervalo de temperaturas, mas a halostata
migrou para salinidades entre 34,9 e 35,1 (Figura 23c, d). Por último, nos experimentos
com CCL abertas, a termostata e halostata localizaram-se entre 14 e 15°C e 35,1 e 35,3
respectivamente (Figura 23e, f).
8
Águas modais são camadas de água aproximadamente homogêneas na vertical, com extensa distribuição
geográfica, localizadas na região da picnoclina permanente, e que se caracterizam por conservar as
propriedades (temperatura, salinidade, vorticidade potencial) da sua região de formação (PROVOST et
al., 1999).
48
0
.
5
0
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5
1
1
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7
1
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1
9
2
0
Profundidade [metros]
Seção meridional de temperatura média a 40°W - Exp1
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
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5
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4
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5
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3
6
Profundidade [metros]
Seção meridional de salinidade média a 40°W - Exp1
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
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4
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5
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7
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2
0
Profundidade [metros]
Seção meridional de temperatura média a 40°W - Exp2
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
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Profundidade [metros]
Seção meridional de salinidade média a 40°W - Exp2
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
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0
-
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0
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0
Profundidade [metros]
Seção meridional de temperatura média a 40°W - Exp4
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
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4
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3
3
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Profundidade [metros]
Seção meridional de salinidade média a 40°W - Exp4
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
0
Figura 21 – Distribuição meridional da salinidade média a 40°W nos primeiros 1500 m de profundidade
para os experimentos realizados. (a) Temperatura -T- Exp1, (b) Salinidade -S- Exp1, (c) T Exp2, (d) S
Exp2, (e) T Exp4, (f) S Exp4. Intervalo das isolinhas de salinidade 0.02, variando de 34,0 até 36,8. Em
azul apresenta-se a isolinha de 34,3 que representa o núcleo de salinidade. Intervalo das isolinhas de
temperatura de 0,5 °C entre 0 e 5°C e de 1°C para temperaturas acima deste valor. Em linha preta grossa
observam-se as isolinhas de 3 e 6°C correspondentes aos limites termohalinos da AIA propostos por
SVERDRUP et al. (1942).
a
c
e
b
d
f
Latitude
[g
raus
]
Latitude
[g
raus
]
Latitude [graus]
Latitude [graus]
Latitude [graus]
Latitude [graus]
49
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Profundidade [metros]
Seção meridional de temperatura média a 25°W - Exp1
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20 -15 -10
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
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-200
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3
4
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Profundidade [metros]
Seção meridional de salinidade média a 25°W - Exp1
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20 -15 -10
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
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Profundidade [metros]
Seção meridional de temperatura média a 25°W - Exp2
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20 -15 -10
-1500
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Profundidade [metros]
Seção meridional de salinidade média a 25°W - Exp2
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20 -15 -10
-1500
-1400
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Profundidade [metros]
Seção meridional de temperatura média a 25°W - Exp4
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20 -15 -10
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
0
3
4
.
3
3
4
.
3
3
4
.
3
3
4
.
4
3
4
.
4
3
4
.
4
3
4
.
5
3
4
3
3
4
.
5
34.5
3
6
Lid [ ]
Profundidade [metros]
Seção meridional de salinidade média a 25°W - Exp4
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20 -15 -10
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
0
Figura 22 – Distribuição meridional da salinidade média a 25°W nos primeiros 1500 m de profundidade
para os experimentos realizados. (a) Temperatura -T- Exp1, (b) Salinidade -S- Exp1, (c) T Exp2, (d) S
Exp2, (e) T Exp4, (f) S Exp4. Intervalo das isolinhas de salinidade 0.02, variando de 34,0 até 36,8. Em
azul apresenta-se a isolinha de 34,3 que representa o núcleo de salinidade. Intervalo das isolinhas de
temperatura de 0,5 °C entre 0 e 5°C e de 1°C para temperaturas acima deste valor. Em linha preta grossa
observam-se as isolinhas de 3 e 6°C correspondentes aos limites termohalinos da AIA propostos por
SVERDRUP et al. (1942).
a
c
e
b
d
f
Latitude
[g
raus
]
Latitude
[g
raus
]
Latitude
[g
raus
]
Latitude
[g
raus
]
Latitude
[g
raus
]
Latitude
[g
raus
]
50
1
1
.
5
1.5
1
.
5
2
2
2
2
2
.
5
3
3
3
.
5
3
.
5
4
4
4
.
5
4
.
5
5
5
6
6
7
7
8
8
9
9
1
0
10
1
1
1
2
1
3
1
4
1
5
1
6
1
7
1
8
1
9
2
0
Lid [ ]
Profundidade [metros]
Seção meridional de temperatura média a 1°E - Exp1
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20 -15 -10
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
0
3
4
.
3
3
4
.
3
3
4
.
4
3
4
.
4
3
4
.
4
3
4
.
5
3
4
.
5
3
4
.
5
3
4
.
5
3
6
Lid [ ]
Profundidade [metros]
Seção meridional de salinidade média a 1°E - Exp1
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20 -15 -10
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
0
-
1
0
0
.
5
0
.
5
1
1
1
.
5
1
.
5
2
2
2
.
5
2
.
5
3
3
3
.
5
3
.
5
3
.
5
4
4
4
.
5
4
.
5
5
5
6
6
7
7
8
8
9
9
1
0
1
0
1
1
1
2
1
3
1
4
1
5
1
6
1
7
1
8
1
9
2
0
Lid [ ]
Profundidade [metros]
Seção meridional de temperatura média a 1°E - Exp2
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20 -15 -10
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
0
3
4
.
3
3
4
.
3
3
4
.
4
3
4
.
4
3
4
.
5
3
4
.
5
3
4
.
5
3
6
Lid [ ]
Profundidade [metros]
Seção meridional de salinidade média a 1°E - Exp2
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20 -15 -10
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
0
-
1
0
0
.
5
0
.
5
1
1
1
.
5
2
2
.
5
3
3
3
.
5
3
.
5
4
4
4
.
5
4
.
5
5
5
6
7
8
9
10
1
0
1
1
1
1
1
2
1
2
1
3
1
3
1
4
1
5
1
6
1
7
1
8
1
9
2
0
Lid [ ]
Profundidade [metros]
Seção meridional de temperatura média a 1°E - Exp4
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20 -15 -10
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
0
3
4
.
3
3
4
.
3
3
4
.
4
3
4
.
4
3
4
.
4
3
4
.
5
3
4
.
5
3
4
.
5
3
6
Lid [ ]
Profundidade [metros]
Seção meridional de salinidade média a 1°E - Exp4
-65 -60 -55 -50 -45 -40 -35 -30 -25 -20 -15 -10
-1500
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
0
Figura 23 – Distribuição meridional da salinidade média a 1°E nos primeiros 1500 m de profundidade
para os experimentos realizados. (a) Temperatura -T- Exp1, (b) Salinidade -S- Exp1, (c) T Exp2, (d) S
Exp2, (e) T Exp4, (f) S Exp4. Intervalo das isolinhas de salinidade 0.02, variando de 34,0 até 36,8. Em
azul apresenta-se a isolinha de 34,3 que representa o núcleo de salinidade. Intervalo das isolinhas de
temperatura de 0,5 °C entre 0 e 5°C e de 1°C para temperaturas acima deste valor. Em linha preta grossa
observam-se as isolinhas de 3 e 6°C correspondentes aos limites termohalinos da AIA propostos por
SVERDRUP et al. (1942).
a
e f
c d
b
Latitude
[g
raus
]
Latitude
[g
raus
]
Latitude
[g
raus
]
Latitude
[g
raus
]
Latitude
[g
raus
]
Latitude
[g
raus
]
51
4.4. Transporte das principais CCO
Continuando com a análise dos experimentos de 1 grau de resolução espacial para
diferentes CCL, calculou-se o transporte médio meridional (dos 5 últimos anos
simulados) da CB, das correntes associadas ao fluxo da AIA e da CM e o transporte
médio zonal da CCA para certas seções selecionadas (Figura 24,Tabela 5).
-70 -60 -50 -40 -30 -20 -10 0 10 20
-60
-50
-40
-30
-20
-10
0
-65°W -30°W -10°W 0°W 17°W
-50°S
-46°S
-19.6°S
-23.3°S
-28.7°S
-29.6°S
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Seções meridionais e zonais de cálculo de transporte
Figura 24 – Localização das seções utilizadas para ilustrar o padrão de massas de água simulado nos
diferentes experimentos realizados.
Tabela 5 – Transportes totais calculados para cada experimento
Transporte Médio [Sv]
Corrente Seção
Exp1 Exp2 Exp3 Exp4 Exp5
65°W 13 15 99 99 102
30°W 30 40 85 85 85
10°W 25 30 73 73 73
0 25 40 86 86 86
Corrente
Circumpolar
Antártica
CCA
17°E 5 31 104 104 104
50,1°S 13 -7 55 52 57 Corrente das
Malvinas
CM
46°S 3 -23 43 41 45
19,6°S -13,9 -9,5 -6,3 -6,2 -6,7
23,3°S -15,9 -12 -6,1 -6 -6,3
28,7°S -31 -24,8 -12,5 -12,6 -13,6
Corrente do Brasil CB
29,6°S -33 -28 -12,3 -12,2 -13,2
19,6°S 0,2 0,3 4,2 4,2 3,9
19,6°S 0,1 0,3 8,3 8,3 7,6
23,3°S 0 0 7,9 8,1 6,8
AIA sentido norte
28,7°S 2 2,2 6,8 7 5,9
19,6°S -0,9 -0,5 0 0 0
23,3°S -2,3 -2,4 -0,3 0,3 -0,3
28,7°S -7,4 -10,7 -0,8 -0,8 -1
AIA sentido sul
29,6°S -7,9 -10,5 -0,8 -0,8 -0,9
52
O transporte da CCA nas proximidades do Estreito de Drake só foi possível de ser
reproduzido ao considerar-se um transporte barotrópico da CCA no contorno (Figura 25
a). No Exp1 observou-se a formação de uma corrente muito fraca no interior do
domínio, com valores de 13Sv a 65°W, de ~30Sv na região central do domínio abaixo
de 48°S (Figura 25 b, c e d) e de 5Sv a 17°E. Com a adição de um relaxamento para a
climatologia (Exp2), o transporte aumentou ~2% (15Sv) próximo ao contorno oeste;
entre 20 a 60% na região central do domínio e ~500% (~31Sv) próximo ao contorno
leste. Quando consideradas CCL abertas no Estreito de Drake, o transporte estimado
para todos os experimentos (Exp3, 4 e 5) foi de ~100Sv a 65°W (Tabela 5,Figura 25 a);
na região central do domínio abaixo de 48°S observou-se um incremento do transporte
de mais de 100% em relação ao experimento anterior (da ordem de 80Sv, Tabela 5,
Figura 25 b, c e d). Por último, nas proximidades do contorno leste o incremento foi de
~200% (Tabela 5, Figura 25 e). Vale salientar que as mudanças na distribuição espacial
do transporte no Estreito de Drake não afetaram a estrutura da CCA no interior do
domínio (Figura 25 b, c e d).
-40 -20 0 20 40 60 80 100 120 140 160
-65
-60
-55
-50
-45
-40
Transporte [Sv]
Latitude [graus]
Transporte zonal médio acumulado na seção de 65W
Exp1
Exp2
Exp3
Exp4
Exp5
Figura 25 – Transportes acumulados para os diferentes experimentos em seções meridionais no interior
do domínio, (a) seção a 65°W, (b) seção a 30°W, (c) seção a 10°W, (d) seção a 0 grau e (e) seção a 17°E.
a
53
-40 -20 0 20 40 60 80 100 120 140 160
-65
-60
-55
-50
-45
-40
Transporte [Sv]
Latitude [graus]
Transporte zonal médio acumulado na seção de 30W
Exp1
Exp2
Exp3
Exp4
Exp5
-40 -20 0 20 40 60 80 100 120 140 160
-65
-60
-55
-50
-45
-40
Transporte [Sv]
Latitude [graus]
Transporte zonal médio acumulado na seção de 10W
Exp1
Exp2
Exp3
Exp4
Exp5
-40 -20 0 20 40 60 80 100 120 140 160
-65
-60
-55
-50
-45
-40
Transporte [Sv]
Latitude [graus]
Transporte zonal médio acumulado na seção de 0 grau
Exp1
Exp2
Exp3
Exp4
Exp5
Figura 25 – Continuação.
CCA
c
CCA
d
CCA
b
54
-40 -20 0 20 40 60 80 100 120 140 160
-65
-60
-55
-50
-45
-40
Transporte [Sv]
Latitude [graus]
Transporte zonal médio acumulado na seção de 17E
Exp1
Exp2
Exp3
Exp4
Exp5
Figura 25 – Continuação.
Como no caso da CCA, o transporte da CM só foi possível de ser representado
adequadamente nos experimentos que consideraram CCL aberta. No Exp1 simulou-se
uma CM fraca transportando 13Sv a 50°S e com apenas 3Sv a 46°S (Tabela 5). Como
fora mencionado no estudo do padrão de correntes, a incorporação de relaxamento
lateral para a climatologia (Exp2) trouxe como conseqüência uma intensificação da CB
que se estendeu até latitudes maiores e inibiu a formação da CM (Figura 16a). A adição
de um transporte barotrópico no Drake (Exps 3, 4 e 5) permitiu simular uma CM com
transportes que variaram entre 40 e 45Sv para a seção a 46°S e de 50 a 60Sv para a
seção a 50°S. Estes transportes são da ordem dos apresentados em SIQUEIRA e PAIVA
(2006) para 46°S de 42Sv e SAUNDERS e KING (1995) para 50°S de 50Sv.
Quanto ao transporte da CB na região de interesse, entre 22°S e 30°S (Tabela 5),
os transportes meridionais calculados foram comparados com transportes apresentados
na literatura (Tabela 4). Vale a pena lembrar, que as estimativas de transporte de volume
da CB apresentadas na literatura são, na sua maioria, obtidas a partir de cálculos
geostróficos, sendo escassos os dados medidos in situ.
Os transportes meridionais calculados nos experimentos Exps 1 e 2 para a seção
19°S (Tabela 5) sobreestimaram em ~100% os estimados por MIRANDA e CASTRO
(1981) e EVANS et al. (1983), que foram de 6,5Sv e 5,3Sv respectivamente (Tabela 4).
Por sua vez, os transportes calculados nos experimentos com relaxamento e transporte
barotrópico nos contornos leste e oeste (Exps 3, 4 e 5) foram da ordem do estimado por
MIRANDA e CASTRO (1981).
e
55
Quanto ao transporte da CB nas proximidades de 23°S, na literatura as estimativas
geostróficas variam desde 2,2Sv (MIRANDA e CASTRO, 1981) até 10,2 Sv e 10,9 Sv
(relativos a 600m e 1300m respectivamente; STRAMMA, 1989), sendo o único
transporte medido diretamente de 11Sv (EVANS e SIGNORINI, 1985). Nesta seção os
transportes meridionais calculados nos experimentos Exps 1 e 2 sobreestimaram em
450% e 10%, respectivamente, os máximos valores apresentados na literatura, enquanto
que os transportes meridionais correspondentes aos experimentos Exps 3, 4 e 5 caíram
para metade do valor proposto na literatura (~6Sv).
Ao sul de 28°S, os experimentos Exps 1 e 2 sobreestimaram os valores da
literatura em no máximo 180% e 120% respectivamente (Tabela 4 e Tabela 5). Em
relação ao transporte de 16Sv calculado a 28°S por MÜLLER et al. (1998) para a
ACAS, os experimentos anteriores superestimaram este valor em no máximo 100%.
Diferentemente dos anteriores, os transportes calculados para os Exps 3, 4 e 5 estiveram
na faixa dos estimados na literatura, porém apresentando uma subestimação dos
transportes de no máximo 25% em relação a MÜLLER et al. (1998).
Para finalizar o estudo do padrão de circulação na região de interesse, nos
primeiros 1500m de profundidade, foi calculado o transporte associado às correntes de
contorno subjacentes á CB relacionadas ao fluxo da AIA (Tabela 5). Esta tentativa de
calcular o transporte nas camadas representativas da AIA (camadas 14, 15 e 16) buscou
quantificar, ainda que de forma grosseira, a contribuição desta massa de água no
transporte total para cada experimento. O transporte total em cada seção foi calculado
como uma integração ao longo de uma distância equivalente à largura da CB
suprajacente (Tabela 5).
Observou-se que nas proximidades de 19°S o transporte da AIA para norte,
quando consideradas CCL abertas para a componente barotrópica de velocidades (Exps
3, 4 e 5) apresentou valores da ordem dos propostos em BOEBEL et al. (1999a), 4±2Sv,
para a região acima de 23°S. Isto não aconteceu nos Exps 1 e 2, onde os transportes para
norte foram inferiores em 10% aos estimados por BOEBEL et al. (1999a) não sendo
observada portanto, nesta latitude, a CCOI proposta pelos autores.
Na seção a 23°S onde segundo SILVEIRA et al. (2004) o perfil vertical de
velocidades do sistema CB-CCOI é fortemente cisalhante, os experimentos Exps 1 e 2
não reproduziram este cisalhamento. Os transportes para norte da AIA foram da ordem
dos calculados em 19°S. Quanto aos experimentos Exps 3, 4 e 5, observou-se uma
sobreestimação dos transportes calculados em relação aos propostos em BOEBEL et al.
56
(1999a). Esta sobreestimação pode estar associada a uma sobreestimação da largura da
CB (distância ao longo da qual foi computado transporte total acumulado da AIA) por
conta da qual o cálculo do transporte está levando em consideração volumes de água
que estão circulando, no sentido norte, em regiões localizadas além da isóbata de
2000m.
Na região abaixo de 28°S observou-se, para todos os experimentos realizados
independentemente das CCL adotadas, um fluxo da AIA para sul (Tabela 5). Porém, os
transportes calculados nos Exps 1 e 2 sobrestimaram em mais de 500% os transportes
medidos por MÜLLER et al. (1998) para a região abaixo de 24°S (1,3Sv; Tabela 4). Por
sua vez, os transportes calculados nos Exps 3, 4 e 5 foram da ordem dos apresentados
em MÜLLER et al. (1998).
Com base nos resultados apresentados, pode-se concluir que a configuração das
CCL no Estreito de Drake se mostrou muito importante não somente para a
representação da CCA e estrutura termohalina do Atlântico Sul, mas também para a
representação da estrutura e intensidade da CB e das correntes de contorno associadas
ao fluxo da AIA.
57
CAPÍTULO 5 – EXPERIMENTOS ANINHADOS
No presente capítulo é avaliado o impacto da mudança de resolução associada aos
aninhamentos na transferência de informação nos contornos e no padrão de circulação e
na estrutura de massa no interior do domínio. Com este fim realizaram-se análises
comparativas entre os experimentos de 1 grau (Exp4) e 1/4 grau (Exp6), que se
diferenciaram apenas na resolução espacial utilizada, e entre os experimentos de 1/4 e
1/16 grau (Exp7). Neste último caso existiu também uma mudança nos coeficientes de
difusão. O estudo da estrutura vertical de massa e correntes, tanto nos contornos quanto
no interior do domínio realizou-se considerando, para cada experimento, um estado
médio ao longo dos dois últimos anos de simulação. Este estado médio foi utilizado
também no estudo dos padrões de correntes para diferentes profundidades.
5.1. Transferência de informação nos contornos norte e sul
Devido à configuração predominantemente meridional das CCO no domínio
analisado, o estudo do impacto na transferência de informação nos contornos esteve
focado nos contornos norte e sul. Vale lembrar que em todos os experimentos com
contornos laterais abertos foi configurada uma zona de transição próxima aos contornos
a fim de permitir uma transmissão suave da informação entre o exterior e o interior do
domínio. No experimento Exp6 a largura destas zonas foi de ~2°; no interior do
contorno norte o tempo de restauração variou entre 0,1 dia (no limite externo da zona de
transição) e 30 dias (no limite interno), e no contorno sul entre 5 dias (no limite
externo) e 30 dias no (no limite interno). No experimento Exp7 a largura das zonas de
transição foi de ~1° e os tempos de restauração nos contornos norte e sul variaram entre
0,1 e 30 dias e entre 2 e 30 dias respectivamente.
Uma vez calculados os campos médios de temperatura, salinidade, densidade e
velocidades avaliaram-se as mudanças na estrutura vertical de massa e das correntes em
seções zonais localizadas no interior das zonas de transição. No estudo do primeiro
aninhamento (1 – 1/4 grau) as seções trabalhadas localizaram-se em 15,8°S, 16,70°S,
36,3°S, 37,1°S e 37,9°S. As duas primeiras corresponderam ao contorno norte e as três
últimas ao contorno sul. No estudo do segundo aninhamento (1/4 – 1/16 grau) as seções
utilizadas posicionaram-se em 19,25°S, 19,37°S, 19.60°S, 31,53°S, 31,74°S e 31,95°S,
correspondendo, as três primeiras ao contorno norte e as três últimas ao contorno sul.
58
Quanto à estrutura vertical de massa no contorno norte, para os dois aninhamentos
realizados, não foram observadas, entre os experimentos forçados e os forçantes,
mudanças significativas nas seções zonais de temperatura, salinidade e densidade. No
contorno sul, onde os tempos de restauração foram maiores, observaram-se mudanças
no campo de densidades, principalmente no segundo aninhamento. Estas mudanças
podem estar associadas também à formação de feições espúrias no campo de correntes
que afetariam o campo de massa. A geração de este tipo de feições fruto do processo de
interpolação se concentrou na região próxima à costa e no talude continental, porém não
comprometeram a simulação.
Visando avaliar mudanças na estrutura vertical de velocidades da CB média,
devidas aos aninhamentos, calculou-se para as seções zonais antes mencionadas a
profundidade (considerada para cada seção como a profundidade total do fluxo para
sul), a largura e a velocidade meridional máxima da corrente para cada experimento
9
.
Esta informação permitiu verificar como se comportaram essas variáveis, no interior das
zonas de transição (Figura 26, Figura 27, Tabela 6, Tabela 7 e Tabela 8).
Nos dois aninhamentos realizados observou-se, no interior das zonas de transição
nos contornos norte e sul, um decréscimo da largura com o afastamento do contorno
externo. No primeiro aninhamento os maiores decréscimos aconteceram no contorno
sul, 17% contra 13% do contorno norte (Figura 26b; Figura 27b respectivamente). O
inverso foi observado no segundo aninhamento, 13% no contorno norte (Figura 27e)
contra 4% no contorno sul (Figura 26e).
A velocidade meridional máxima apresentou, no primeiro aninhamento, um
aumento de até 100% no limite interno da zona de transição norte (Figura 27a) e de
200% no limite interno da zona de transição sul (Figura 26a). Já no segundo
aninhamento os incrementos foram uma ordem de magnitude menor, menores a 15% no
contorno norte (Figura 27d) e de até 50% no contorno sul (Figura 26d). A profundidade,
por sua vez, no primeiro aninhamento não apresentou diferenças no interior das zonas
de transição de ambos os contornos (Figura 26c, Figura 27c). No segundo aninhamento,
a profundidade mostrou uma diminuição de até 30% (Figura 26f, Figura 27f).
No primeiro aninhamento, em termos médios observou-se, nas proximidades dos
contornos norte e sul, uma boa correspondência entre a informação fora e dentro do
domínio. Porém, devido à baixa resolução espacial do Exp4, onde a CB foi só
9
Todos os valores de velocidade máxima, largura e profundidade da CB média nas zonas de transição são
detalhados nas Tabelas 6, 7 e 8 (ver item 5.4).
59
parcialmente resolvida (aproximadamente metade da corrente é formada), observaram-
se erros nas interpolações das CCL do Exp6. Nas proximidades da costa foi observada,
durante alguns períodos de tempo, a formação de feições espúrias no campo de
correntes principalmente no contorno sul. No segundo aninhamento, como a CB foi
quase totalmente resolvida no Exp6 isto diminuiu a produção de erros na interpolação
das CCL para o experimento Exp7.
Variação latitudinal da velocidade máxima da CB média no interior da
zona de transição do contorno sul do Exp 6
-38.0
-37.5
-37.0
-36.5
-36.0
0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.
0
velocidade máxima
[
m/s
]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
Exp 6
Exp 4
Limite interno ZTS - 1° Aninhamento
Limite externo ZTS - 1° Aninhamento
Variação latitudinal da velocidade máxima da CB média no interior da
zona de transição do contorno sul do Exp 7
-32.0
-31.9
-31.8
-31.7
-31.6
-31.5
-31.4
0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.
0
velocidade máxima
[
m/s
]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
Exp6
Exp7
Limite interno ZTS - 2° Aninhamento
Limite externo ZTS
2° Aninhamento
Variação latitudinal da largura da CB média no interior da zona de
transição do contorno sul do Exp 6
-38.0
-37.5
-37.0
-36.5
-36.0
150 200 250 30
0
Lar
g
ura
[
km
]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
Exp 6
Exp 4
Limite externo ZTS - 1° Aninhamento
Limite interno ZTS
1° Aninhamento
Variação latitudinal da largura da CB média no interior da zona de
transição do contorno sul do Exp 7
-32.0
-31.9
-31.8
-31.7
-31.6
-31.5
-31.4
150 200 250 30
0
Lar
g
ura
[
km
]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
Exp 6
Exp 7
Limite externo ZTS - 2° Aninhamento
Limite interno ZTS
2° Aninhamento
Variação latitudinal da profundidade da CB média no interior da zona
de transição do contorno sul do Exp 6
-38.0
-37.5
-37.0
-36.5
-36.0
500 1000 1500 2000 2500 300
0
Profundidade [m]
L
at
i
tu
d
e
[
graus
]
Exp 6
Exp 4
Limite interno ZBS - 1° Aninhamento
Limite externo ZBS - 1° Aninhamento
Variação latitudinal da profundidade da CB médiano interior da zona
de transição do contorno sul do Exp 7
-32.0
-31.9
-31.8
-31.7
-31.6
-31.5
-31.4
500 1000 1500 2000 2500 300
0
Profundidade
[
m
]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
Exp 6
Exp7
Limite interno ZTS - 2° Aninhamento
Limite externo ZTS - 2° Aninhamento
Figura 26 – Variação latitudinal da velocidade meridional máxima (a, d), da largura (b, e) e da
profundidade (c, f) da CB no interior da zona de transição do contorno sul. Lado esquerdo (quadros a, b,
c) resultados relativos ao primeiro aninhamento 1 - 1/4 grau (Exp4 e Exp6). Lado direito (quadros d, e, f)
resultados relativos ao segundo aninhamento 1/4 - 1/16 grau (Exp6 e Exp7). As variáveis foram
calculadas para uma situação média ao longo dos dois últimos anos de simulação.
a
d
b
e
c
f
60
Variação latitudinal da velocidade máxima da CB média no interior da
zona de transição do contorno norte do Exp 6
-18.0
-17.5
-17.0
-16.5
-16.0
-15.5
-15.0
-14.5
0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.
0
velocidade máxima
[
m/s
]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
Exp 6
Exp 4
Limite interno ZTN
1° Aninhamento
Limite externo ZTN - 1° Aninhamento
Variação latitudinal da velocidade máxima da CB média no interior da
zona de transição do contorno norte do Exp 7
-19.9
-19.8
-19.7
-19.6
-19.5
-19.4
-19.3
-19.2
-19.1
0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.
0
velocidade máxima
[
m/s
]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
Exp6
Exp7
Limite interno ZTN - 2° Aninhamento
Limite externo ZTN - 2° Aninhamento
Variação latitudinal da largura da CB média no interior da zona de
transição do contorno norte do Exp 6
-18.0
-17.5
-17.0
-16.5
-16.0
-15.5
-15.0
-14.5
100 150 200 25
0
Lar
g
ura
[
km
]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
Exp 6
Exp 4
Limite externo ZTN - 1° Aninhamento
Limite interno ZTN
1° Aninhamento
Variação latitudinal da largura da CB média no interior da zona de
transição do contorno norte do Exp 7
-19.9
-19.8
-19.7
-19.6
-19.5
-19.4
-19.3
-19.2
-19.1
100 150 200 25
0
Lar
g
ura
[
km
]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
Exp 6
Exp 7
Limite externo ZTN - 2° Aninhamento
Limite interno ZTN - 2° Aninhamento
Variação latitudinal da profundidade da CB média no interior da zona
de transição do contorno norte do Exp 6
-18.0
-17.5
-17.0
-16.5
-16.0
-15.5
-15.0
-14.5
0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 100
0
Profundidade
[
m
]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
Exp 6
Exp 4
Limite interno ZTN - 1° Aninhamento
Limite externo ZTN - 1° Aninhamento
Variação latitudinal da profundidade da CB média no interior da zona
de transição do contorno norte do Exp 7
-19.9
-19.8
-19.7
-19.6
-19.5
-19.4
-19.3
-19.2
-19.1
0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 100
0
Profundidade
[
m
]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
Exp 6
Exp7
Limite interno ZTN
2° Aninhamento
Limite externo ZTN - 2° Aninhamento
Figura 27 – Variação latitudinal da velocidade meridional máxima (a, d), da largura (b, e) e da
profundidade (c, f) da CB no interior da zona de transição do contorno norte. Lado esquerdo (quadros a,
b, c) resultados relativos ao primeiro aninhamento 1 - 1/4 grau (Exp4 e Exp6). Lado direito (quadros d, e,
f) resultados relativos ao segundo aninhamento 1/4 - 1/16 grau (Exp6 e Exp7). As variáveis foram
calculadas para uma situação média ao longo dos dois últimos anos de simulação.
5.2. Estudo da evolução temporal de propriedades integrais
A partir do estudo das propriedades integradas no domínio (temperatura potencial
-T-, salinidade -S- e energia cinética -EC-) calculadas para os experimentos Exp4, Exp6
e Exp7 procurou-se avaliar como o aninhamento afetou a estrutura média de massa na
região. Desta forma, o domínio de integração correspondeu no primeiro aninhamento ao
domínio do Exp6, onde foram integrados os resultados dos experimentos Exp4 e Exp6.
a
d
b
e
c
f
61
No segundo aninhamento o domínio de integração foi o do experimento Exp7, onde
foram integrados os resultados dos experimentos Exp6 e Exp7.
No primeiro aninhamento realizado (Exp6), todas as propriedades integradas
apresentaram um comportamento estável ao longo do período de simulação e com
valores sempre acima dos calculados no experimento forçante (Figura 28 a, b; Figura
29). Para a temperatura
10
e a salinidade o incremento observado foi em média de 0,11°C
e 0,01 respectivamente; a temperatura aumentou de 4,35°C no Exp4 para 4,46°C no
Exp6 (Figura 28a) e a salinidade de 34,8 passou para 34,81 (Figura 28b). Para a Energia
Cinética média observou-se um aumento de aproximadamente o dobro do valor obtido
no Exp4; a Energia Cinética cresceu de ~2,4x10
3
J/m
2
para ~5,3x10
3
J/m
2
(Figura 29).
Este incremento de aproximadamente 100% é da ordem do observado na intensidade
das CCO e reflete o incremento no nível de variabilidade associado ao aumento de
resolução espacial.
A evolução temporal de todas as propriedades integradas mostrou também uma
boa correspondência entre os experimentos forçante e forçado; as curvas de temperatura
apresentaram-se totalmente em fase (Figura 28a); as da Energia Cinética mostraram-se
em fase na baixa freqüência, não sendo isto tão evidente na alta freqüência (Figura 29).
A salinidade apresentou as maiores diferenças já que no Exp6 o ciclo anual apareceu
levemente mascarado e observou-se uma pequena defasagem em relação ao Exp4
(Figura 28a).
No segundo aninhamento (Exp7) tanto a temperatura quanto a salinidade
apresentaram em média um leve decréscimo em relação ao experimento forçante; a
temperatura caiu 0,04°C (Figura 28a) e a salinidade 0,002 (Figura 28b). Por sua vez a
energia cinética apresentou um incremento de uma ordem de magnitude (Figura 29),
sendo o valor médio de 1,4x10
4
J/m
2
. Novamente o energia cinética média apresentou
um incremento de ~100%.
Como pode-se observar os aninhamentos realizados permitiram conservar em
média a estrutura das massas de água na região preservando suas principais
características.
10
No caso da T observou-se para o instante inicial uma discrepância de 0,05°C entre a temperatura do
Exp6 e a calculada na região do primeiro aninhamento para o Exp4. Esta pequena diferença pode estar
associada a erros de truncamento no cálculo da temperatura para o Exp4 na sub-região do aninhamento.
Esta diferença nos valores iniciais não foi observada no caso da salinidade.
62
0 1 2 3 4 5 6 7 8
4.2
4.4
4.6
4.8
5
5.2
Tempo [anos]
Temperatura Média [°C]
Variação temporal da Temperatura Média no domínio
Exp4 N1
Exp6 N1
Exp6 N2
Exp7 N2
0 1 2 3 4 5 6 7 8
34.78
34.8
34.82
34.84
34.86
Tempo [anos]
Salinidade Média
Variação temporal da Salinidade Média no domínio
Exp4 N1
Exp6 N1
Exp6 N2
Exp7 N2
Figura 28 – Variação temporal da temperatura (a) e da salinidade (b) médias no domínio. Para avaliar o
primeiro aninhamento (N1) as variáveis médias dos experimentos Exp4 e Exp6 foram calculadas no
domínio do experimento Exp6. Para o segundo aninhamento (N2) as variáveis médias dos experimentos
Exp6 e Exp7 foram calculadas no domínio do experimento Exp7.
0 1 2 3 4 5 6 7 8
0
0.2
0.4
0.6
0.8
1
1.2
1.4
1.6
1.8
2
x 10
4
Tempo [anos]
ECM [J/m2]
Variação temporal da Energia Cinética Média
Exp4 N1
Exp6 N1
Exp6 N2
Exp7 N2
Figura 29 – Variação temporal da Energia Cinética média no domínio. Para avaliar o primeiro
aninhamento (N1) a energia cinética média dos experimentos Exp4 e Exp6 foram calculadas no domínio
do experimento Exp6. Para o segundo aninhamento (N2) a energia cinética média dos experimentos Exp6
e Exp7 foram calculadas no domínio do experimento Exp7.
5.3. Estudo do padrão de massa em superfície
Na seqüência de análise, procurou-se avaliar o impacto gerado pelos
aninhamentos no padrão de massa superficial. Este estudo realizou-se a partir da
comparação, a longo do ano, dos padrões espaciais médios mensais da temperatura
superficial dos experimentos Exp4, Exp6 e Exp7 com a climatologia média mensal do
a
b
63
grupo PO.DAAC SST
11
(PO.DAAC, 2007). Para ilustrar os resultados foram
selecionados os meses de março e setembro, considerados representativos do
comportamento geral.
O Exp6 reproduziu, para todos os meses do ano, a estrutura afunilada das
isotermas na região da CB observada nas imagens de satélite da temperatura de
superfície do mar (TSM) da climatologia do PO.DAAC (Figura 30b, e; para o mês de
março e Figura 31b, e; para o mês de setembro), porém o padrão simulado apresentou-
se mais quente que o observado nas TSM, apresentando as isotermas um deslocamento,
de aproximadamente 2°C a 3°C, para sul. Isto pode ser visto pela comparação da
localização das isotermas de 26°C e 24°C para o mês de março (Figura 30b, e) e de
24°C e 20°C para o mês de setembro (Figura 31b, e). Especificamente na região da CB,
em alguns meses foram observados deslocamentos das isotermas de até 4° de latitude no
sentido sul.
Quando comparados os experimentos Exp6 e Exp4, percebe-se que o aquecimento
da superfície, observado no Exp6, não foi decorrente do aninhamento já que o mesmo
padrão de aquecimento é observado no Exp4 (Figura 30a; Figura 31a). No Exp4
observou-se, em todo o domínio e para todos os meses do ano, temperaturas em
superfície maiores que as da climatologia do WOCE, utilizada para inicializar o Exp4 e
para relaxar a temperatura em superfície (Figura 30d; Figura 31d). No Exp4, ainda que
de forma grosseira, também é reproduzida a forma afunilada das isolinhas de
temperatura na região da frente da CB (Figura 30e; Figura 31e).
Quanto ao segundo aninhamento, o padrão de TSM do Exp7 quase não apresentou
mudanças em relação ao padrão do experimento forçante (Exp6) exceto na região da
plataforma continental próxima à costa onde, no Exp7, foram observadas para algumas
épocas do ano, temperaturas menores a 20°C (Figura 30c; Figura 31c).
Os resultados obtidos permitem asseverar que, em média, o aumento na resolução
espacial permitiu melhorar a representação da região de frente da CB, reproduzindo
feições de mesoescala como as observadas na climatologia de TSM de satélite, mas
mantendo o padrão de temperaturas gerado no modelo de 1grau.
11
Esta climatologia global em alta resolução foi criada a partir de uma interpolação Gausiana a cada 5
dias de séries temporais diárias de temperatura da superfície do mar (TSM) de imagens de satélite com
resolução especial de 9km (Pathfinder SST) para o período 1985-1999 (PO.DAAC, 2007).
64
Longitude [graus]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
TSM média mensal mes de Março - Exp4
-52 -50 -48 -46 -44 -42 -40 -38 -36 -34 -32 -30
-36
-34
-32
-30
-28
-26
-24
-22
-20
-18
16
18
20
22
24
26
28
Longitude [graus]
Latitude [m]
Temperaturas WOCE - nivel 0m - Mes3
-52 -50 -48 -46 -44 -42 -40 -38 -36 -34 -32 -30
-36
-34
-32
-30
-28
-26
-24
-22
-20
-18
16
18
20
22
24
26
28
Longitude [graus]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
TSM média mensal mes de Março - Exp6
-52 -50 -48 -46 -44 -42 -40 -38 -36 -34 -32 -30
-36
-34
-32
-30
-28
-26
-24
-22
-20
-18
16
18
20
22
24
26
28
Figura 30 – Padrão espacial da TSM média mensal do mês de março. Os quadros (a), (b) e (c)
correspondem aos padrões calculados a partir dos resultados numéricos dos experimentos Exp4, Exp6 e
Exp7, respectivamente; o retângulo preto no quadro (b) indica o domínio do Exp7 apresentado no quadro
(c). O quadros (d) apresenta o padrão calculado com dados da climatologia mensal gerada pelo grupo
PO.DAAC SST (http://podaac.jpl.nasa.gov/). O quadro (e) apresenta o padrão calculado com dados da
climatológica mensal do WOCE. Nas figuras apresentam-se salientadas as isotermas de 26°C, 24°C e
20°C em azul claro, preto e branco respectivamente.
c
b e
a d
65
Longitude [graus]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
TSM média mensal mes de Setembro - Exp4
-52 -50 -48 -46 -44 -42 -40 -38 -36 -34 -32 -30
-36
-34
-32
-30
-28
-26
-24
-22
-20
-18
16
18
20
22
24
26
28
Longitude [graus]
Latitude [m]
Temperaturas WOCE - nivel 0m - Mes9
-52 -50 -48 -46 -44 -42 -40 -38 -36 -34 -32 -30
-36
-34
-32
-30
-28
-26
-24
-22
-20
-18
16
18
20
22
24
26
28
Longitude [graus]
L
a
tit
u
d
e
[
graus
]
TSM média mensal mes de Setembro - Exp6
-52 -50 -48 -46 -44 -42 -40 -38 -36 -34 -32 -30
-36
-34
-32
-30
-28
-26
-24
-22
-20
-18
16
18
20
22
24
26
28
Figura 31 – Padrão espacial da TSM média mensal do mês de setembro. Os quadros (a), (b) e (c)
correspondem aos padrões calculados a partir dos resultados numéricos dos experimentos Exp4, Exp6 e
Exp7, respectivamente; o retângulo preto no quadro (b) indica o domínio do Exp7 apresentado no quadro
(c). O quadros (d) apresenta o padrão calculado com dados da climatologia mensal gerada pelo grupo
PO.DAAC SST (http://podaac.jpl.nasa.gov/). O quadro (e) apresenta o padrão calculado com dados da
climatológica mensal do WOCE. Nas figuras apresentam-se salientadas as isotermas de 26°C, 24°C e
20°C em azul claro, preto e branco respectivamente.
c
b
e
a d
66
5.4. Estudo da estrutura vertical das CCO no interior do domínio
Uma metodologia semelhante à utilizada para estudar a transferência de
informação nos contornos, foi empregada na avaliação das mudanças na estrutura
vertical das correntes no interior do domínio. Continuando com o procedimento
proposto no item 5.2 calculou-se, para seções médias comuns aos Exp4, Exp6 e Exp7: a
largura, a profundidade e a velocidade meridional máxima da CB.
No primeiro aninhamento, observou-se, para quase todas as seções analisadas, um
aprofundamento da CB no Exp6 (Figura 32,Tabela 6). Na região entre 19°S e 23°S o
incremento da profundidade da CB foi menor que 70% enquanto que na região entre
25°S e 30°S, o incremento foi de ~100%. No segundo aninhamento o comportamento
foi o oposto, a corrente diminuiu sua profundidade (entre 5 e 50%) na maioria das
seções. Na região ao sul de 25°S, em ambos os experimentos (Exp6 e Exp7) para certas
épocas do ano o escoamento no sentido sul atingiu todas as camadas intermediárias
(camadas 14, 15 e 16) diferente do ocorrido no Exp4 onde unicamente a camada 14, ou
seja, a parte superior da AIA, circulou para sul.
Observou-se também no Exp6 um incremento nas profundidades da CB no
sentido das altas latitudes e uma variação ao longo do ano, comportamento não
observado no Exp4 onde, durante todo o ano e em todo o domínio, as profundidades
foram sempre menores a 500m. No Exp6, na região acima de 23°S as profundidades
variaram entre 200 a 500m, enquanto que na região entre 25°S e 34°S variaram entre
300 e 1400m. Este comportamento condiz com o aprofundamento da CB no sentido sul
descrito na literatura (MÜLLER et al., 1998). Este comportamento se manteve no Exp7.
Em relação à largura, verificou-se em todas as seções analisadas um estreitamento
da corrente em decorrência do aumento de resolução (Tabela 7, Figura 33). Tal
estreitamento variou entre 30 e 50% no primeiro aninhamento e entre 5% e 60% no
segundo. Observou-se também uma mudança no comportamento da largura da corrente
ao longo do ano; de ser uma corrente de largura aproximadamente constante no Exp4
passou a apresentar-se variável temporalmente.
Quanto à intensidade das correntes, observou-se um aumento das velocidades com
o aumento da resolução. No primeiro aninhamento a velocidade meridional máxima da
CB média aumentou entre 67% e 150%, nas seções zonais analisadas (Tabela 8, Figura
34). No segundo aninhamento o aumento mostrou-se ainda mais variável (entre 10% e
125%). Se considerarmos valores instantâneos este incremento chegou a um 260% ao
67
sul de 25°S. As máximas velocidades superficiais instantâneas da CB variaram, no
interior do domínio, entre 0,20m/s e 0,70m/s no Exp6 e entre 0,50 e 1,40 no Exp7.
Tabela 6 – Variação latitudinal da profundidade da CB média calculada para os experimentos Exp4, Exp6
e Exp7 em seções zonais (aproximadamente perpendiculares à CB). Em amarelo apresentam-se as seções
dentro das zonas de transição dos contornos correspondentes ao primeiro aninhamento. Em azul claro
denotam-se as seções dentro das zonas de transição dos contornos correspondentes ao segundo
aninhamento.
Latitude Profundidade [m]
Percentagem de variação da
Profundidade
[graus] Exp4 Exp6 Exp7 Exp6 - Exp4 Exp7 - Exp6
-15,79 150 150 ---- 0 -----
-16,70 200 200 ---- 0 -----
-17,71 260 300 ---- 15 -----
-19,25 ---- 350 300 ---- -14
-19,37 ---- 400 300 ---- -25
-19,60 300 500 350 67 -30
-19,84 ---- 950 450 ---- -53
-22,40 330 400 350 21 -13
-23,30 300 400 400 33 0
-25,15 450 900 850 100 -6
-26,90 750 700 1000 -7 43
-28,70 750 1000 800 33 -20
-30,45 650 1300 900 100 -31
-31,31 ---- 1000 800 ---- -20
-31,53 ---- 1000 800 ---- -20
-31,74 ---- 1000 800 ---- -20
-31,95 ---- 1000 850 ---- -15
-32,16 1400 1400 ---- 0 ----
-34,66 1100 1800 ---- 64 ----
-36,29 2000 2000 ---- 0 ----
-37,10 2500 2500 ---- 0 ----
-37,90 2500 2500 ---- 0 ----
Variação latitudinal da profundidade da CB média
-38
-36
-34
-32
-30
-28
-26
-24
-22
-20
-18
-16
-14
0 500 1000 1500 2000 2500 300
0
Profundidade [m]
Latitude [graus]
Exp 6
Exp 4
Exp7
Limite interno ZTN - 1° Aninhamento
Limite interno ZTS - 1° Aninhamento
Limite externo ZTN - 1° Aninhamento
Limite externo ZTS - 1° Aninhamento
Limite interno ZTS - 2° Aninhamento
Limite externo ZTS - 2° Aninhamento
Limite interno ZTN - 2° Aninhamento
Limite externo ZTN - 2° Aninhamento
Figura 32 – Variação latitudinal da profundidade da CB média, ao longo dos dois últimos anos de
simulação, calculada para os experimentos Exp4, Exp6 e Exp7 em seções zonais (aproximadamente
perpendiculares a CB).
68
Tabela 7 – Variação latitudinal da largura da CB média calculada para os experimentos Exp4, Exp6 e
Exp7
em seções zonais (aproximadamente perpendiculares à CB). Em cinza seções dentro das zonas de
transição dos contornos.
Latitude Largura [km]
Percentagem de variação da
largura
[graus] Exp4 Exp6 Exp7 Exp6 - Exp4 Exp7 - Exp6
-15,79 171 150 ---- -13 ----
-16,70 191 170 ---- -11 ----
-17,71 211 148 ---- -30 ----
-19,25 ---- 147 147 ---- 0
-19,37 ---- 168 157 ---- -6
-19,60 293 157 136 -46 -13
-19,84 ---- 167 125 ---- -25
-22,40 287 174 113 -39 -35
-23,30 245 184 153 -25 -17
-25,15 402 231 171 -43 -26
-26,90 346 238 99 -31 -58
-28,70 341 224 117 -34 -48
-30,45 287 201 191 -30 -5
-31,31 ---- 218 180 ---- -17
-31,53 ---- 237 237 ---- 0
-31,74 ---- 245 236 ---- -4
-31,95 ---- 235 235 ---- 0
-32,16 282 235 ---- -17 ----
-34,66 365 183 ---- -50 ----
-36,29 268 224 ---- -17 ----
-37,10 266 221 ---- -17 ----
-37,90 263 263 ---- 0 ----
Variação latitudinal da largura da CB média
-38
-36
-34
-32
-30
-28
-26
-24
-22
-20
-18
-16
-14
0 50 100 150 200 250 300 350 400 45
0
Largura [km]
Latitude [graus]
Exp 6
Exp 4
Exp 7
Limite interno ZTN - 1°Aninhamento
Limite interno ZTS - 1° Aninhamento
Limite externo ZTN - 1° Aninhamento
Limite externo ZTS - 1°Aninhamento
Limite interno ZTS - 2° Aninhamento
Limite externo ZTS - 2° Aninhamento
Limite interno ZTN - 2° Aninhamento
Limite externo ZTN - 2° Aninhamento
Figura 33 – Variação latitudinal da largura da CB média ao longo dos dois últimos anos de simulação,
calculada para os experimentos Exp4, Exp6 e Exp7 em seções zonais (aproximadamente perpendiculares
a CB).
69
Tabela 8 – Variação latitudinal da velocidade máxima da CB média calculada para os Exp4, Exp6 e Exp7
em seções zonais (aproximadamente perpendiculares à CB). Em cinza seções dentro das zonas de
transição dos contornos.
Latitude
Velocidade média máxima -
Vmáx [m/s]
Percentagem de variação da
Vmáx
[graus] Exp4 Exp6 Exp7 Exp6 - Exp4 Exp7 - Exp6
-15,79 0,20 0,30 ---- 50 ----
-16,70 0,20 0,40 ---- 100 ----
-17,71 0,40 0,60 ---- 50 ----
-19,25 ---- 0,80 0,70 ---- -13
-19,37 ---- 0,80 0,70 ---- -13
-19,60 0,30 0,70 0,80 133 14
-19,84 ---- 0,60 0,70 ---- 17
-22,40 0,40 0,90 1,00 125 11
-23,30 0,40 0,60 1,00 50 67
-25,15 0,20 0,50 0,90 150 80
-26,90 0,20 0,40 0,90 100 125
-28,70 0,30 0,60 1,00 100 67
-30,45 0,30 0,70 1,10 133 57
-31,31 ---- 0,80 1,00 ---- 25
-31,53 ---- 0,70 0,90 ---- 29
-31,74 ---- 0,60 0,90 ---- 50
-31,95 ---- 0,50 0,50 ---- 0
-32,16 0,30 0,50 ---- 67 ----
-34,66 0,20 0,30 ---- 50 ----
-36,29 0,10 0,30 ---- 200 ----
-37,10 0,10 0,20 ---- 100 ----
-37,90 0,10 0,10 ---- 0 ----
Variação latitudinal da velocidade máxima da CB média
-38
-36
-34
-32
-30
-28
-26
-24
-22
-20
-18
-16
-14
0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.
2
velocidade máxima [m/s]
Latitude [graus]
Exp6
Exp4
Exp7
Limite interno ZTN - 1° Aninhamento
Limite interno ZTS - 1° Aninhamento
Limite externo ZTN - 1° Aninhamento
Limite externo ZTS - 1° Aninhamento
Limite interno ZTS 2°
Aninhamento
Limite externo ZTS
2° Aninhamento
Limite interno
ZTN 2°
Aih t
Limite externo ZTN - 2° Aninhament
o
Figura 34 – Variação latitudinal da velocidade máxima da CB média ao longo dos dois últimos anos de
simulação, calculada para os Exp4, Exp6 e Exp7 em seções zonais (aproximadamente perpendiculares a
CB).
70
5.5. Avaliação do transporte da CB no interior do domínio
A seguir foram selecionadas algumas seções no interior do domínio (Tabela 9)
para as quais foi calculado, para os experimentos Exp4 e Exp6, o transporte da CB,
médio, máximo e mínimo no período dos últimos três anos de simulação do primeiro
aninhamento. Observou-se, para todas as seções analisadas, um incremento do
transporte médio da CB no Exp6 de até 60% (Tabela 9). Na região acima de 23°S, os
transportes médios calculados no Exp6 sobreestimaram os transportes apresentados na
literatura (Tabela 4) os quais foram, na sua maioria, calculados geostroficamente e com
valores menores a 6Sv. Já na região abaixo de 23°S os transportes médios calculados
foram da ordem dos medidos e/ou estimados na literatura (Tabela 4). EVANS e
SIGNORINI (1985) mediram 11Sv a 23°S, dos quais 5Sv circularam pela região rasa.
CAMPOS et al. (1995) calcularam um transporte de 7,3Sv em 25°S utilizando uma
profundidade de referência de 750m. Por sua vez, MÜLLER et al. (1998) calcularam
um transporte para sul de 17,6Sv em 28°S somados os transportes da ACAS e a AIA.
Quanto à variação temporal do transporte, a CB que no experimento Exp4 apresentou
para todas as seções analisadas, um ciclo anual bem marcado, no Exp6 mudou a
freqüência do ciclo para aproximadamente bianual.
Já no experimento Exp7 o aumento no transporte médio da CB, em relação ao
Exp6, foi de ~10%. Quanto à variação temporal do transporte, não foram observadas
mudanças significativas entre os Exp6 e Exp7, fora aquelas associadas à passagem dos
grandes vórtices que serão descritos no capítulo seguinte. Na Figura 35 apresenta-se a
variação temporal do transporte estimado para os experimentos Exp4, Exp6 e Exp7, em
uma seção zonal a 23,33°S. O período ilustrado abrange o primeiro semestre do sétimo
ano do Exp6 coincidente com o segundo semestre de simulação do Exp7. Neste período,
devido a não existência de vórtices grandes se deslocando para NE no Exp7, este
reproduziu o comportamento apresentado pela curva de transporte do Exp6.
71
Tabela 9 – Variação latitudinal do transporte total meridional da CB média, no intervalo dos dois últimos
anos de simulação, para os experimentos Exp4 e Exp6
Transporte Exp4 [Sv] Transporte Exp6 [Sv]
Latitude
[graus]
Médio Máximo Mínimo Médio Máximo Mínimo
Variação do
transporte [%]
19,6 6 8,4 3,3 7,4 11,7 3,9 23
22,4 7 10 4,1 9,3 15,2 4,3 33
23,3 6,1 8,9 3,6 9,2 15,2 3,2 51
25,15 7,9 9,8 5,5 10,8 17,3 4,7 37
26,9 12 15,5 7,6 12,3 19 7,3 3
28,7 12,3 14,9 8,7 15,5 21,9 9,8 26
30,45 11,7 13,1 9,5 18,7 27 9 60
0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6
-16
-14
-12
-10
-8
-6
-4
-2
tem
p
o [anos]
Transporte [Sv]
Variação temporal do transporte da CB a 23,33S
CBExp4
CBExp6
CBExp7
Figura 35 – Variação temporal do transporte, na seção zonal a 23,33°S, correspondente aos experimentos
Exp4, Exp6 e Exp7 durante o primeiro semestre do sétimo ano de simulação do primeiro aninhamento.
5.6. Estudo do padrão das CCO a diferentes profundidades
Neste item avalia-se o comportamento do sistema de correntes de contorno oeste
simulado nos dois aninhamentos, em superfície, a 300m e 800m de profundidade. A
profundidade de 300m foi adotada como representativa do padrão de circulação da
ACAS (massa de água que constitui junto a AT a CB). Por sua vez, a profundidade de
800m, correspondente ao núcleo da AIA, foi selecionada como representativa do padrão
da Corrente de Contorno Oeste Intermediária (CCOI). Com isto, visou-se caracterizar
espacialmente o sistema CB-CCOI, fator este considerado relevante nos processos
formadores de meandros e vórtices na região (SILVEIRA et al., 2000).
No primeiro aninhamento a CB em superfície apresentou-se como uma corrente
larga, pouco meandrante circulando pelo talude e parte da plataforma, com velocidades
médias variando entre 0,3 e 0,7m/s (Figura 36a) para a região entre 22°S e 30°S. Estes
valores são da ordem dos apresentados na literatura, os quais variaram entre 0,25 e
0,75m/s para a região a norte de 25°S e entre 0,70 e 1m/s para a região ao sul desta
72
latitude, conforme ilustrado na Tabela 4. Como pode-se observar na Figura 36a, nesta
resolução espacial, a deflexão da CB em Cabo Frio seguindo a costa aparece como uma
feição quase permanente. A 300m de profundidade a CB apresenta velocidades médias
variando entre 0,12 e 0,15 m/s na região entre 23°S e 28°S (Figura 36b), que são
condizentes com os apresentados por MÜLLER et al. (1998). Velocidades médias
maiores que 0,20m/s só foram observadas a sul de 28,5°S. Já a 800m de profundidade
(nível representativo do núcleo da AIA) a circulação média apresenta-se como um fluxo
fraco (velocidades médias menores a 0,10m/s) direcionado para norte ao sul de 25°S e
como uma corrente mais intensa, com velocidades médias variando entre 0,10 e
0,18m/s, a norte de 24°S (Figura 36c). Velocidades acima de 0,18m/s apresentam-se em
uma pequena área centrada em 24°S e 41°W. Estes valores são da ordem dos
apresentados em MÜLLER et al. (1998), velocidades entre 0,09 e 0,12m/s, e em
BOEBEL et al. (1997), ~0,20m/s para a região de Cabo Frio a 900m de profundidade.
No segundo aninhamento (Exp7) o padrão de correntes médias em superfície no
período simulado apresentou a CB como um fluxo contínuo, intenso e meandrante
escoando ao longo do talude entre as isóbatas de 200 e 2000m (Figura 37a). Foram
observadas duas regiões de máximas velocidades localizadas: uma nas proximidades de
Cabo Frio (sobre o talude, entre 22°S e 24°S) e a outra ao sul de 26°S, com valores
médios máximos de ~1,1m/s e valores máximos instantâneos variando entre 0,5m/s e
1,4m/s. As máximas velocidades simuladas superestimaram em 40% as apresentadas na
literatura (~1m/s em DE ARRUDA SOUZA, 2004; Tabela 4). A 300m de profundidade
a CB também aparece como uma corrente continua circulando para sul com velocidades
médias variando entre 0,20 e 0,65m/s, sendo maiores a 0,40m/s a sul de 25°S (Figura
37b). Em Cabo Frio, esses valores superestimaram os apresentados em MÜLLER et al.
(1998) e SILVEIRA et al. (2004) em ~100%, na mesma região foi observada, também,
uma recirculação ciclônica. Por último, no padrão de correntes médias a 800m
(representativo do núcleo da AIA), observou-se uma corrente para norte em todo o
domínio com velocidades menores a 0,15m/s ao sul de 24,5°S. A CCOI descrita em
BOEBEL et al. (1997) e SILVEIRA et al. (2004), com velocidades máximas de 0,20m/s
e 0,30m/s respectivamente, é bem representada no Exp7 com velocidades médias
máximas de 0,35m/s e largura de ~80km (Figura 37c).
Com base nos resultados apresentados pode-se concluir que, de uma forma geral,
o segundo aninhamento representou adequadamente a estrutura vertical do sistema CB-
CCOI, exceto pela intensidade da CB.
73
Figura 36 – Padrão de correntes em superfície (a), a 300m (b) e a 800m (c) de profundidade
correspondente ao Exp6. As setas representam os vetores velocidade (m/s) e a escala de cor o módulo da
velocidade. Em cor cinza são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas da
localização do talude).
a
b
c
74
Figura 37 – Padrão de correntes em superfície (a), a 300m (b) e a 800m (c) de profundidade
correspondente ao Exp7. As setas representam os vetores velocidade (m/s) e a escala de cor o módulo da
velocidade. Em cor vermelho são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas
da localização do talude).
a
b
c
75
CAPÍTULO 6 – CIRCULAÇÃO DE MESOESCALA, VÓRTICES E
MEANDROS
A seguir, são descritas as principais características das estruturas de mesoescala
observadas nos experimentos em alta resolução espacial. Na caracterização dos
meandros, o comprimento foi calculado considerando a distância entre dois cavados (no
sentido paralelo às isóbatas) e a amplitude foi considerada como a metade da distância
entre uma crista e um cavado (no sentido perpendicular às isóbatas). Os vórtices foram
descritos com base nos seguintes parâmetros: diâmetro; eixos maior e menor;
profundidade, largura e velocidade máxima de cada ramo (positivo e negativo) do
vórtice e número de Rossby. A profundidade do ramo positivo foi calculada como a
profundidade da isolinha de +0,10m/s; a do ramo negativo como a profundidade da
isolinha de -0,10m/s (FRATANTONI et al., 1995). Seguindo um critério semelhante ao
proposto em FRATANTONI et al. (1995), o diâmetro da estrutura (D) foi estimado
como a distância entre os núcleos de máxima velocidade de cada ramo e o número de
Rossby como Ro = V / fL, onde V é a velocidade máxima do ramo positivo, f é o fator
de Coriolis e L é uma escala de comprimento característica da feição, neste caso L =
D/2. A largura dos ramos positivo e negativo foi calculada a partir de seções
transversais (zonais ou meridionais) passando pelo núcleo do vórtice, como a distância
entre as isolinhas de 0m/s e +0,10m/s e de 0m/s e -0,10m/s, respectivamente.
6.1. Experimento aninhado (1/16 grau)
O domínio de análise do Exp7 estendeu-se latitudinalmente entre 22°S e 30°S e
longitudinalmente entre 51°W e 35°W. Desta forma foram desconsiderados, do domínio
total de modelagem (Figura 12), aproximadamente 3° nos contornos norte e sul e 2° no
contorno leste. Quanto ao intervalo temporal foram utilizados os 2 últimos anos de
simulação, desconsiderando-se, portanto os 6 primeiros meses.
A CB simulada apresentou-se a maior parte do tempo como uma corrente intensa
e contínua escoando ao longo do talude com escasso meandramento e formação de
vórtices. Foram observados dois locais preferenciais de formação de meandros e
vórtices, um próximo a Cabo Frio (em 24°S e 42°W), local considerado na literatura
como principal gerador dos meandros e vórtices observados na região em estudo, e o
outro próximo do Cabo Santa Marta (em 29°S e 47°W). A taxa de formação de
76
meandros e vórtices em Cabo Frio foi pequena, quando comparada com a observada a
partir de imagens de satélite de TSM. Uma análise qualitativa feita a partir das imagens
de satélite de TSM correspondentes ao período 2003 a 2005, pertencentes à base
PODAAC – GOES – 1012 (PODAAC, 2007), mostrou o meandramento freqüente da
CB no interior da Bacia de Santos e a formação de aproximadamente 1 cavado, em
Cabo Frio, por mês. Nessas imagens foi observado, também, o deslocamento em sentido
NE da crista de um meandro, localizada na Bacia de Santos, e seu fechamento sobre o
cavado de Cabo Frio, como ilustrado na Figura 38a, b.
Figura 38 – Padrão de TSM (em graus Celsius), correspondente aos dias 21/08/06 (a) e 23/08/06 (b),
fonte: PODAAC – GOES – 1012 (PODAAC, 2007). Em cor preta são indicadas as isobatas de 200 e
2000m de profundidade (representativas da localização do talude).
No Exp7 foram observados, no total, 6 episódios de formação de cavados em
Cabo Frio, nos dois anos de simulação analisados, dos quais 4 deram origem a vórtices
ciclônicos. Em Cabo Santa Marta a taxa de formação de cavados foi ainda menor, 2
episódios no total, um deles com recirculação ciclônica. No período em análise quase
não foram observadas feições anticiclônicas, tampouco estruturas compostas como
pares vorticais.
No primeiro semestre do período em estudo, a CB mostrou-se meandrante a maior
parte do tempo. O comprimento dos meandros variou entre 400 e 450 km (Figura 39a,
b; Figura 40a, b), o que é compatível com os meandros observados nas imagens de TSM
b
a
77
(300 km, Figura 1) e dos simulados por FERNANDEZ (2001). A amplitude foi maior
nos meandros que apresentaram recirculação em superfície no cavado de Cabo Frio (30
km, Figura 40a, b) que em aqueles que só tiveram recirculação fraca em subsuperfície
(20 km, Figura 39a, b), e correspondeu a ~1/3 da amplitude observada nas imagens de
satélite de TSM (80 km). Quando existiu recirculação no cavado em Cabo Frio, esta deu
origem a vórtices ciclônicos assimétricos no lado interno da corrente, com um ramo
negativo (constituído pelo vórtice mais a CB) de ~100km de largura, velocidade
máxima de 1,2m/s e profundidade de 600m, e um ramo positivo de ~40km de largura,
velocidade máxima de 0,3m/s em subsuperfície, e profundidade de 1000m (Figura 40c,
d). O diâmetro destes vórtices foi de ~ 60km.
Durante o segundo e terceiro semestre do período em análise (junho do ano 1 a
junho do ano 2) observou-se um vórtice intenso, largo e profundo que, após ter surgido
em Cabo Frio, apresentou deslocamento primeiro para SW e depois para NE. Esta
feição será descrita em detalhe a seguir. Já no quarto e último semestre, a CB
apresentou-se aproximadamente retilínea, observando-se um único evento de
meandramento com recirculação em Cabo Frio no mês de setembro. Este evento
apresentou características similares às observadas nos primeiros estágios do vórtice que
surgiu em junho do ano anterior e se deslocou para NE. Observou-se o deslocamento
para NE da crista do meandro localizada na Bacia de Santos, e seu posterior fechamento
sobre o cavado em Cabo Frio. Porém, diferente do caso anterior, não foi observado
nenhum deslocamento e o vórtice foi rapidamente reabsorvido pela corrente.
Figura 39 – Padrões espaciais da altura do nível do mar [cm] simulados no Exp7 representativos de
situações de meandramento fraco da CB sem recirculação durante o período Janeiro-Junho do primeiro
ano de simulação. Em cor marrom são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade
(representativas da localização do talude).
a b
78
Figura 40 – Quadro superior: Padrões espaciais da altura do nível do mar [cm] simulados no Exp7 para
duas situações de meandramento com recirculação fraca da CB durante o período Janeiro-Junho do
primeiro ano de simulação. Em cor marrom são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m (representativas da
localização do talude). Quadro inferior: seções meridionais a 42,3°W de velocidade zonal e densidade
potencial passando pelo núcleo da recirculação; correspondentes aos eventos do quadro superior. As
isolinhas pretas indicam as velocidades positivas e as isolinhas brancas, as velocidades negativas.
Quanto ao vórtice que se deslocou preferencialmente para NE, no seu estágio
inicial de formação, a CB mostrou-se meandrante (Figura 41a) e com uma recirculação
superficial fraca em Cabo Frio, com velocidades máximas positivas de 0,10m/s (Figura
41b); na CB as velocidades foram de ~1m/s. Na estrutura vertical de massa observou-se
a deformação das isopicnais em forma de domo (Figura 41b).
Durante o mês seguinte, a crista do meandro localizado na Bacia de Santos se
amplificou e se deslocou para noroeste (Figura 41c) até fechar-se sobre o cavado em
Cabo Frio (Figura 41e). Este processo deu origem a um vórtice ciclônico, centrado em
24,0°S e 42,5°W, com um diâmetro aproximado de 90 km (Figura 41d) e com um
padrão assimétrico na vertical para as velocidades horizontais (Figura 41d), onde as
máximas velocidades do ramo negativo do vórtice (~1m/s) apresentaram-se em
a b
c d
Latitude [graus] Latitude [graus]
79
superfície enquanto que as do ramo positivo (~0,4m/s) apresentaram-se em sub-
superfície. A profundidade do vórtice no ramo negativo atingiu os 600m e os 1100m no
ramo positivo; as larguras foram de 100e 70km respectivamente (Figura 41d).
Este vórtice, inicialmente, se deslocou seguindo o talude em sentido SW, com uma
velocidade de translação média de 0,03m/s até ~25°S e 43°W (Figura 41e, f). Durante
seu percurso, o vórtice aumentou sua profundidade nos dois ramos (~1000m no ramo
negativo e 2000m no positivo) e intensificou o ramo positivo ao longo de toda a coluna
de água apresentando velocidades máximas de 0,5m/s em superfície e da ordem de
0,1m/s nas proximidades do fundo (Figura 41f).
Posteriormente o vórtice se deslocou predominantemente para leste, seguindo a
batimetria, com velocidade de translação de 0,04m/s até se localizar em 24,5°S e
41,5°W (Figura 41g) onde permaneceu por um período de 2 meses (outubro-novembro).
Durante seu deslocamento em sentido leste (agosto e setembro) o vórtice intensificou-se
em profundidade; no ramo positivo velocidades de 0,4m/s interagiram com a batimetria
(Figura 41h). Durante o período em que permaneceu estacionário (outubro-novembro) o
vórtice teve forma aproximadamente circular (diâmetro ~130 km, Figura 41i) com
velocidades máximas em superfície da ordem de 0,50m/s no ramo positivo e de 0,90m/s
no ramo negativo (Figura 41j). Em profundidade o vórtice apresentou-se assimétrico
com profundidades variando entre 2500m e 1800m para o ramo positivo, e entre 600m e
1000m para o ramo negativo, e com a isolinha de +0,1m/s interagindo muito pouco com
o fundo (Figura 41j). No início de dezembro o vórtice começou a se deslocar em sentido
NE pela borda externa do talude (com uma velocidade translação de 0,04m/s) até
meados de março quando foi reabsorvido pela corrente. Neste lapso de tempo, as
velocidades em superfície do ramo negativo se intensificaram e as do ramo positivo
enfraqueceram, no entanto em profundidade observou-se neste último um núcleo em
subsuperfície, com velocidades máximas de 0,4m/s e a isolinha de 0,1m/s interagindo
com o fundo (Figura 41l).
O mesmo comportamento foi observado para um vórtice ingressando pelo
contorno sul no mês de setembro (Figura 41g) que transladou em sentido NE seguindo a
borda externa do talude até aproximadamente 22°S onde foi reabsorvido pela corrente
(Figura 41i, k). Esta feição apresentou um diâmetro de 100 km, profundidades maiores
que 2000m e velocidades variando entre 0,3m/s e 0,5m/s para o ramo positivo, e
profundidades entre 800 e 1000m e velocidades entre 0,8m/s e 1,0m/s para o ramo
negativo. A velocidade média de translação para NE desta feição foi de 0,04m/s. Assim
80
como aconteceu com o vórtice de Cabo Frio, durante seu deslocamento para NE
seguindo a batimetria, as velocidades no ramo positivo da feição que interagiram com o
fundo foram iguais ou maiores a 0,1m/s.
Figura 41 – Lado esquerdo: Padrões espaciais da altura do nível do mar [cm] simulados no Exp7
correspondentes ao período junho do ano1 a janeiro do ano 2, período no qual foi observado o
deslocamento para NE, seguindo o talude, de duas estruturas (quadros, a, c, e, g, i, k). Em cor marrom são
indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas da localização do talude). Lado
direito: seções meridionais de velocidade zonal e densidade potencial passando pelo núcleo do vórtice,
correspondentes aos eventos do lado esquerdo. As isolinhas pretas indicam as velocidades positivas e as
isolinhas brancas, as velocidades negativas.
a
b
f
c
d
e
Latitude [graus]
Latitude [graus]
Latitude [graus]
81
Figura 41 - Continuação
O deslocamento de vórtices para NE na região oeste do Atlântico sul tem sido
observado para o vórtice Vitória (localizado em 20°S) a partir de dados medidos por
SCHMID et al. (1995) e simulado numericamente por CAMPOS (2006). As
velocidades de translação calculadas por SCHMID et al. (1995), para o vórtice Vitória a
partir de dados medidos (~0,05m/s), foram da ordem das estimadas por NOF (1983),
h
g
l
k
j
i
Latitude [graus]
Latitude [graus]
Latitude [graus]
82
que avaliou o efeito de uma declividade do fundo sobre o deslocamento de vórtices
baroclínicos isolados interagindo com a batimetria (~0.04m/s). Com base no estudo de
NOF (1983), SCHMID et al. (1995) postularam que a translação para NE do vórtice
Vitória era devida à forte influência da topografia local.
No seu trabalho, NOF (1983) obteve, a partir das equações de quantidade de
movimento e continuidade e levando em consideração uma série de hipóteses
simplificadoras, uma solução analítica para o movimento de um vórtice interagindo com
uma batimetria com declividade meridional e uniforme (S
y
). O autor calculou a
velocidade de translação do vórtice (c
x
) como um balanço entre força gravitacional e a
força de Coriolis (c
x
= g´S
y
/ f; onde f é o fator de Coriolis e g´ é a gravidade reduzida).
NOF (1983) concluiu que um vórtice, nas condições anteriormente mencionadas, se
transladará paralelo às isóbatas com as maiores profundidades à esquerda. Quanto à
ordem de magnitude da velocidade de translação, o autor estimou para valores típicos de
oceano profundo uma velocidade de translação c
x
~ 4cm/s.
Para verificar o sentido de translação do Vórtice Vitória SCHMID et al. (1995),
seguindo o raciocínio proposto por NOF (1983), deduziram analiticamente a velocidade
de translação devida a uma declividade zonal (S
x
) como c
y
= g´S
x
/ f, e verificaram que o
sentido do deslocamento para vórtices no hemisfério sul na região oeste do Atlântico
Sul era para norte. Desta forma, os autores sustentaram a hipótese de que o sentido de
translação para NE observado para o Vórtice Vitória era uma conseqüência da
influência da declividade do fundo.
No presente trabalho a velocidade de translação dos vórtices para NE calculada a
partir dos resultados foi em média de 0,04m/s (Tabela 10 e Tabela 11), valor este
condizente com os apresentados por SCHMID et al. (1995) e o estimado por NOF
(1983). Por outro lado, foi observado que, quando a interação do ramo positivo do
vórtice com o talude enfraqueceu (com velocidades no ramo positivo nas proximidades
do fundo menores que 0,1m/s) o deslocamento foi interrompido, tornando evidente a
influência do talude no deslocamento dos vórtices para NE.
83
Tabela 10 – Velocidades de translação por trechos do vórtice que surge em Cabo Frio a meados de junho
do primeiro ano de simulação e se desloca preferencialmente para nordeste. Na coluna 2 e 3 apresentam-
se as latitudes e longitudes, em graus, do centro do vórtice para as datas indicadas na coluna 1; na coluna
4 a distância entre núcleos e na coluna 5 a velocidade de translação. Na data, ano 01 e 02 indicam
primeiro e segundo ano de simulação.
Data Latitude
[graus]
Longitude
[graus]
Distância
[km]
Velocidade
[m/s]
Observações
26/06/01 24,07 42,69
16/07/01 24,36 42,44 40 0,02 Deslocamento para sudoeste
28/07/01 24,64 42,69 40 0,04 Deslocamento para sudoeste
10/8/01 24,75 42,88 24 0,02 Deslocamento para sudoeste
22/8/01 24,75 42,81 8 0,01 Translação quase nula
24/8/01 24,75 42,75 7 0,04 Deslocamento para leste
28/8/01 24,7 42,62 15 0,04 Deslocamento para leste
2/9/01 24,7 42,44 20 0,05 Deslocamento para leste
12/9/01 24,58 42,06 44 0,05 Deslocamento para leste
20/9/01 24,58 41,56 56 0,08 Deslocamento para leste
24/9/01 24,58 41,56 0 0,00 Translação nula
30/9/01 24,64 41,31 28 0,05 Deslocamento para leste
10/10/01 24,75 41,31 11 0,01 Translação quase nula
20/10/01 24,75 41,25 7 0,01 Translação quase nula
2/11/01 24,92 41 33 0,03 Deslocamento para nordeste
24/11/01 24,98 41,19 22 0,01 Deslocamento para nordeste
28/11/01 24,92 41,31 15 0,04 Deslocamento para nordeste
2/12/01 24,81 41,31 11 0,03 Deslocamento para nordeste
12/12/01 24,47 40,81 65 0,08 Deslocamento para nordeste
30/12/01 24,07 40,31 69 0,04 Deslocamento para nordeste
30/1/02 23,61 39,94 62 0,02 Deslocamento para nordeste
6/3/02 22,87 39,5 90 0,03 Deslocamento para nordeste
0,04 Velocidade média de translação
para nordeste
Tabela 11 – Velocidades de translação por trechos do vórtice que ingressa ao domínio pelo contorno sul
em setembro do primeiro ano de simulação e se desloca para nordeste. Na coluna 2 e 3 apresentam-se as
latitudes e longitudes, em graus, do centro do vórtice para as datas indicadas na coluna 1; na coluna 4 a
distância entre núcleos e na coluna 5 a velocidade de translação. Na data, ano 01 e 02 indicam primeiro e
segundo ano de simulação.
Data Latitude
[graus]
Longitude
[graus]
Distância
[km]
Velocidade
[m/s]
Observações
12/9/01 29,7 47,12 vortice sul
20/9/01 29,54 47,06 17 0,02 Deslocamento para nordeste
30/9/01 29 46,5 81 0,09 Deslocamento para nordeste
10/10/01 28,28 46,31 73 0,08 Deslocamento para nordeste
20/10/01 27,95 46,12 39 0,04 Deslocamento para nordeste
2/11/01 27,5 45,81 56 0,05 Deslocamento para nordeste
24/11/01 26,84 45,31 86 0,05 Deslocamento para nordeste
28/11/01 26,78 45,25 9 0,03 Deslocamento para nordeste
2/12/01 26,67 45,19 13 0,04 Deslocamento para nordeste
12/12/01 26,61 45 22 0,03 Deslocamento para nordeste
30/12/01 26,45 44,5 58 0,04 Deslocamento para nordeste
30/1/02 26,72 44,12 50 0,02 Deslocamento para nordeste
6/3/02 26,17 43,81 65 0,02 Deslocamento para nordeste
0,04 Velocidade média de translação
para nordeste
84
Dos resultados expostos no presente item, pode-se concluir que ainda que os
experimentos aninhados tenham permitido representar corretamente a localização das
massas de água na região em estudo, suas principais características e o padrão médio
das correntes a diferentes profundidades, certas características dos processos de
mesoescala não foram adequadamente representadas. A taxa de formação de meandros e
vórtices foi pequena e, quando comparadas com as feições observadas nas imagens de
satélite de TSM, algumas das estruturas ciclônicas simuladas apareceram sobre-
dimensionadas. Outras estruturas descritas na literatura, como vórtices anticiclônicos e
pares vorticais, quase não foram criadas.
Visto que o Exp7 apresentou uma taxa de formação de meandros e vórtices
pequena, buscou-se incrementar a produção destas estruturas. Com este fim foi
realizado um novo experimento numérico (Exp8) mantendo a configuração do Exp7,
mas utilizando um operador matemático diferente no cálculo dos termos difusivos das
equações governantes. O operador laplaciano usado no Exp7 foi substituído por um
operador biharmônico
12
. Operadores de maior ordem, como o biharmônico, são muito
utilizados em modelagem de alta resolução já que removem o ruído na escala da grade
sem quase afetar a larga escala permitindo, desta forma, que a dinâmica associada às
escalas resolvíveis seja dominante (GRIFFIES e HALLBERG, 2000). Diferentemente
do biharmônico, o operador laplaciano remove energia numa ampla faixa de escalas
espaciais dando origem a escoamentos menos energéticos.
6.2. Experimento aninhado – operador biharmônico (1/16 grau)
Com a adoção do operador biharmônico para o cálculo dos termos difusivos nas
equações primitivas observou-se um aumento da variabilidade no domínio, aumentando,
portanto, a quantidade de estruturas de mesoescala observadas, principalmente
estruturas anticiclônicas conforme ilustrado nas Figura 42a e 40b. Todavia, a CB
apresentou-se ainda mais intensa (velocidades máximas de 1,7m/s), a taxa de formação
de vórtices ciclônicos em CF permaneceu aproximadamente igual e os vórtices
continuaram a ser estruturas grandes, intensas e profundas e a se deslocar para NE. Com
a troca de operador, a CB, que no Exp7 apareceu como uma corrente continua durante
quase todo o período de simulação, em determinados períodos do Exp8 perdeu essa
12
O HYCOM permite que o usuário selecione o tipo de operador matemático a ser utilizado no cálculo
dos termos difusivos.
85
característica, apresentando-se mais como um conjunto de vórtices ciclônicos e
anticiclônicos interagindo entre si que como corrente coerente (Figura 42a).
Figura 42 – Padrão espacial das correntes em superfície [m/s] simulado no Exp8 para os dias 10/03
(painel a) e 06/12 (painel b) do segundo ano analisado. Em ambos os painéis, observa-se a formação de
estruturas anticiclônicas largas e intensas como as salientadas nos quadros brancos. No painel (a) a CB
não aparece como um fluxo contínuo na região da Bacia de Santos. Em cor marrom são indicadas as
isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas da localização do talude).
Quanto ao padrão médio de velocidades do Exp8 (média temporal ao longo dos
dois últimos anos de simulação), a CB apareceu como uma corrente intensa escoando
em sentido sul ao longo do talude nos primeiros 450m de profundidade. Em superfície,
a CB apresentou dois núcleos com velocidades máximas de 0,8m/s em Cabo Frio (24°S)
e 1m/s abaixo de 27°S (Figura 43a). No restante do domínio a CB escoou sobre o talude
com velocidades máximas de 0,6m/s. Na profundidade do núcleo da ACAS (~300m) os
máximos se localizaram abaixo de 27°S (~0,6m/s). Acima desta latitude as maiores
velocidades variaram entre 0,2m/s e 0,25m/s (Figura 43b). Já a 800m de profundidade,
o fluxo da AIA apresentou-se, em todo o domínio, escoando em sentido NE bordejando
o talude. Acima de 23°S pode-se observar uma CCOI com velocidades máximas de
0,35m/s; no restante do domínio as velocidades variaram entre 0,1m/s e 0,25m/s (Figura
43c). Conforme pode ser observado o padrão de velocidades médias do Exp8 foi
semelhante ao do Exp7.
a
b
Longitude [graus]
Longitude [graus]
86
Figura 43 – Padrão de correntes em superfície (a), a 300m (b) e a 800m (c) de profundidade
correspondente ao Exp8. As setas representam os vetores velocidade (m/s) e a escala de cor o módulo da
velocidade. Em cor marrom são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas
da localização do talude).
a
b
c
87
Visto que não houve melhoras significativas na representação das feições de
mesoescala, decorrentes da mudança do operador matemático usado no cálculo dos
termos difusivos, este experimento não foi levado em consideração na caracterização
dos meandros e vórtices da CB. Os resultados do Exp8 reforçam, também, a idéia de
que a principal limitante para a correta representação da circulação de mesoescala, nos
experimentos em alta resolução, esteve na qualidade da informação imposta nos
contornos laterais. Ou seja, resolver só parcialmente a estrutura vertical de velocidades
da CB no primeiro experimento veio a ser um fator limitante ao longo da seqüência de
aninhamentos.
6.3. Experimento global (1/12 grau)
Uma outra fonte de informação utilizada na caracterização dos meandros e
vórtices da CB foram 2,5 anos de resultados de uma simulação numérica global com
resolução espacial de 1/12 grau, desenvolvida pelo HYCOM Consortium (HYCOM,
2007). Estes resultados, denominados no presente trabalho de Exp9, foram
disponibilizados a inícios de 2007 e correspondem ao período de janeiro de 2003 a
junho de 2005. Por serem resultados de uma simulação global, os mesmos não possuem
erros associados a condições de contornos laterais artificiais.
Quanto ao padrão médio de velocidades do Exp9 (média temporal ao longo do
período em análise), a CB apareceu como uma corrente contínua escoando em sentido
sul ao longo do talude nos primeiros 300m de profundidade (Figura 44a, b). Em
superfície, a CB apresentou velocidades maiores a 0,4 m/s só acima de 25°S; abaixo
desta latitude as velocidades no núcleo da corrente variaram entre 0,25m/s e 0,35m/s
(Figura 44a). A 300m de profundidade, os máximos de velocidade se localizaram entre
24°S e 25°S e abaixo de 27°S, com velocidades entre 0,25m/s e 0,34m/s. No restante do
domínio as velocidades foram menores a 0,10m/s (Figura 44b). A localização dos
máximos a 300m de profundidade foi condizente com a observada nos experimentos
aninhados (Exp7 e Exp8) ainda que nesses experimentos a intensidade da corrente
dobrou com respeito à simulada no Exp9. Já a 800m de profundidade, como nos
experimentos aninhados, o fluxo da AIA apresentou-se, em todo o domínio, escoando
em sentido NE. Neste caso, acima de 23°S a CCOI apresentou velocidades máximas de
0,24m/s, variando as velocidades no restante do domínio entre 0,075m/s e 0,05m/s
(Figura 44c).
88
Figura 44 – Padrão de correntes em superfície (a), a 300m (b) e a 800m (c) de profundidade
correspondente ao Exp9 (simulação global). As setas representam os vetores velocidade (m/s) e a escala
de cor o módulo da velocidade. Em cor marrom são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de
profundidade (representativas da localização do talude).
89
Em relação às estruturas de mesoescala, foram contabilizados no período
analisado 14 sinais ciclônicos surgindo na região de Cabo Frio, em 24°S e 42°W. Neste
local, é frequentemente observada, nas imagens de satélite de TSM, a formação de um
cavado e o enrolamento em sentido horário de filamentos quentes da corrente ao redor
de núcleos frios (Figura 45). No Exp9, os sinais ciclônicos estiveram associados ao
cavado de um meandro da CB que se formou recorrentemente em Cabo Frio. Em certas
situações este cavado evoluiu dando origem a vórtices ciclônicos, em outras deu origem
a um padrão meandrante no interior da Bacia de Santos. Além dos sinais ciclônicos e o
padrão meandrante, foram observados na região em estudo sinais anticiclônicos e pares
vorticais opostos.
Figura 45 – Padrão de TSM (em graus Celsius), correspondente ao dia 18/06/04, fonte: PODAAC –
GOES – 1012 (PODAAC, 2007). Em cor preta são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade
(representativas da localização do talude).
6.3.2. Vórtices Ciclônicos
Dos vórtices ciclônicos observados, a maioria surgiu em Cabo Frio. Na Tabela 12
são resumidos, para cada evento ciclônico analisado, os valores máximo, médio e
mínimo dos seguintes parâmetros: velocidade de propagação do vórtice; profundidade,
velocidade máxima e largura de cada ramo (positivo e negativo); eixo maior e menor;
diâmetro da estrutura e número de Rossby. Estes parâmetros foram calculados conforme
descrito no inicio do presente capítulo.
Os vórtices apresentaram em superfície, nos primeiros estágios de formação,
forma geralmente alongada, conforme ilustrado na Figura 49a (em média, eixo maior de
90
80km e eixo menor de 50km). Em alguns casos, durante o período de vida do vórtice
observou-se um aumento do seu tamanho (em média os eixos maior e menor
apresentaram um incremento entre 20% a 200%) e uma tendência a ser mais simétricos.
Quanto à estrutura em profundidade, os vórtices ciclônicos geralmente foram
assimétricos com o ramo positivo quase sempre mais fraco, profundo e estreito que o
ramo negativo. No ramo positivo, a velocidade máxima média foi 0,3m/s (variando
entre 0,9m/s e 0,1m/s); a profundidade média 1186m (variando entre 200m e 2000m) e
a largura média 64km (variando entre 10km e 222km). No ramo negativo, a velocidade
máxima média foi 0,8m/s (variando entre 1,0m/s e 0,4m/s); a profundidade média
1033m (variando entre 400m e 2500m) e a largura média 110km (variando entre 35km e
210km). Cabe salientar que 70% dos eventos analisados apresentaram profundidades do
ramo negativo menores a 1000m e 80% profundidades do ramo positivos maiores a
1000m (Tabela 12).
Comparando os vórtices ciclônicos gerados no primeiro e último semestre do
Exp7 (vórtices menores que não apresentaram deslocamento) com os da simulação
global, percebe-se que as dimensões do ramo positivo foram similares. No Exp7, esses
vórtices tiveram, para o ramo positivo, valores de profundidade, largura e velocidade de
1000m, 40km e 0,3m/s respectivamente. No caso do ramo negativo, a profundidade e a
largura foram da ordem das calculadas no experimento global (600m e 100km,
respectivamente), não assim a velocidade da corrente que superestimou os valores
médios da simulação global em ~40%.
Por sua vez, a magnitude dos eixos maior e menor dos vórtices simulados no
Exp7 (sem deslocamento, eixos maior e menor 100km e 70km respectivamente) e no
Exp9, foi similar ao valor máximo calculado, para estes parâmetros, por ASSIREU et
al. (2003). Esses autores calcularam para 8 vórtices ciclônicos detectados entre 23,5°S e
32,7°S, mediante bóias de deriva, valores de eixo maior variando entre 19 e 164km e de
eixo menor variando entre 17 e 130km.
Quanto ao número de Rossby dos vórtices ciclônicos do Exp9, apresentou valores
variando entre 0,02 e 0,5. Por sua vez, os raios dos vórtices (estimado como D/2)
variaram entre 10km e 90km, valores estes da ordem do raio interno de deformação de
Rossby na região (45 a 30km, HOURY et al., 1987; 48 a 76km, SOUZA, 2000).
91
Tabela 12 – Parâmetros característicos dos vórtices ciclônicos originados em Cabo Frio. Para cada evento
ciclônico são resumidos os valores máximo, médio e mínimo dos seguintes parâmetros: velocidade de
translação do vórtice; eixo maior e menor; relação entre eixos; velocidade máxima, profundidade e
largura de cada ramo (positivo e negativo); diâmetro da estrutura e número de Rossby.
Evento 1 2 3 4 5 6 7 8
Data Inicial 10/03/03 21/05/03 02/07/03 13/08/03 15/09/03 29/11/03 11/02/04 11/04/04
Latitude [graus] 24,6 24,2 23,8 24,18 24,18 23,97 24,18 24,11
Longitude [graus] 42,5 42,04 42 42,12 42,2 42,04 42,6 42,52
Data Final 03/05/03 11/06/03 14/07/03 06/09/03 27/09/03 17/12/03 24/03/04 16/06/04
Latitude [graus] 26,2 25,69 24,2 24,26 24,54 24,26 25,26 26,26
Longitude [graus] 44,3 42,02 42,4 43 43,4 42,44 43,48 45,56
Médio 0,07 0,09 0,05 0,08 0,09 0,06 0,05 0,08
Máximo 0,15 0,14 0,07 0,12 0,20 0,10 0,09 0,20
Mínimo 0,00 0,03 0,03 0,06 0,03 0,01 0,02 0,01
Velocidade de
translação [m/s]
Sentido SW SW SW SW SW SW SW SW
Médio 100 84 36 52 65 59 80 71
Máximo 158 129 42 72 75 85 114 110
Eixo menor [km]
Mínimo 58 41 30 36 35 41 51 37
Médio 137 100 84 67 82 73 119 111
Máximo 201 142 124 113 98 101 202 173
Eixo maior [km]
Mínimo 86 53 54 43 76 63 66 67
Médio 1,5 1,2 2,3 1,3 1,5 1,3 1,5 1,7
Máximo 2,2 1,5 3,4 1,6 2,8 1,6 2,5 3,3
Relação entre eixos
Mínimo 0,8 1,0 1,8 1,2 1,0 0,8 0,8 1,0
Médio 0,5 0,5 0,2 0,3 0,4 0,3 0,4 0,3
Máximo 0,9 0,6 0,3 0,4 0,5 0,4 0,5 0,5
Velocidade máxima
Ramo (+) [m/s]
Mínimo 0,3 0,3 0,1 0,2 0,3 0,3 0,3 0,1
Médio 962 960 1125 1550 1013 964 1157 696
Máximo 1200 1300 1300 2000 1100 1800 1500 1600
Profundidade Ramo
(+) [m]
Mínimo 600 500 1000 1100 950 1100 900 200
Médio 120 108 30 56 52 38 64 67
Máximo 222 122 61 81 56 41 91 100
Largura Ramo (+)
[km]
Mínimo 78 78 10 40 51 30 30 33
Médio 0,7 1,0 0,6 0,7 0,9 0,8 0,7 0,8
Máximo 1,0 1,0 0,7 0,9 1,0 0,9 0,9 1,0
Velocidade máxima
Ramo (-) [m/s]
Mínimo 0,5 0,8 0,5 0,5 0,9 0,7 0,4 0,5
Médio 933 2500 1638 780 650 467 971 1025
Máximo 1300 2500 2000 1300 700 500 1500 1300
Profundidade Ramo
(-)[m]
Mínimo 650 2500 1400 600 600 400 500 550
Médio 161 153 82 48 70 55 66 129
Máximo 189 167 91 61 76 76 88 144
Largura Ramo (-)
[km]
Mínimo 110 122 76 35 53 41 53 100
Médio 120 91 99 53 67 74 69 89
Máximo 178 111 112 71 147 91 101 161
Diâmetro [km]
Mínimo 90 78 71 20 40 61 41 56
Médio 0,13 0,16 0,06 0,23 0,28 0,16 0,20 0,12
Máximo 0,16 0,22 0,14 0,50 0,41 0,19 0,33 0,20
Número de Rossby
Mínimo 0,08 0,11 0,02 0,09 0,11 0,11 0,10 0,04
92
Tabela 12 - Continuação
Evento 9 10 11 12 13 14 Médias
Data Inicial 29/05/04 03/08/04 21/08/04 14/09/04 29/10/04 24/01/05
Latitude [graus] 24,04 24,11 23,97 24,04 24,04 24,18 24,11
Longitude [graus] 42,12 42,04 42,2 42,2 41,88 42,36 42,20
Data Final 03/08/04 20/09/04 08/10/04 14/10/04 01/12/04 01/03/05
Latitude [graus] 25,12 26,61 26,4 24,76 25,26 25,12
Longitude [graus] 42,92 44,6 44,84 43,56 42,76 43,64
Médio 0,04 0,09 0,09 0,07 0,06 0,05 0,07
Máximo 0,08 0,14 0,12 0,13 0,08 0,08 0,20
Mínimo 0,01 0,04 0,05 0,03 0,05 0,03 0,00
Velocidade de
translação [m/s]
Sentido SW SW SW SW SW SW - NE-
SW
Médio 74 80 75 66 81 97 73
Máximo 98 104 102 95 97 133 158
Eixo menor [km]
Mínimo 41 51 47 26 63 76
26
Médio 114 113 80 96 80 84 96
Máximo 142 234 135 118 104 102 234
Eixo maior [km]
Mínimo 83 26 37 63 48 58
26
Médio 1,8 1,4 1,1 1,7 1,0 0,9 1,4
Máximo 2,9 2,7 1,7 2,5 1,2 1,2 3,4
Relação entre eixos
Mínimo 1,0 0,4 0,6 1,0 0,8 0,6
0,4
Médio 0,4 0,4 0,3 0,3 0,3 0,4 0,3
Máximo 0,5 0,5 0,4 0,4 0,4 0,5 0,9
Velocidade máxima
Ramo (+) [m/s]
Mínimo 0,3 0,3 0,2 0,2 0,3 0,3
0,1
Médio 1433 1408 1040 1163 1450 1250 1155
Máximo 1700 1900 1400 1400 1500 1400 2000
Profundidade Ramo
(+) [m]
Mínimo 1200 650 400 900 1400 1100
200
Médio
67 85 67 44 49 48
64
Máximo
91 111 119 71 61 70
222
Largura Ramo (+)
[km]
Mínimo
51 44 25 30 35 30
10
Médio 0,5 0,7 0,8 1,0 0,6 0,9 0,8
Máximo 0,7 0,8 0,9 1,0 0,6 1,0 1,0
Velocidade máxima
Ramo (-) [m/s]
Mínimo 0,4 0,4 0,6 0,9 0,5 0,7
0,4
Médio 750 833 940 1550 733 688 1033
Máximo 1000 1200 1500 2100 1000 800 2500
Profundidade Ramo
(-)[m]
Mínimo 500 500 550 1200 400 500
400
Médio 94 118 144 164 128 114 109
Máximo 101 141 189 211 155 132 211
Largura Ramo (-)
[km]
Mínimo 81 91 111 122 72 101
35
Médio 87 85 78 68 59 69 79
Máximo 111 101 139 91 71 91 178
Diâmetro [km]
Mínimo 56 61 51 51 35 51
20
Médio 0,17 0,14 0,14 0,16 0,22 0,21 0,17
Máximo 0,30 0,22 0,22 0,20 0,38 0,26 0,50
Número de Rossby
Mínimo 0,10 0,10 0,07 0,07 0,14 0,11
0,02
Os vórtices ciclônicos do Exp9 se caracterizaram por apresentar, a maior parte do
tempo, deslocamento em sentido SW, paralelo às isóbatas, com velocidade média de
propagação de 0,07m/s e máxima de 0,15m/s (Tabela 12). Observou-se um único
vórtice com deslocamento em sentido NE. Após surgir em Cabo Frio, o sinal transladou
93
primeiro para SW com velocidade média de 0,05m/s, depois para NE com velocidade
de 0,04m/s e, finalmente, para SW novamente com velocidades de translação de
0,05m/s (Tabela 13, Figura 46). Durante seu percurso para SW, as velocidades do ramo
positivo que interagiram com o talude foram quase sempre menores a 0,1m/s (Figura
47a). Já durante o deslocamento do vórtice para NE, as velocidades do ramo positivo
foram iguais ou maiores a 0,1m/s (Figura 47b). Este comportamento condiz com o
observado nos ciclones do Exp7 (experimento aninhado) circulando para NE. Diferente
da velocidade de translação para SW, que mudou ao longo do deslocamento, a
velocidade para NE apresentou-se constante.
Tabela 13 – Velocidades de translação por trechos do vórtice ciclônico (evento14 -Tabela 12). As colunas
2 e 3 são as latitudes e longitudes do centro do vórtice para as datas indicadas na coluna 1. As colunas 4 e
5 são a distância percorrida e a velocidade de translação.
Data Latitude
[graus]
Longitude
[graus]
Distância
[km]
Velocidade
[m/s]
Observações
24/1/2005 24,18 42,36
30/1/2005 24,33 42,28 18 0,03 Deslocamento para sudoeste
11/2/2005 24,54 42,68 49 0,05 Deslocamento para sudoeste
1/3/2005 25,12 43,64 121 0,08 Deslocamento para sudoeste
Velocidade de translação para sudoeste: média = 0,05; máxima = 0,08; mínima = 0,03
4/3/2005 25,05 43,56 11 0,04 Deslocamento para nordeste
10/3/2005 24,90 43,48 18 0,03 Deslocamento para nordeste
16/3/2005 24,76 43,32 23 0,04 Deslocamento para nordeste
25/3/2005 24,69 43,08 28 0,04 Deslocamento para nordeste
31/3/2005 24,69 42,92 18 0,03 Deslocamento para nordeste
Velocidade média de translação para nordeste: média = máxima = mínima = 0,04
3/4/2005 24,83 42,92 14 0,05 Deslocamento para sul
Percurso realizado pelo evento 14 - Vortice ciclônico
-25,2
-25
-24,8
-24,6
-24,4
-24,2
-24
-43,8 -43,6 -43,4 -43,2 -43 -42,8 -42,6 -42,4 -42,2
Longitude [graus]
Latitude [graus]
Inicio - 24/01/05
Fim - 30/03/05
Figura 46 – Percurso realizado pelo vórtice ciclônico (evento 14), desde sua origem até o dia 30/03/05
quando começa a se deslocar para sul. As setas vermelhas indicam o sentido de deslocamento.
94
Figura 47 – Seções meridionais de velocidade zonal, em m/s, e temperatura potencial, em graus Celsius,
passando pelo núcleo da recirculação; para os dias 30/01/05 e 16/03/05; datas representativas do período
com deslocamento para SW e para NE respectivamente. As isolinhas pretas são representativas das
velocidades positivas e as isolinhas brancas das velocidades negativas.
À continuação descreve-se a evolução de um vórtice ciclônico, desde sua
formação (em 24°S e 42°W) até sua reabsorção pela corrente. Foi selecionado para tal
fim o ciclone que começou a se formar no dia 29/11/03 (Figura 48 e Figura 49).
No inicio do processo de formação, no campo de altura do nível do mar a feição se
fez visível pelo afundamento da superfície (7cm na borda e 3,5cm no núcleo; Figura 48)
e no padrão de correntes superficiais pela modificação no padrão de correntes após a CB
atravessar o talude, dando origem a um cavado (Figura 49). Esta mudança no percurso
da corrente é condizente com a explicação dinâmica de CAMPOS (1995) baseada no
ajuste do balanço de vorticidade potencial. A CB com velocidades máximas de 0,8m/s,
cujo eixo estava centrado a uma profundidade de aproximadamente 1000m acima dos
23°S, ao se aproximar de Cabo Frio e atingir profundidades maiores, teve que girar em
sentido horário para compensar, mediante este mecanismo, o ganho de vorticidade por
estiramento da coluna de água, mantendo desta forma o balanço de vorticidade. Em
profundidade, a feição se apresentou como uma recirculação ciclônica fechada com um
núcleo de velocidades máximas de ~0,30m/s a 200m de profundidade (Figura 50a).
O vórtice ciclônico formado permaneceu junto à corrente e apresentou
deslocamento em sentido SW sobre o talude, paralelo à isóbata de 1000m, durante
pouco mais de um mês com uma velocidade média de propagação de 0,06m/s.
Quanto à estrutura vertical das velocidades horizontais do vórtice, observou-se
uma assimetria entre os ramos positivo e negativo, tanto em intensidades quanto em
a b
95
largura. O ramo negativo apresentou velocidades máximas quase 3 vezes e larguras 4
vezes maiores que o ramo positivo. A largura e a velocidade máxima dos dois ramos
permaneceram aproximadamente constantes durante as três primeiras semanas (40km e
0,3m/s, para o ramo positivo e 60km e 0,8m/s, para o ramo negativo, Figura 50a, b). No
mesmo período, a profundidade do ramo negativo foi ~500m, enquanto a do ramo
positivo diminuiu de 1800 a 800m. Já no restante do tempo de vida do vórtice observou-
se primeiro um enfraquecimento parcial do ramo positivo (Figura 50c), depois uma
intensificação das velocidades e um aprofundamento do ramo positivo (Figura 50d) e
finalmente o enfraquecimento total até o desaparecimento do ramo negativo. No campo
de temperaturas, durante todo o período anterior o núcleo do vórtice ficou evidente pela
elevação, em forma de domo, das isotermas (Figura 50a, b, c, d). Esta feição típica de
uma circulação ciclônica fechada apresentou maior inclinação das isotermas do lado
esquerdo, evidenciando a superposição da CB com a circulação ciclônica. A
deformação do campo de massa se fez evidente entre os 100 e 1000m de profundidade.
Figura 48 –Padrão espacial da altura do nível do mar [m]
simulado no Exp9 para o dia 29/11/03. O quadrado branco
marca a localização do vórtice. Em cor marrom são
indicadas as isóbatas de 200 e 2000m de profundidade
(representativas da localização do talude).
Figura 49 –Padrão espacial das correntes na camada
de mistura [m/s] simulados no Exp9 para o dia
29/11/03. O quadrado branco marca a localização
do vórtice.
96
Figura 50 – Seções meridionais de velocidade zonal, em m/s, e temperatura potencial, em graus Celsius,
passando pelo núcleo da recirculação; correspondentes aos dias 29/11/03, 20/12/03, 23/12/03 e 06/01/04.
As isolinhas pretas são representativas das velocidades positivas, as brancas das velocidades negativas e a
amarela da isolinha de 0m/s.
6.3.3. Anticiclones
Na região em estudo foram observados três tipos de estruturas anticiclônicas. Um
primeiro tipo, constituído pelos vórtices anticiclônicos que formaram parte dos pares
vorticais opostos originados em Cabo Frio (estruturas compostas decorrentes da
interação de um vórtice ciclônico com um anticiclônico; Figura 51 e Figura 52). Um
segundo tipo, formado por vórtices anticiclônicos gerados abaixo das cristas dos
meandros na Bacia de Santos (Figura 53). E um terceiro, constituído pelos anticiclones
largos decorrente do descolamento da CB do talude, a ~27°S, e seu posterior
escoamento para norte, até 26°S, dando origem a uma circulação anticiclônica fechada
centrada em 27°S em profundidades maiores a 2000m (Figura 54).
a b
c d
97
Figura 51 –Padrão espacial da temperatura da camada de mistura [°C] simulado no Exp9 para o dia
27/05/03. O quadrado branco marca a localização do par vortical. Em cor marrom são indicadas as
isóbatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas da localização do talude).
Figura 52 – Padrão espacial das correntes na camada de mistura [m/s] simulados no Exp9 para o dia
27/05/03. O quadrado branco marca a localização do par vortical. Em cor marrom são indicadas as
isobatas de 200 e 2000m de profundidade (representativas da localização do talude).
98
Figura 53 – Padrão espacial das correntes na camada de mistura [m/s] simulados no Exp9 para o dia
20/05/04. O quadrado branco marca a localização do anticiclone abaixo da crista do meandro.
Figura 54 – Padrão espacial das correntes na camada de mistura [m/s] simulados no Exp9 para o dia
21/10/03. O quadrado branco marca a localização do anticiclone formado entre 26°S e 28°S.
No período em estudo foram observados, em Cabo Frio, 2 eventos de pares
vorticais opostos (denominados, nas Tabelas 12 e 14, de evento 2, 7). Esses pares
vorticais, depois de formados, atravessaram o talude e se deslocaram em sentido sul-
sudoeste, com velocidades diferenciadas para o ciclone e o anticiclone, o que
determinou a deformação da estrutura ao longo do tempo. Enquanto os ciclones
apresentaram velocidades médias de translação de 0,05 e 0,09m/s com máximos de
99
0,14m/s (Tabela 12), os anticiclones apresentaram velocidades médias de 0,06m/s e
0,09m/s, com máximos de 0,14m/s (Tabela 14).
Em relação à estrutura horizontal e vertical dos anticiclones antes mencionados,
os mesmos apresentaram aproximadamente o dobro do tamanho dos ciclones
correspondentes. O valor médio dos eixos maior e menor foi 207km e 139km,
respectivamente, nos anticiclones (Tabela 14) e 109km e 82km nos ciclones. Nos
anticiclones, a velocidade máxima média do ramo positivo foi de 0,6m/s, com máximos
de 0,8m/s, e a profundidade variou entre 450m e 2700m (Tabela 14). Observou-se
também, para todos os casos analisados, uma intensificação do ramo negativo devido ao
efeito conjunto do ciclone e o anticiclone (Figura 55). No campo de temperaturas, o par
vortical ficou evidenciado pela elevação das isotermas no centro do ciclone e o
afundamento no núcleo do anticiclone (Figura 55). A perturbação do campo de massa
foi evidente até profundidades de 1500m.
Figura 55 – Seção zonal em 24,7°S de velocidade meridional, em m/s e temperatura potencial, em graus
Celsius, correspondente ao dia 02/06/03. As isolinhas pretas são representativas das velocidades positivas
e as isolinhas brancas das velocidades negativas. A seção está passando pelo núcleo do par vortical que
surgiu em Cabo Frio no dia 21/05/03 (evento denominado 2 na Tabela 12 e Tabela 14) e permaneceu
aproximadamente no local de formação até o dia 02/06/03 após do qual se deslocou no sentido sul.
Os anticiclones dos pares vorticais opostos, diferentemente dos ciclones que
foram todos originados em Cabo Frio, em algumas situações foram gerados a partir de
uma recirculação anticiclônica na parte externa da CB (entre 20°S e 21°S) que se
deslocou para sul até Cabo Frio. Esta recirculação apresentou largura de ~90km,
profundidade de 500m e velocidade máxima de 0,3m/s no ramo positivo. Uma
100
recirculação destas características teve sua origem na chegada de um vórtice
anticiclônico gerado na Corrente das Agulhas, que após se deslocar pelo Atlântico Sul
em sentido NW e chegar às proximidades do continente Americano, começou a
interagir com a CB.
Tabela 14 – Parâmetros característicos dos anticiclones que formam parte dos pares vorticais observados
na simulação global. Para cada evento anticiclônico são resumidos os valores máximo, médio e mínimo
dos seguintes parâmetros: velocidade de translação do vórtice; eixo maior e menor; relação entre eixos;
velocidade máxima, profundidade e largura de cada ramo (positivo e negativo); diâmetro da estrutura e
número de Rossby. A numeração dos anticiclones é condizente com a dos ciclones apresentados na
Tabela 12 que formam o par vortical.
Evento 2 7 Médias
Data Inicial 21/5/2003 26/2/2004
Latitude [graus] 24,69 25,19
Longitude [graus] 40,36 41,48
Data Final 11/6/2003 9/3/2004
Latitude [graus] 25,26 25,9
Longitude [graus] 41,08 42,12
Médio 0,06 0,09 0.08
Máximo 0,13 0,14 0.14
Velocidade de translação
[m/s]
Mínimo 0,02 0,03 0.02
Médio 166 111 139
Máximo 205 133 205
Eixo menor [km]
Mínimo 133 90 90
Médio 239 175 207
Máximo 304 231 304
Eixo maior [km]
Mínimo 183 91 91
Médio 1.5 1.6 1.54
Máximo 1.7 2.4 2.45
Relação entre eixos
Mínimo 1.1 0.7 0.68
Médio 0,6 0,6 0.6
Máximo 0,8 0,7 0.8
Velocidade máxima Ramo
(+) [m/s]
Mínimo 0,2 0,4 0.2
Médio 1763 764 1263
Máximo 2700 1050 2700
Profundidade Ramo (+) [m]
Mínimo 1300 450 450
Médio 165 72 154
Máximo 222 123 246
Largura Ramo (+) [km]
Mínimo 111 40 80
Médio 0,7 0,7 0.7
Máximo 1,0 1,0 1.0
Velocidade máxima Ramo (-)
[m/s]
Mínimo 0,4 0,4 0.4
Médio 2200 843 1521
Máximo 2600 1300 2600
Profundidade Ramo (-)[m]
Mínimo 1100 500 500
Médio 184 71 128
Máximo 266 94 266
Largura Ramo (-) [km]
Mínimo 155 55 55
Médio 179 136 157
Máximo 222 177 222
Diâmetro [km]
Mínimo 155 119 119
Médio 0,11 0,14 0.12
Máximo 0,15 0,18 0.18
Número de Rossby
Mínimo 0,04 0,07 0.04
101
Quanto ao segundo tipo de vórtices anticiclônicos mencionados, gerados abaixo
das cristas de alguns dos meandros na Bacia de Santos ao sul de 25°S (Figura 53), estes
apresentaram características similares às descritas para os anticiclones dos pares
vorticais opostos. O anticiclone observado no período 14/05/04 a 26/05/04 (Figura 53)
apresentou velocidade de translação foi 0,06m/s e eixos médios maior e menor de
170km e 100km, respectivamente. Quanto à estrutura vertical, no ramo positivo
observaram-se velocidades máximas de 0,3m/s, larguras de ~200km e profundidades
variando de 900 a 1500m. Já no ramo negativo a velocidade máxima foi de 0,9m/s, a
largura de ~160km e a profundidade variou de 1000 a 1400m. Na Figura 56a apresenta-
se a estrutura vertical de temperaturas e velocidade meridional para a seção zonal
passando pelo núcleo do anticiclone observado no período 14/05/04 a 26/05/04;
correspondente ao dia 20/05/04.
Por último, os vórtices anticiclônicos observados ao sul de 25°S em profundidades
maiores a 200m, decorrentes do descolamento da CB do talude e de sua recirculação
para norte (Figura 54), apresentaram-se como estruturas largas, intensas, profundas e
com deslocamento para SW (velocidades de translação variando entre 0,04m/s e
0,09m/s). O diâmetro destes anticiclones foi de aproximadamente 200km (distância
entre os núcleos de máximas velocidades) e as larguras de ambos os ramos foi, em
média, de 160km. Ao longo do período de vida da feição, as profundidades variaram
entre 1300 e 1600m para o ramo positivo e 1600 e 2200m para o negativo e as
velocidades máximas foram, em média, de 0,6m/s para o ramo positivo e 0,8m/s para o
negativo. A título ilustrativo na Figura 56b apresenta-se a seção zonal, de temperaturas
e velocidades meridionais do dia 27/10/03, correspondente à feição que começou a ser
observada no período 18/10/03, se deslocou para sul e saiu do domínio de análise no dia
12/01/04.
Visando comparar as estruturas anticiclônicas antes descritas com as observadas
em diferentes correntes de contorno oeste do mundo calculou-se o número de Rossby
para cada um dos anticiclones analisados. Os mesmos apresentaram um valor médio de
número de Rossby de 0,10 com máximos de 0,18. Estes valores são da ordem dos
apresentados em FRATANTONI et al. (1995) para vórtices anticiclônicos grandes
medidos em diferentes correntes do mundo (Tabela 15).
102
Figura 56 – Seções zonais de velocidade meridional, em m/s e temperatura potencial, em graus Celsius,
correspondentes aos dias 20/05/04 (25,5°S, painel a) e 27/10/03 (em 27,1°S, painel b). As isolinhas pretas
são representativas das velocidades positivas e as isolinhas brancas das velocidades negativas. No painel
a, a seção está passando pelo núcleo do anticiclone que foi observado no período 14/05/04 a 26/05/04. No
painel b, a seção está passando pelo núcleo do anticiclone que começo a se formar no dia 18/10/03 e se
deslocou para sul até sair do domínio de análise no dia 12/01/04.
Tabela 15 – Números de Rossby correspondentes a vórtices anticiclônicos grandes medidos em diferentes
correntes do mundo (Modificada de FRATANTONI et al., 1995).
Localização Latitude [°] Núm. Rossby Referencia
Corrente Norte do Brasil 8 0,19 ±0,07 FRATANTONI et al. (1995)
Golfo de México 25 0,10 ELLIOT (1982)
Corrente do Golfo 35 0,23 OLSON et al. (1985); JOYCE et al. (1984)
Corrente de Kuroshio 35 0,11 TOMASADA (1978)
Corrente Leste da Austrália 30 0,14 NILSSON e CRESSWELL (1981)
Corrente das Agulhas 35 0,05 OLSON e EVANS (1986)
a
b
103
6.3.4. Meandros
Para finalizar a descrição das feições de mesoescala observadas no Exp9, são
apresentadas a seguir as características gerais dos 6 eventos de meandramento
observados no período em análise. Os valores médios, no período de observação de
cada evento, do comprimento e amplitude de cada feição são resumidos na Tabela 16.
Em alguns casos o meandro ficou reduzido a um cavado em Cabo Frio e uma crista na
Bacia de Santos comprimento (Figura 57a) em outros foi possível observar uma
seqüência de cristas e cavados (Figura 57b). As amplitudes médias (no intervalo de
observação de cada evento) destes meandros variaram entre 30km e 60km (Tabela 16),
com máximos de 85km, valores estes da ordem dos descritos para a Corrente da Flórida
por BANE et al. (1981). Os comprimentos médios, por sua vez, variaram entre 220 e
330 aproximadamente (Tabela 16), com máximos de 350km. Tais valores são
semelhantes aos simulados por CALADO (2001), 200-400km, e estimados por
MATTOS (2006) a partir de campos de função de corrente, 350-450km para a região
em estudo. Esses comprimentos são condizentes, também, com os medidos nos
meandros, com períodos de 12 dias, na Corrente da Florida (340km), entre Cabo
Canaveral -Florida- e Cabo Hateras -Carolina do Norte- (JOHNS e SCHOTT, 1987).
Por último, dos 6 eventos de meandramento, dois foram estacionários e três
apresentaram propagação com velocidades variando entre 0,04m/s e 0,14m/s. Estes
valores foram da ordem das velocidades de translação do meandro menor da Corrente
de Kuroshio, entre 18°N até 35°N, que se propaga no sentido leste ao longo da costa
japonesa (NAGANO, 2003) com velocidade de propagação de 7,5km/d -0,086m/s-
(NITANI, 1975 apud NAGANO 2003), porém subestimaram as velocidades de
propagação dos meandros simulados numericamente, na região em estudo, (0,24m/s)
por CALADO (2001) e FERNANDES (2001). Só o evento 4 apresentou velocidade de
propagação da ordem das estimadas por esses autores (0,22m/s; Tabela 16 e Figura 58).
104
Figura 57 – Padrões espaciais da altura do nível do mar [m] simulados no Exp9 para os dias 20/07/03
(painel a - evento 1) e 11/05/04 (painel b - evento 4). No painel a o meandro é formado por um cavado em
Cabo Frio e uma crista na Bacia de Santos. No painel b apresenta-se uma sucessão de cristas e cavados.
Em cor marrom são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m (representativas da localização do talude).
Tabela 16 – Comprimento e amplitudes médias, no período de observação, e velocidade de propagação de
meandros simulados no Exp9 (simulação global).
Meandro Data inicial Data Final Comprimento*
[km]
Amplitude*
[km]
Velocidade de translação
[m/s]
1 17/07/03 07/08/03 318 60 Sem translação
2 27/09/03 15/10/03 217 28 0,14
3 30/10/03 08/12/03 258 61 Sem translação
4 23/04/04 29/05/04 231 43 0,22
5 29/09/04 26/10/04 263 33 0,09
6 12/01/05 02/02/05 330 55 0,04
Média 270 47
Máximo 330 61
Mínimo 217 28
*Valores médios no período em que foi observado o meandramento.
Figura 58 –Diagrama Hovmoller da altura do nível do
mar [m], correlato ao período 20/04/04 (tempo = 0) a
25/06/04 (tempo = 66) que abrange o evento 4 de
meandramento. Os dados correspondem a transecta
indicada na Figura 59. No quadrado branco é salientado
o deslocamento do meandro.
Figura 59 –Padrão espacial da altura do nível do mar
[m] para o dia 05/05/04 (tempo = 15 no diagrama
Hovmoller). A escala de cores foi adotada visando
salientar o meandramento. A linha branca representa a
transecta ao longo da qual é feito o Hovmoller. Em
cor marrom são indicadas as isóbatas de 200 e 2000m
(representativas da localização do talude).
a
b
105
CAPÍTULO 7 – SUMÁRIO E CONCLUSÕES
O presente trabalho visou caracterizar a circulação e a atividade de mesoescala
associada a meandros e vórtices do sistema de correntes de contorno oeste localizado
nos primeiros 1500m de profundidade na região oeste do Atlântico Sul, entre 22° e
30°S. Com este fim, foram analisados resultados de duas simulações numéricas em alta
resolução realizadas com o modelo HYCOM (Hybrid Coordinate Ocean Model). Uma
delas foi uma simulação regional de 1/16 de grau de resolução espacial desenvolvida no
escopo desta tese, a partir da implementação da técnica de aninhamento. A outra foi
uma simulação global de 1/12 grau realizada pelo Hycom Consortium. Um objetivo
complementar associado à metodologia implementada foi o de fornecer subsídios para
futuras modelagens em alta resolução geradas a partir da técnica de aninhamento. Neste
sentido, a implementação de modelos regionais aninhados trouxe consigo a necessidade
de avaliar duas questões metodológicas, a primeira associada às condições de contorno
laterais do primeiro experimento da série de experimentos aninhados, e a segunda
referente à resolução espacial de cada experimento e à relação entre as resoluções de
experimentos consecutivos.
Como mencionado no Capítulo 3, devido à escassez de informação hidrodinâmica
na região em estudo, o primeiro experimento foi idealizado visando criar um sistema de
correntes de contorno oeste realista no oceano Atlântico Sul. Desta forma, buscou-se
fechar a circulação do giro subtropical para o qual selecionaram-se como contornos
norte e sul as latitudes de 10°N e 65°S respectivamente e como contornos oeste e leste
as longitudes de 70°W (Passagem de Drake) e 20°E (no sul da África), lugares estes
últimos onde existe alguma informação sobre a distribuição dos transportes e das
velocidades da Corrente Circumpolar Antártica -CCA- (WHITWORTH e PETERSON,
1985).
Uma vez definido o domínio do primeiro experimento, o passo seguinte foi
determinar a resolução espacial horizontal a ser utilizada. Em uma situação ideal a
resolução adotada seria aquela necessária para resolver os fenômenos de mesoescala em
estudo (uma resolução menor a 1/12 grau) evitando-se assim, o uso da técnica de
aninhamento. Porém, devido à extensão espacial do domínio (50x75 graus), a máxima
resolução horizontal compatível com a capacidade computacional disponível na época,
foi de 1 grau. Com isto, surgiu a necessidade de criar uma seqüência de experimentos
106
aninhados (com resoluções espaciais cada vez maiores em domínios cada vez menores)
até atingir uma resolução condizente com as escalas dos fenômenos físicos em estudo.
Vale salientar que como cada experimento com maior resolução é forçado lateralmente
a partir do experimento anterior com menor resolução, a qualidade final dos resultados
em alta resolução está fortemente limitada pela qualidade do primeiro experimento da
série.
No caso do Atlântico Sul, para obter uma boa representação da estrutura de massa
e da circulação oceânica geral, além do giro subtropical, a CCA teve que ser
considerada. Realizou-se, portanto, um estudo das condições de contorno laterais (CCL)
na Passagem de Drake e no sul da África que permitiu avaliar qual era o grau de
complexidade mínima necessária para uma boa representação da circulação no Atlântico
Sul.
Das diferentes CCL avaliadas (fechadas, relaxadas para a climatologia e abertas
para a componente barotrópica de velocidades), só a CCL aberta permitiu obter uma boa
representação da estrutura de massas de água, preservando as características do campo
de massa imposto como condição inicial. Nos outros casos, devido a mudanças no
campo de massa ao longo da simulação, a condição de equilíbrio foi atingida para
valores que se afastaram do valor inicial climatológico. Com CCL fechadas, observou-
se um processo de dessalinização contínuo do domínio e a transformação de massas de
água profundas e/ou intermediárias superiores em águas menos salinas pertencentes ao
núcleo da AIA. Com a adição, nos contornos, do relaxamento newtoniano do campo de
massa para a climatologia observou-se um aumento da salinidade no domínio e a
transformação de volumes de água de fundo das camadas superiores, mais quentes e
menos salinas, em camadas mais frias e salinas.
Quanto ao padrão de correntes no Atlântico Sul, independentemente do tipo de
CCL adotada, todos os experimentos reproduziram o giro subtropical do Atlântico Sul,
porém a localização da confluência Brasil-Malvinas e a circulação em altas latitudes
(acima de 50°S) só foi bem representada nos experimentos que consideraram CCL
abertas.
A implementação de CCL abertas nos contornos leste e oeste permitiu, também,
uma melhor representação da estrutura vertical das correntes de contorno oeste e a
formação do sistema CB - Corrente de Contorno Oeste Intermediária (CCOI) observado
nos primeiros 1500m de profundidade (onde a CB circula no sentido das altas latitudes e
a CCIO no sentido do Equador acima de 24°S). Todavia, como conseqüência da baixa
107
resolução dos experimentos, a estrutura vertical do sistema de correntes foi só
parcialmente resolvida e a CB e a CCOI apresentaram larguras de quase o dobro das
propostas na literatura.
Como a implementação da CCL aberta para a componente barotrópica de
velocidades é feita através da imposição de uma distribuição espacial do transporte
barotrópico (constante no tempo) da CCA, procurou-se avaliar como a distribuição
espacial deste transporte na Passagem de Drake afetava o padrão de circulação
oceânico. MATANO (1993) mostrou numericamente que mudanças na distribuição
espacial do transporte no Drake afetariam o transporte da Corrente das Malvinas e
conseqüentemente a localização da Confluência Brasil-Malvinas. Foram testadas três
distribuições espaciais que contabilizaram um transporte barotrópico total de 110Sv
cada uma. A primeira, uma distribuição espacial homogênea ao longo da seção; a
segunda e a terceira, distribuições espaciais variáveis com um e dois picos de
transportes respectivamente (Tabela 2, Figura 10). Estas últimas representaram
distribuições propostas na literatura. Ao contrário de outros estudos, porém, o modelo se
mostrou insensível às mudanças impostas na distribuição espacial do transporte no
Drake (o padrão da CCA, o transporte da Corrente das Malvinas e a localização da
Confluência Brasil-Malvinas não apresentaram mudanças significativas). As causas
para este comportamente não estão claras, podendo estar relacionadas a baixa resolução
horizontal empregada.
Os resultados obtidos nos experimentos de larga escala permitem concluir que o
domínio espacial selecionado foi adequado para representar a circulação no Atlântico
Sul. Quanto à CCL adotada na Passagem de Drake e no Sul da África, esta mostrou ser
um fator muito importante na representação da CCA, da estrutura termohalina do
Atlântico Sul e do sistema CB-CCOI, sendo necessária, para uma representação realista
destes processos, a implementação de CCL abertas da componente barotrópica de
velocidades que levem em consideração a CCA. Em relação ao sistema CB-CCOI,
observou-se que, ainda considerando CCL abertas, devido à resolução espacial dos
experimentos (1 grau), a estrutura vertical de massa e velocidades da CB e das correntes
subjacentes não foi completamente resolvida.
A segunda questão que teve de ser avaliada, relacionada à técnica de
aninhamento, foi referente aos tamanhos de grade dos experimentos aninhados e à
relação entre tamanhos de grade de experimentos consecutivos. A existência de uma
mudança brusca de resolução espacial entre dois experimentos consecutivos pode
108
acarretar erros na passagem de informação nos contornos. Em uma situação ideal, as
variáveis dentro e fora do domínio devem ter o mesmo valor e seu gradiente normal ao
contorno ser igual, esta condição é violada quando existe uma mudança brusca de
resolução espacial entre o interior do domínio e a parte externa (BLAYO e DEBREU,
2006).
No presente trabalho a resolução espacial adotada para o primeiro aninhamento
foi de 1/4 de grau. Este experimento, com resolução intermediária entre o de 1 grau e o
de 1/16 de grau visou criar uma transição mais suave da informação nos contornos
abertos, reduzindo a geração de descontinuidades nas soluções numéricas. A adoção do
valor máximo recomendado (4, WALLCRAFT comunicação pessoal) para a relação de
tamanhos de grade entre experimentos consecutivos, teve por objetivo reduzir o custo
computacional. Desta forma a seqüência de aninhamentos foi 1, 1/4 e 1/16 grau.
Vale lembrar que, para melhor avaliar o impacto da técnica de aninhamento no
padrão de correntes de contorno oeste, o experimento de 1/4 grau foi configurado
exatamente igual ao experimento de 1 grau, diferenciando-se unicamente no tamanho do
domínio simulado e na resolução espacial. Por sua vez, o experimento de 1/16 grau,
além da resolução espacial e do tamanho do domínio, diferenciou-se do de 1/4 grau no
valor dos coeficientes utilizados no cálculo dos termos difusivos das equações
primitivas.
As análises realizadas mostraram, tanto para o primeiro quanto para o segundo
aninhamento, uma correta transferência de informação nos contornos laterais,
principalmente no campo de massa (salinidade, temperatura e espessura das camadas).
Porém, devido à baixa resolução espacial do experimento de 1 grau, que resolveu
apenas parcialmente a estrutura vertical de velocidades da CB, a interpolação da
informação no contorno norte do experimento de 1/4 grau gerou uma CB cujo
transporte total neste experimento, em determinados períodos, superestimou os valores
simulados no experimento de 1 grau (da ordem dos apresentados na literatura) em quase
100%. Na região próxima ao contorno norte, o máximo valor de transporte apresentado
na literatura, estimado geostroficamente por STRAMMA et al. (1990), foi de 6.5Sv a
19°S. Na mesma latitude, o máximo transporte calculado no experimento de 1/4 grau foi
de 12,6Sv. Já no experimento de 1/16 grau (segundo aninhamento) não foi observado
incremento do transporte, mas devido ao estreitamento e encurtamento da corrente
observou-se um incremento de até 100% no valor das velocidades. Observou-se
também, nas proximidades da costa, a geração de feições espúrias na interpolação das
109
seções de velocidade nos contornos. A geração destas feições não foi contínua,
restringindo-se a alguns intervalos de tempo, o que não comprometeu a estrutura da
corrente.
No campo de massa no interior do domínio não foram observadas mudanças
significativas como conseqüência dos aninhamentos realizados. Quanto ao padrão de
correntes em profundidade, a formação de uma contracorrente no nível da AIA, indo
para norte ao norte de 24°S, foi possível de ser observada no primeiro aninhamento. As
intensidades e profundidades da CB e CCOI simuladas neste experimento foram da
ordem das apresentadas na literatura, não assim suas larguras. Já no segundo
aninhamento, as profundidades e larguras simuladas estiveram de acordo com a
literatura enquanto as intensidades superestimaram estes valores em ~90% para a CB e
~20% para a CCOI.
Com base nos resultados obtidos nesta etapa do trabalho, verificou-se que a
técnica de aninhamento é uma ferramenta muito útil no desenvolvimento de simulações
em alta resolução em domínios de grande extensão, já que permite diminuir o custo
computacional associado. Porém a qualidade dos resultados do último experimento
aninhado esteve fortemente limitada pela qualidade dos resultados do primeiro
experimento da série de aninhamentos e pelo processo de transferência de informação
nos contornos (onde a relação entre as resoluções espaciais de experimentos sucessivos
foi um ponto crucial).
No caso da CB, o aumento de resolução espacial melhorou a representação da
região da frente da corrente, reproduzindo feições de mesoescala como as observadas
nas imagens de satélite de TSM. Quanto à superestimação da intensidade da CB nos
experimentos regionais em alta resolução, considera-se que a causa principal desta
superestimação foi o fato de não ser a estrutura vertical de massa e velocidades do
sistema CB-CCOI completamente resolvida no primeiro experimento da série aninhada
(experimento de 1 grau). Isto não foi um fator limitante na representação da estrutura de
massa nos experimentos de 1/4 e 1/16 grau, porém, acarretou uma superestimação dos
transportes no experimento de 1/4 grau e das velocidades no de 1/16 grau.
Para evitar este tipo de erros, a estrutura vertical de massa e velocidades do
sistema CB-CCOI deve ser corretamente representada já no primeiro experimento da
seqüência de aninhamentos, sendo, portanto conveniente começar tal seqüência com
uma simulação do Atlântico Sul com uma resolução espacial maior que 1 grau (de
preferência igual ou maior que 1/4 grau). Também seria conveniente diminuir o valor da
110
relação entre os tamanhos de grade de dois experimentos consecutivos o que diminuiria
os erros de interpolação nos contornos nas proximidades da costa.
Uma vez finalizadas as etapas metodológicas passou-se à última etapa da tese, na
qual se buscou caracterizar a circulação e as estruturas de mesoscala simuladas nos
experimentos em alta resolução espacial (experimento regional aninhado de 1/16 grau e
experimento global de 1/12 grau do Hycom Consortium).
Nos dois experimentos, a CB apresentou-se como um fluxo contínuo para sul
escoando ao longo do talude entre as isóbatas de 200 e 2000m. No experimento
aninhado, a CB foi pouco meandrante e muito intensa (velocidades máximas de até
1,4m/s). Já no experimento global, as velocidades máximas da CB foram da ordem das
apresentadas na literatura (1m/s) e seu padrão instantâneo mostrou intenso
meandramento e formação de vórtices. A CCOI também foi mais intensa no
experimento aninhado que no global. Isto determinou, no caso do experimento
aninhado, uma superestimação do cisalhamento vertical das velocidades do sistema CB-
CCOI. Quanto à bifurcação da AIA na região da Bacia de Santos e ao escoamento para
sul em latitudes superiores a 28°S, propostos por BOEBEL et al. (1997, 1999a, 1999b)
estes foram observados no experimento aninhado para certos períodos ao longo da
simulação (em termos médios a AIA apresentou escoamento para norte ao longo do
talude). No experimento global, o fluxo da AIA apresentou-se, em todo o domínio,
escoando em sentido NE, observando-se a norte de 23°S a formação de uma CCOI com
velocidades máximas de 0,24m/s. Esta contracorrente, observada ao longo de todo o
período em estudo, apresentou características semelhantes as descrita por BOEBEL et
al. (1997, 1999a, 1999b).
Em relação às estruturas de mesoescala, nos dois experimentos foram observados
meandros e vórtices ciclônicos (originados na região de Cabo Frio), sendo anticiclones e
pares vorticais opostos apenas observados no experimento global. Em ambos os
experimentos, a taxa de formação de cavados em Cabo Frio (precursores em certos
casos dos vórtices ciclônicos) foi menor à observada nas imagens de satélite de TSM (1
cavado por mês). No experimento aninhado observaram-se 2 cavados por ano, já no
global a taxa foi 3 vezes maior (6 cavados por ano).
No experimento de 1/16 grau, no primeiro e no último semestre do período
analisado, a CB apresentou-se relativamente retificada, pouco variável, com meandros
de pequena amplitude e escassa formação de vórtices ciclônicos. O diâmetro dos
vórtices formados foi de ~60km, da ordem do diâmetro dos vórtices menores descritos
111
por ASSIREU et al., (2003); no entanto, diferente destes últimos, não apresentaram
propagação. No segundo e terceiro semestre, observou-se a formação de um cavado em
Cabo Frio que deu origem a um vórtice ciclônico que se deslocou seguindo a batimetria
em sentido NE. Neste caso, o tamanho do vórtice superestimou os observados em
~100%, principalmente o ramo positivo do vórtice. O vórtice apresentou um diâmetro
médio de 110km, estrutura vertical assimétrica com o ramo positivo aproximadamente 2
vezes mais profundo que o ramo negativo e velocidades variando entre 0,3 e 0,6m/s no
primeiro ramo e entre 0,5 e 1,1m/s no segundo ramo. No mesmo período ingressou, pelo
contorno sul, um vórtice ciclônico com características similares ao antes descrito que se
deslocou também para NE. Esta feição ciclônica foi também observada no experimento
de 1/4 de grau, porém menos intensa e profunda e sem deslocamento.
O deslocamento para NE, seguindo o talude, ainda que não tenha sido observado
em imagens de satélite de temperatura da superfície do mar ou de anomalias da altura da
superfície do mar, tem sido medido para o Vórtice Vitória por SCHMID et al., (1995) e
simulado por CAMPOS (2006). Um vórtice ciclônico com deslocamento para NE foi
também observado na simulação global para meados de 2005; o vórtice surgiu em Cabo
Frio e apresentou primeiro deslocamento para SW e posteriormente para NE. O ramo
positivo deste vórtice teve uma largura de aproximadamente metade do valor da largura
do ramo positivo do vórtice de Cabo Frio que se deslocou para NE no experimento de
1/16 grau.
A velocidade de translação para NE calculada tanto para o experimento aninhado
quanto para o global foi de ~0,04m/s, da ordem das obtidas por SCHMID et al., (1995)
e da estimada por NOF (1983). Nesta tese, em concordância com as observações de
SCHMID et al. (1995) para o vórtice Vitória, conclui-se que a translação para NE das
feições ciclônicas é devida à influência da topografia local. Foi observado também, nas
duas simulações, que quando os vórtices ciclônicos se deslocaram para NE as
velocidades perto do fundo no ramo positivo igualaram ou superaram os 0,1m/s. Isto
também pode ser observado na Figura 2 de CAMPOS (2006) para o Vórtice Vitória no
dia 116.
Continuando com o estudo das estruturas de mesoescala, na simulação global, o
meandramento e os vórtices ciclônicos, formados em Cabo Frio, corresponderam em
magnitude às feições observadas nas imagens de temperatura da superfície do mar e as
descritas na literatura. Em todas as situações em que foi observado um cavado em Cabo
Frio existiu recirculação em subsuperfície, não assim em superfície. Isto pode ser um
112
indício do processo de formação de vórtices em subsuperfície descrito por MANO
(2007). Os vórtices ciclônicos geralmente foram assimétricos com o ramo positivo
quase sempre mais fraco, profundo e estreito que o ramo negativo. No ramo positivo a
velocidade máxima variou entre 0,9m/s e 0,1m/s, a profundidade entre 200m e 2000m e
a largura entre 10km e 222km. No ramo negativo, a velocidade máxima variou entre
1,0m/s e 0,4m/s, a profundidade entre 400m e 2500m e a largura entre 35km e 210km.
Observou-se que as dimensões do ramo positivo dos vórtices ciclônicos da simulação
global e dos vórtices ciclônicos da simulação aninhada que não apresentaram
deslocamento foram similares (velocidade, profundidade e largura de 0,3m/s, 1000m e
40km respectivamente na simulação aninhada). O número de Rossby dos vórtices
ciclônicos do Exp9, variou entre 0,02 e 0,5 e o raio entre 10km e 90km, valores estes da
ordem do raio interno de deformação de Rossby na região (45 a 30km, HOURY et al.,
1987; 48 a 76km, SOUZA, 2000). O sentido de deslocamento predominante destes
vórtices foi SW com velocidades de propagação médias de 0,08m/s.
Em relação aos vórtices anticiclônicos, os mesmos foram observados tanto como
feições isoladas (anticiclones largos surgindo ao sul de 25°S) quanto como parte de
estruturas mais complexas (recirculação na crista dos meandros e pares vorticais
opostos). Os anticiclones formados ao sul de 25°S foram decorrentes do descolamento
da CB do talude (a ~27°S) e seu posterior escoamento para norte até 26°S, dando
origem a uma circulação anticiclônica fechada centrada em 27°S em profundidades
maiores a 2000m. Esta feição apresentou velocidade de translação variando entre
0,04m/s e 0,09m/s, diâmetro aproximado de 200km, profundidades maiores a 1300m
nos ramos positivo e negativo e velocidades máximas médias de 0,6m/s para o ramo
positivo e 0,8m/s para o negativo. Os anticiclones dos pares vorticais apresentaram-se
maiores em tamanho (aproximadamente o dobro do tamanho) e mais intensos que os
ciclones correspondentes. Esses pares vorticais se originaram em Cabo Frio e depois de
formados, atravessaram o talude e se deslocaram em sentido sul-sudoeste. A velocidade
de translação do ciclone e do anticiclone apresentou diferenças, determinando a
deformação do par ao longo do tempo. Quanto aos vórtices formados nas cristas dos
meandros, estes apresentaram características similares aos dos pares vorticais.
Os meandros observados ao longo do período de análise (6 eventos no total)
apresentaram comprimento médio de 270km e amplitude de ~50km. Algumas destas
estruturas se propagaram em sentido SW com velocidade de propagação variando entre
0,04m/s e 0,22m/s. Em alguns casos observou-se recirculação tanto nas cristas
113
(recirculação anticiclônica) quanto nos cavados (recirculação ciclônica) desses
meandros.
Como se pode observar da comparação das simulações global e regional aninhada,
além da taxa de formação de meandros e vórtices ser menor no segundo caso, as
estruturas ciclônicas simuladas apareceram sobre-dimensionadas. Com o intuito de
aumentar a atividade de mesocala configurou-se um outro experimento de 1/16 grau de
resolução espacial com as mesmas características do antes mencionado, exceto pelo
operador matemático utilizado para o cálculo dos coeficientes de difusão de massa e
quantidade de movimento. O operador laplaciano foi substituído por um operador
biharmônico. Esta mudança permitiu incrementar o número de vórtices, principalmente
anticiclônicos, porém as grandes estruturas ciclônicas em Cabo Frio transladando para
NE continuaram a ser observadas. A restrição da faixa de escalas espaciais na qual a
energia é removida tornou a circulação mais energética e a CB mostrou-se mais intensa
(com velocidades máximas de 1,7m/s) e mais instável. Do exposto no presente
parágrafo conclui-se que, no caso atual, não houve melhora com a mudança de operador
de difusão, não sendo, portanto, este experimento considerado na análise das estruturas
de mesoescala. Vale salientar a importância de se realizar um estudo cuidadoso dos
coeficientes e das parametrizações utilizadas no cálculo dos termos difusivos das
equações primitivas.
Em função dos resultados obtidos, cogita-se que a pequena taxa de formação de
estruturas de mesoescala pode dever-se à proximidade dos contornos laterais dos
experimentos de 1/4 e 1/16 de grau. O espaçamento entre os contornos de cada
experimento (principalmente do contorno norte, Figura 7) não teria sido o suficiente
para permitir a formação de variabilidade de mesoescala no experimento de 1/4 grau
antes da informação ingressar no experimento de 1/16 grau. Segundo Lima
(comunicação pessoal) outra causa seria a localização do contorno norte do experimento
de 1/16 grau, em 19,1°S, que limitaria e/ou inviabilizaria a formação de modos de
instabilidade mais amplos, observados na região de Cabo São Tomé, que dão origem a
meandros largos e a vórtices em Cabo Frio. Como se pode observar, a seleção dos
subdomínios de simulação mostrou ser um ponto muito importante a ser levado em
consideração.
Por fim, com base no apresentado nos parágrafos anteriores, conclui-se que a
técnica de aninhamento aplicada no presente trabalho mostrou-se uma boa metodologia
para o desenvolvimento de estudos de mesoescala na região. Acreditamos que a
114
implementação das mudanças mencionadas, como diminuição do tamanho de grade do
experimento de larga escala (primeiro experimento da série de aninhamentos),
diminuição da relação entre resoluções de experimentos consecutivos e redefinição dos
subdomínios de modelagem, implicarão em melhoras significativas na qualidade dos
resultados em alta resolução.
115
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128
APÊNDICE A - Características Gerais do HYCOM
O HYCOM, como fora mencionado no corpo da tese, é um modelo oceânico de
circulação global desenvolvido a partir do Miami Isopycnic Coordinate Ocean Model -
MICOM- (BLECK e BOUDRA, 1981; BLECK e SMITH, 1990; BLECK et al., 1992), em
diferenças finitas na horizontal e com um sistema de coordenadas generalizado na vertical.
É possível mudar de coordenadas de isopicnal para sigma ou para geopotencial e vice versa
(BLECK, 2002). As qualidades associadas à versatilidade do sistema de coordenadas
verticais já foram descritas no Capítulo 3. Vale lembrar que ainda possuindo um sistema de
coordenadas verticais generalizado, o HYCOM continua sendo basicamente um modelo
em camadas isopicnais, no qual é utilizada a densidade potencial -
pot
ρ
- como coordenada
vertical. Com isto o HYCOM mantém a melhor qualidade dos modelos em camadas
isopicnais que é os movimentos de fluidos adiabáticos tornam-se bidimensionais no espaço
x, y,
ρ
pot
já que
pot
ρ
varia monotonamente com a profundidade na maior parte dos oceanos.
Expressado no sistema de coordenadas isopicnal, o conjunto de equações
governantes, denominado modelo de águas rasas em camadas, descreve a dinâmica de um
fluido estratificado em termos da dinâmica de um grupo de camadas de densidade
constante que interagem entre se (BLECK, 2002). Desde um ponto de vista físico, essa
forma de discretização vertical é considerada a mais adequada para representar os
diferentes processos que ocorrem no interior do oceano, já que o transporte de massa
nessas regiões acontece aproximadamente ao longo das superfícies isopicnais
(HAIDVOGEL e BECKMANN, 1999). Portanto outra vantagem desse tipo de
discretização vertical é que
permite realizar uma divisão da mistura fisicamente mais
correta, mistura isopicnal (ao longo das isopicnais) e mistura diapicnal (a través das
superfícies isopicnais). Ambos os processos são importantes no oceano, mas acontecem em
escalas de tempo e locais da coluna de água diferentes (BLECK, 2002). Devido à forma
em que é trabalhada a mistura neste tipo de discretização, a produção de mistura diapicnal
espúria associada ao cálculo numérico da advecção é inibida e é possível adicionar de
forma controlada a mistura diapicnal (HAIDVOGEL e BECKMANN, 1999).
No HYCOM foi possível simultaneamente manter as vantagens dos modelos
isopicnais e eliminar certas desvantagens, como ser a degeneração dos modelos quando as
interfases interceptam a superfície ou o fundo ou quando utilizados em meios não
estratificados ou estaticamente instáveis. Isto por conta do modelo permitir uma passagem
129
suave das coordenadas isopicnais para coordenadas z ou sigma quando as superfícies
isopicnais interceptam os contornos superior ou inferior, ou quando existe uma resolução
vertical inadequada do domínio.
Equações governantes
O HYCOM trabalha com 5 equações prognósticas integradas em camadas: uma para
cada componente horizontal da velocidade (u e v), uma para a espessura da camada
(equação de continuidade) e duas para as variáveis termodinâmicas (salinidade e
temperatura ou salinidade e densidade). O HYCOM, diferente do MICOM, trabalha com
duas variáveis termodinâmicas prognósticas em todo o domínio (BLECK, 2002). O
sistema de equações, antes de ser integrado, pode ser expresso em coordenadas x, y e s
(onde s é uma coordenada vertical não especificada) da seguinte forma (BLECK, 2002):
()
αζ
sss
s
pM
ps
p
sf
t
∇−∇+
∂
∂
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∂
∂
+×++∇+
∂
∂ v
vk
vv
&
2
2
,
1
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∇
∂
∂
⋅∇
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∂
∂
+
∂
∂
−=
−
v
ss
s
p
s
p
p
g
ν
τ
(1)
,0=
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∂
∂
∂
∂
+
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∂
∂
⋅∇+
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∂
∂
∂
∂
s
p
s
ss
p
s
p
t
s
s
&
v
(2)
θ
θθθθ
ν
Hv +
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∇
∂
∂
⋅∇=
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∂
∂
∂
∂
+
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∂
∂
⋅∇+
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∂
∂
∂
∂
sss
s
s
p
s
p
s
ss
p
s
p
t
&
(3)
Onde v = (u, v) é o vetor da velocidade horizontal, p é pressão,
θ
representa as variáveis
termodinâmicas,
1−
=
pot
ρα
é o volume específico potencial,
ss
yuxv ∂∂−∂
∂
≡
ζ
é a
vorticidade relativa,
α
p
gz
M
+≡ é o potencial de Montgomery,
φ
≡
gz é o geopotencial, f
é o parâmetro de Coriolis, k é o vetor unitário na direção vertical,
ν
é o coeficiente de
viscosidade/difusividade, τ é o vetor de tensão de cisalhamento do vento ou de atrito de
fundo e H
θ
é o somatório dos termos fonte diabáticos que incluem mistura diapicnal
atuando em
θ
. Os subscritos indicam quais das variáveis permanecem constantes durante a
diferenciação parcial.
130
A equação de quantidade de movimento integrada na vertical (equação 4) é obtida
após multiplicar (1) por sp ∂∂ , integrar-la no intervalo (s
sup
, s
inf
) e posteriormente dividir-
la por sp ΔΔ :
()
αζ
sss
s
pM
ps
p
sf
t
∇−∇+
∂
∂
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∂
∂
+×++∇+
∂
∂ v
vk
vv
&
2
2
()
() ( )
v
ss
pp
p
g
∇Δ⋅∇Δ+−
Δ
=
−
ν
ττ
1
infsup
(4)
Como se pode observar na equação (4) só os termos de atrito e de mistura de
momentum lateral apresentam mudanças na sua aparência. No caso dos termos de tensão
de atrito do vento e de fundo considera-se que eles variam linearmente desde a interfase
em questão (a superfície do mar e o fundo) até uma certa profundidade (da ordem de 10m).
A equação de continuidade integrada na vertical (5) é obtida a partir de integrar
verticalmente a equação (2) num sistema de coordenadas em camadas, entre duas
interfaces (s
sup
, s
inf
). Neste caso, são consideradas interfaces: a superfície do oceano, o
fundo e as camadas interiores. A equação (5) é uma equação de prognóstico para a
espessura da camada por unidade de área,
supinf
ppp
−
=
Δ
. O termo
()
sps ∂∂
&
é o fluxo
vertical de massa através da superfície s.
()
0
supinf
=
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∂
∂
−
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∂
∂
+Δ⋅∇+Δ
∂
∂
s
p
s
s
p
spp
t
s
s
&&
v
(5)
Aplicando o procedimento anterior à equação (3), obtém-se uma equação de
conservação integrada na vertical, para cada variável termodinâmica (equação 6).
() ()
θ
θθθθθ ν
Hv +∇Δ⋅∇=
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∂
∂
−
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
∂
∂
+Δ⋅∇+Δ
∂
∂
sss
s
p
s
p
s
s
p
spp
t
supinf
&&
(6)
O sistema de equações de prognóstico antes apresentado é complementado por
varias equações de diagnóstico, sendo estas:
¾ a equação hidrostática: pM
=
∂∂
α
;
131
¾ uma equação de estado que relaciona a temperatura potencial (T), a salinidade (S) e
pressão (p) com
pot
ρα
=
−1
, que é uma aproximação da equação de estado da
UNESCO, descrita em BRYDON et al. (1999). Nessa equação a densidade em unidades
sigma (σ) é calculada, para uma certa pressão de referência, a partir de uma função
cúbica em T e linear em S:
()()()
(
)
(
)
(
)()()
2
7
3
65
2
4321
,, STpCTpCSTpCTpCSpCTpCpCpST ++++++=
σ
onde os coeficientes C
i
são função da pressão de referência (em superfície, a 2000m ou a
4000m de profundidade). Uma vantagem dessa equação de estado é que pode ser invertida
para calcular T(
σ
,S,p) e S(
σ
,T,p). Por último,
¾ uma equação prescrevendo o fluxo vertical de massa
(
)
sps
∂
∂
&
através da superfície s.
Esta última equação controla o espaçamento e movimento das interfaces entre camadas
e é a base do sistema híbrido (BLECK, 2002).
As equações de prognóstico são temporalmente integradas mediante o esquema
“split-explicit” (BLECK e SMITH, 1990) implementado para o MICOM por BLECK e
SMITH (1990), onde as variáveis de prognóstico são separadas em duas componentes
(barotrópica e baroclínica). Isto aumenta a eficiência numérica do modelo ao eliminar a
restrição imposta pelas ondas barotrópicas (ondas rápidas, se propagam com velocidade no
mínimo 20 vezes maior que a das ondas internas) no intervalo de tempo de integração.
BLECK e SMITH (op.cit.) consideraram as variáveis prognosticas u e v como um
somatório de: uma parte integrada na vertical ( vu, ) mais uma perturbação ao redor dessa
média ( vu
′′
, ), onde 0=
′
u e 0=
′
v . Quanto à pressão, os autores observaram que as
perturbações na espessura das camadas, causadas por divergências dos fluxos barotrópicos,
são proporcionais á própria espessura da camada. Levando isso em consideração
expressaram a pressão como
(
)
η
+
′
=
1pp , onde
η
é uma variável adimensional que
representa a componente barotrópica do campo de pressões (considerada independente da
profundidade), enquanto
p’ é a componente baroclínica do campo de pressões e cujo valor
no fundo
(
)
fundo
p
′
é independente do tempo.
132
A partir das premissas anteriores, BLECK e SMITH (1990), desenvolveram um
sistema de equações para cada componente (barotrópica e baroclínica). O sistema de
equações barotrópico (integrado na vertical) é integrado temporalmente com um passo de
tempo menor e com um esquema
forward-backward (no cálculo da equação de
continuidade é utilizado um esquema
forward enquanto que, o termo da força de pressão
na equação de quantidade de movimento é avaliado com um esquema
backward).
Entretanto, o sistema de equações tridimensional para a componente baroclínica é
calculado mediante o esquema
leapfrog (centrado no tempo e no espaço) com um passo de
tempo mais longo. A interação entre os esquemas
forward-backward e leapfrog acontece a
cada passo de tempo baroclínico.
A grade utilizada para calcular os campos de massa e velocidade horizontais é uma
grade tipo C de Arakawa (ARAKAWA e LAMB, 1977). Neste tipo de grade, nas duas
direções
x e y, os pontos de cálculo de u e v estão localizados numa posição intermediária
entre os pontos de massa (grades alternadas).
Parametrizações da mistura horizontal e vertical
Em relação à parametrização da mistura, o termo de viscosidade horizontal
turbulenta é parametrizado com a seguinte relação:
⎪
⎭
⎪
⎬
⎫
⎪
⎩
⎪
⎨
⎧
Δ
⎥
⎥
⎦
⎤
⎢
⎢
⎣
⎡
⎟
⎟
⎠
⎞
⎜
⎜
⎝
⎛
∂
∂
+
∂
∂
+
⎟
⎟
⎠
⎞
⎜
⎜
⎝
⎛
∂
∂
−
∂
∂
Δ=
2
2/1
22
,max x
y
u
x
v
y
v
x
u
xu
du
λ
ν
onde
u
d
é a velocidade de difusão no fundo e λ é uma constante.
Entretanto o termo de difusividade turbulenta é parametrizado, seguindo BLECK
et al.
(1992), a partir de considerar que em diferenças finitas o produto
x
∂
∂
θ
ν
é
numericamente equivalente a
θ
∂
d
u (onde
θ
∂
representa a diferença
θ
, a variável
termodinâmica avaliada, entre dois pontos adjacentes da malha) e introduzir uma
velocidade de difusão
xu
d
Δ=
ν
(onde Δx é o tamanho da malha).
Quanto à parametrização da mistura vertical o HYCOM oferece 7 alternativas
diferentes (Tabela A1), das quais três são modelos diferenciais “contínuos” e os restantes
são modelos de camada de mistura (
bulk formulas). Conjuntamente com os modelos de
camada de mistura, o HYCOM apresenta três diferentes algoritmos para parametrizar a
133
mistura diapicnal no interior do oceano, dois deles estão desenhados para trabalhar em
coordenadas híbridas (uma explicita e uma implícita) e o outro é um algoritmo explicito do
tipo presente na versão 2.8 do MICOM. Este último é utilizado quando o HYCOM é
rodado em coordenadas unicamente isopicnais -modo MICOM- (HALLIWELL, 2004).
Tabela A1 – Modelos de parametrização da mistura vertical. Modificada de HALLIWELL (2004).
Parametrização da mistura Descrição
Fonte
bibliográfica
Observações
KPP (nonlocal K-Profile
Parameterization)
Modelo diferencial
contínuo não local
LARGE et al.
(1994)
Não requer de algoritmos para
parametrizar a mistura diapicnal no
interior do oceano
GISS (NASA Goddard
Institute for Space Studies)
Modelo diferencial
contínuo.
Fechamento de
turbulência nível 2
Não requer de algoritmos para
parametrizar a mistura diapicnal no
interior do oceano
MY (Mellor-Yamada)
Modelo diferencial
contínuo.
Fechamento de
turbulência nível
2.5
MELLOR e
YAMADA (1982)
Não requer de algoritmos para
parametrizar a mistura diapicnal no
interior do oceano
PWD (Price-Weller-Pinkel)
Modelo de camada
de mistura
PRICE et al.
(1986)
Utiliza um algoritmo explicito para
parametrizar a mistura diapicnal no
interior do oceano
KTA (Kraus Turner completo
para coordenadas híbridas)
Modelo de camada
de mistura.
Utiliza um algoritmo explicito para
parametrizar a mistura diapicnal no
interior do oceano para
coordenadas híbridas.
KTB (Kraus Turner
simplificado para coordenadas
híbridas)
Modelo de camada
de mistura.
Utiliza um algoritmo explicito ou
um implícito para parametrizar a
mistura diapicnal no interior do
oceano para coordenadas híbridas.
KTC (Kraus Turner para
coordenadas isopicnais)
Modelo de camada
de mistura.
Em coordenadas híbridas: utiliza
um algoritmo implícito para
parametrizar a mistura diapicnal no
interior do oceano. Em
coordenadas isopicnais utiliza um
algoritmo explicito
Formulações das condições de contorno em superfície no HYCOM (BLECK et al.,
2002)
Fluxos termodinâmicos
No modelo três são os tipo de mecanismos de interação oceano-atmosfera
considerados:
¾ Intercâmbio radiativo: balanço entre a radiação solar incidente (radiação de onda curta)
e a radiação solar emitida pela superfície do oceano (radiação de onda larga).
134
¾ Transferência de fluxos turbulentos: constituídos pelo calor latente associado ao
processo de evaporação da água do mar (ou seja, intrinsecamente ligado à taxa de
evaporação) e pelo calor sensível associado a processos de convecção devidos a
diferença entre a temperatura da superfície do mar e a temperatura da camada de ar
imediatamente acima dela.
¾ Transferência de energia mecânica: devida essencialmente à tensão de cisalhamento do
vento.
As forçantes térmicas atmosféricas são especificadas a partir dos seguintes campos
superficiais: radiação total; radiação de onda curta; velocidade do vento a 10m de altura;
conteúdo de vapor de água e precipitação. Esses campos são fornecidos a intervalos de
tempo regulares e são interpolados para o passo de tempo de simulação mediante
interpolação Hermitiana no tempo (no caso de dados mensais) ou interpolação linear no
tempo (no caso de dados amostrados com periodicidade maior a um mês).
O cálculo do efeito da interação oceano-atmosfera na camada de mistura no
HYCOM é dividido em duas partes, o cálculo do balanço do fluxo térmico total (
Q) e o
cálculo das transferências mecânicas de energia.
O balanço do fluxo térmico total (Q) é calculado como:
LSrad
QQQQ ++
=
, onde Q
é o fluxo térmico total;
Q
rad
é o fluxo de calor radiativo (no modelo é dado de entrada); Q
L
é o fluxo de calor latente e Q
S
é o fluxo de calor sensível, ambos estimados internamente
pelo modelo.
O
Q
L
é o segundo termo em importância no balanço (só superado pelo Q
rad
,)
apresenta ordens de magnitude de 200W/m
2
e sempre implica em uma perda de calor para
o oceano. No HYCOM
Q
L
é estimado como:
(
)
vuahaL
EHLVCQ
−
=
ρ
, onde
a
ρ
é a
densidade do ar;
h
C é o coeficiente de transferência turbulenta de calor sensível;
a
V é a
velocidade do vento; L é calor latente de evaporação;
u
H é a umidade especifica e
v
E é a
evaporação.
Por outro lado
Q
S
é estimado como:
(
)
aoahpaS
TTVCCQ
−
=
ρ
, onde além das
variáveis já mencionadas,
p
C é o calor especifico do ar;
o
T é a temperatura da superfície do
mar e
a
T é a temperatura do ar.
135
Um fluxo positivo (para acima) de
Q
S
corresponde a uma perda de calor para o
oceano. A contribuição de energia para o oceano é dependente o sinal da diferença entre a
temperatura da superfície do mar e a temperatura do ar na camada limite atmosférica.
O HYCOM possui duas opções de
bulk formulas para parametrizar os fluxos em
superfície, na primeira os coeficientes são constantes quanto que na segunda são variáveis
(Parametrização de KARA, BLECK
et al., 2002).
Normalmente o fluxo térmico total é corrigido por um termo que leva em
consideração a diferença entre a temperatura do modelo e a temperatura climatológica para
cada passo de tempo (relaxamento newtoniano). Isto permite diminuir problemas de
inconsistência nos resultados da temperatura da superfície do mar (PAIVA, 1999).
Os fluxos em superfície, excetuando o fluxo de radiação de onda curta, são
absorvidos na primeira camada. O fluxo de onda curta pode penetrar nas camadas mais
profundas dependendo do grau de transmitância ou atenuação da luz (AUSTIN, 1977). No
HYCOM esta penetração é calculada com o modelo de decaimento exponencial de duas
componentes (azul e vermelho) de JERLOV (BLECK
et al., 2002).
O cálculo do termo de transferência de energia mecânica é realizado a partir do
cálculo da tensão de cisalhamento do vento na superfície do mar (
()
t
s
τ
) mediante a
seguinte expressão:
aaDas
VVC
ρτ
= , onde C
D
~10
-3
é o coeficiente de atrito na superfície
do mar. Com
()
t
s
τ
é possível calcular a velocidade de atrito (
*
u ) como
0
2
*
x
ρτ
s
u = ,
onde
0
ρ
é uma densidade de referencia e x é o vetor horizontal unitário. Num ponto z
qualquer é utilizado o conceito clássico de difusão turbulenta:
()
z
u
Kz
M
∂
∂
=
ρτ
.
Fluxo de água doce
O fluxo de água doce (
F) é estimado a partir do balanço dos fluxos associados à
evaporação (
E), precipitação (P) e descarga dos rios (R). O termo associado à evaporação é
calculado como um cociente entre o fluxo de calor latente e o coeficiente de calor latente
de evaporação; o termo de precipitação é dado assim como o fluxo relacionado com a
descarga dos rios.
R
E
P
F +−=
No modelo o termo do fluxo de água doce é calculado como um somatório de
F (que é
implementado como um fluxo de sal virtual a través da superfície do mar) mais um termo
de relaxamento da salinidade da superfície do mar do modelo para a climatologia.
136
Formulações das condições de contorno laterais no HYCOM (BLECK et al., 2002)
O modelo possui dois tipos de condições de contorno laterais (CCL): condições de
contorno com relaxamento newtoniano em camadas esponjas e condições de contorno
abertas.
Condições de contorno com relaxamento newtoniano
Este esquema de relaxamento newtoniano pode ser utilizado tanto em camadas
esponja quanto para relaxar para a climatologia dentro de uma sub-area do domínio.
Dentro das camadas esponja a temperatura (
T), salinidade (S) e níveis de pressão (p) são
atualizados a cada passo de tempo mediante a seguinte formulação:
(
)
k
t
k
t
k
t
k
t
TTtTT −Δ+=
+
ˆ
1
μ
(
)
k
t
k
t
k
t
k
t
SStSS −Δ+=
+
ˆ
1
μ
(
)
k
t
k
t
k
t
k
t
pptpp −Δ+=
+
ˆ
1
μ
Onde o chapéu significa a variável climatológica;
k é o numero da camada ou interfase
correspondente;
1−
μ
é a escala de tempo de relaxação (especificado pelo usuário a cada
ponto de grade). Os perfis de
T
ˆ
,
S
ˆ
e p
ˆ
são perfis isopicnais abaixo da camada de mistura.
Quando o modelo é implementado considerando camadas hibridas na vertical, a
temperatura e a salinidade são relaxadas dentro dessas camadas; porém nas camadas
isopicnais profundas só salinidade é relaxada sendo a temperatura diagnosticada pelo
equação de estado. As interfaces de pressão são todas relaxadas para a climatologia..
Condições de contorno abertas
As condições de contorno abertas implementadas no HYCOM foram adaptadas a
partir do MICOM as que por sua vez foram amplamente testadas. Suas principais
características são:
¾ Não são consideradas diferenças entre fluxos entrantes e salientes do domínio nos
contornos. Esta simplificação tem por base o fato de que independente da direção física
do escoamento, a informação geralmente passa através do contorno nos dois sentidos.
¾ As condições de contorno para os modos barotrópicos e baroclínicos são formuladas
separadamente.
¾ A formulação de BROWNING e KREISS é implementada para o modo barotrópico,
especificamente para o campo de pressões e a componente da velocidade normal ao
contorno (BLECK
et al., 2002).
¾ A componente da velocidade barotrópica tangencial ao contorno é prescrita.
137
¾ As velocidades baroclínicas normais ao contorno e os fluxos de massa totais
(barotrópico mais baroclínico) são prescritos.
¾ As velocidades baroclínicas tangencias ao contorno são relaxadas para valores
prescritos.
¾ Outras condições de contorno para o modo baroclínico são aplicadas tanto para o
contorno quanto para uma camada esponja de largura finita.
138
APÊNDICE B - Parâmetros utilizados nas simulações regionais
Parâmetros utilizados no esquema KPP
Tabela B1 - Coeficientes correspondentes ao esquema KPP adotados para as simulações regionais.
Coeficiente
Nome Observações
0.7 rinfty Numero de Richardson (gradiente) máximo
0.3 ricr Numero de Richardson (bulk) critico
0 bldmin Espessura mínima da camada limite superficial (m)
1200 bldmax Espessura máxima da camada limite superficial (m)
0.7 cekman Fator de escala para a profundidade de Ekman
1 cmonob Fator de escala para a profundidade de Monin-Obukov
0 bblkpp Ativa camada limite de fundo (0=F,1=T)
1 shinst Ativa mistura por instabilidade por cisalhamento (0=F,1=T)
1 dbdiff Ativa mistura por difusão dupla (0=F,1=T)
1 nonloc Ativa camada limite de mistura não local (0=F,1=T)
0 latdiw Ativa mistura or ondas internas (0=F,1=T)
0 difsmo Ativa suavização horizontal do coeficiente de difusão (0=F,1=T)
50.e-04 difm0 Máxima viscosidade devida a instabilidade por cisalhamento (m**2/s)
50.e-04 difs0 Máxima difusividade devida a instabilidade por cisalhamento (m**2/s)
1.e-04 difmiw Viscosidade de base/por ondas internas (m**2/s)
1.e-05 difsiw Difusividade de base/por ondas internas (m**2/s)
10.e-04 dsfmax Fator de difusividade por “salt fingering” (m**2/s)
1.9 rrho0 “salt fingering” rp=(alpha*delT)/(beta*delS)
98.96 cs Valor por termo de fluxo
5 c11 Valor para escala de velocidade turbulenta
2 hblflg Selecionador do tipo de interpolação da camada limite (0=const.,1=linear,2=quad.)
2 niter Número de iterações para a solução semi-implicita (2 recomendado)
Coeficientes de velocidade de difusão de quantidade de movimento, espessura da
camada, temperatura e salinidade utilizados nos experimentos de 1 (Exp1 a 5); 1/4
(Exp6); 1/16 (Exp7 e 8) e 1/12 (Exp9) grau de resolução espacial (esta última
simulação pelo HYCOM Consortium).
Tabela B2 – Coeficientes de velocidade de difusão de quantidade de movimento, espessura da camada,
temperatura e salinidade, utilizados nos diferentes experimentos numéricos.
Exps
Coef.
1- 6 7 8 9 Observação
visco2 0,2 0,05 0,00 0,05
Fator de viscosidade laplaciano
visco4 0,0 0,00 0,20 0,00
Fator de viscosidade biharmônico
veldf2 0,03 0,01 0,00 -0.00286
Velocidade de difusão (m/s) de momentum - Laplaciano
veldf4 0,0 0,00 0,03 -0.02
Velocidade de difusão (m/s) de momentum - -Biharmônico
thkdf2 0,005 0,01 0,00 0.0
Velocidade de difusão (m/s) da espessura da camada - Laplaciano
thkdf4 0,0 0,00 0,005 0.05
Velocidade de difusão (m/s) da espessura da camada - Biharmônico
temdf2 0,01 0,01 0,01 0.005
Velocidade de difusão (m/s) da temp/salin - Laplaciano
temdfc 0,0 0,00 0,00 1.0
Conservação da difusão da temperatura (0.0,1.0)
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