CIRCULAÇÃO INDUZIDA PELO VENTO
 A Tensão do Vento é a força de atrito, por unidade de área, causada pela acção do
vento na superfície do mar, paralelamente a esta e é dada pela expressão
=cw2, com c=acD,
em que w é a velocidade do vento, a é a densidade do ar e cD é o coeficiente de
atrito.
 A tensão do vento depende dos seguintes factores:
• velocidade do vento;
• rugosidade da superfície do mar;
• condições atmosféricas suprajacentes.
 A tensão do vento na superfície do mar provoca transferência de quantidade de
movimento da atmosfera para o oceano, dando origem a dois fenómenos distintos:
• ondas superficiais gravíticas;
• correntes superficiais ou correntes de deriva.
 Pode-se obter uma estimativa da velocidade da corrente à superfície utilizando
expressões empíricas; para valores baixos da velocidade do vento, a velocidade da
corrente de deriva é aproximadamente igual a 3% da velocidade do vento.
CIRCULAÇÃO INDUZIDA PELO VENTO
 O movimento resultante da acção do vento na superfície do mar é transmitido às
camadas inferiores do oceano através do atrito interno causado pelo escoamento
turbulento da água. De uma maneira geral, no oceano a viscosidade turbulenta
é bastante superior à viscosidade molecular.
Diferença entre (a) fluxo laminar e (b) fluxo turbulento; as
setas indicam os percursos de parcelas individuais de água.
Diferença entre (a) viscosidade molecular e (b) viscosidade
turbulenta (eddy viscosity); no caso da viscosidade molecular
a transferência de quantidade de movimento entre camadas
está associada a moléculas individuais, enquanto que para a
viscosidade turbulenta está associada a parcelas de fluido.
CIRCULAÇÃO INDUZIDA PELO VENTO
 O Coeficiente de Viscosidade Turbulenta é o coeficiente de atrito com maior
importância nos estudos oceânicos; depende do grau de turbulência e apresenta
uma grande variação:
• AZ - coeficiente de viscosidade turbulenta resultante da mistura vertical.
Gama de valores: 10-2102 kg m-1s-1.
• AH - coeficiente de viscosidade turbulenta resultante da mistura horizontal.
Gama de valores: 104108 kg m-1s-1.
 O facto de AH ser muito superior a AZ reflecte a diferença na extensão segundo a
qual a mistura pode ocorrer nas direcções horizontal e vertical. A mistura
horizontal é muito maior que a mistura vertical.
Circulação Induzida pelo Vento – Teoria de Ekman
força tangencial
induzida pelo vento
Ft
direcção do movimento no
estado estacionário
V0
cubo de água
do oceano
FC
força de Coriolis que
aparece mal o cubo entra
em movimento (estado
inicial)
inicial
Fb
força de atrito entre as
faces submersas do cubo e
a água do oceano
VENTO
FC
força de Coriolis depois
de atingido o estado
estacionário
Equilíbrio entre as forças que actuam num cubo de água em movimento estacionário na superfície
do mar: o cubo começa por acelerar na direcção do vento; assim que entra em movimento roda
para a direita por acção da Força de Coriolis; o estado estacionário é atingido quando as três
forças, Ft, FC e Fb, entram em equilíbrio; nesse instante a velocidade à superfície, V0 é constante
(estado estacionário) e faz um ângulo de 45º para a direita da direcção do vento.
Circulação Induzida pelo Vento – Teoria de Ekman
 Hipóteses do Modelo de Ekman para explicar a circulação induzida pelo vento:
• Campo do vento uniforme em toda a superfície do Oceano;
• Oceano infinito na horizontal e na vertical;
• Oceano homogéneo, i.e., =constante  Barotropia;
• superfície do oceano horizontal, i.e., não há declives da superfície livre;
• Estacionaridade e termos advectivos desprezáveis  modelo linear;
• Oceano hipotético, constituido por um número infinito de camadas horizontais;
camada superior sujeita ao atrito do vento (tensão do vento) no topo e ao atrito
(viscosidade turbulenta) com a camada imediatamente abaixo; o atrito
horizontal é desprezável (AH0) e AZ=constante;
• Camadas em movimento, sob a acção da Força de Coriolis.
Circulação Induzida pelo Vento – Teoria de Ekman
Modelo de Ekman da corrente induzida pelo vento, no Hemisfério
Norte:
(a) forças e velocidade à superfície - a força de atrito total equilibra
a força de Coriolis e a corrente é perpendicular a ambas;
(b) projecção num plano superficial do sentido do vento, alinhado
com a direcção y, e da velocidade da corrente V0 e respectivas
componentes;
(c) perspectiva do decréscimo de velocidade e sua rotação no
sentido retrógrado com o aumento da profundidade;
(d) projecção da velocidade em intervalos de profundidade iguais
num plano horizontal e representação da Espiral de Ekman.
Para profundidades crescentes verifica-se que
o vector velocidade, além de diminuir de
intensidade vai rodando para a direita no
Hemisfério Norte (esquerda no Hemisfério
Sul). A extremidade dos vectores forma assim
uma espiral logarítmica, a Espiral de
Ekman; o comprimento das setas é
proporcional à intensidade das correntes e o
seu sentido é o sentido das correntes;
Circulação Induzida pelo Vento – Teoria de Ekman
 Profundidade de Influência de Atrito do Vento ou Profundidade da Camada
de Ekman, D - profundidade na qual o sentido da corrente induzida pelo vento é
directamente oposto ao sentido da corrente à superfície; a esta profundidade o
módulo da velocidade da corrente é igual a 1/23 do valor da corrente à superfície e
o efeito do vento é desprezável.
 A profundidade da camada de Ekman depende do coeficiente de viscosidade
turbulenta, AZ, e da latitude ,
 2A
D    Z
 f
12



12
 AZ 

  


sin



 Intensidade da corrente média na Camada de Ekman - intensidade média da
corrente sobre toda a Camada de Ekman,
V 
 zy
Df
 Transporte de Ekman: - volume total de água, por unidade de tempo, transportado
segundo um ângulo de 90º cum sole com a direcção do vento; o Transporte de
Ekman é calculado através do produto da velocidade média, com a superfície da
secção perpendicular ao movimento  é um transporte volúmico, ou caudal.
Circulação Induzida pelo Vento – Teoria de Ekman
Esquerda: Espiral de Ekman representativa do padrão de correntes induzidas pelo
vento na superfície, no Hemisfério Norte; Direita: Na camada de Ekman a força
devida à tensão do vento é equilibrada pela força de Coriolis, cujo sentido no
Hemisfério Norte é de 90º para a direita do movimento médio nesta camada.
Circulação Induzida pelo Vento – Resultados da Teoria de Ekman
 Considerando o balanço entre as forças de atrito e a força de Coriolis num número infinito de
camadas que constituem a coluna de água, Ekman concluiu que:
• o módulo da velocidade da corrente induzida pelo vento decresce exponencialmente com a
profundidade;
• a direcção da corrente à superfície faz um ângulo de 45º com a direcção do vento, para a
direita (esquerda) no Hemisfério Norte (Hemisfério Sul); este ângulo de desvio aumenta com
a profundidade  o decréscimo do módulo da velocidade com a profundidade em simultâneo
com o aumento do ângulo de desvio formam a Espiral de Ekman.
• o movimento médio e o transporte na camada de Ekman faz-se segundo um ângulo recto com
a direcção do vento, para a direita (esquerda), no Hemisfério Norte (Hemisfério Sul).
Olhando de cima para o oceano:
Vento
Transporte
de Ekman
Atrito no Fundo
Com a aproximação do fundo, a corrente
diminui de velocidade devido ao atrito. A
força de Coriolis diminui, pois é
proporcional à velocidade. Então a força
do gradiente de pressão não é
compensada e o escoamento roda para a
esquerda até que haja balanço entre a
força de Coriolis, a força do gradiente de
pressão e a força de atrito no fundo, o que
ocorre quando a velocidade rodou 45º
para a esquerda. Mas também nessa
altura a velocidade é nula!! Por isso não
chega a rodar 45º....
fundo do mar
subida do nível do mar
Zonas de Convergência e
Divergência no Oceano
força de
Coriolis
Hemisfério Norte
corrente geostrófica
vento ciclónico
corrente á
superfície
força
horizontal
do grad P
vento anticiclónico
transporte
de Ekman
A
B
vento
convergência
Representação esquemática
(a) de divergência de águas
superficiais que conduz ao
afloramento de águas subsuperficiais e (b) de
convergência de águas
superficiais que conduz ao
seu afundamento.
nível do mar
divergência
Representação esquemática do efeito de um vento ciclónico e
anticiclónico na superfície e na camada de mistura – Ekman Pumping
Geração de uma corrente geostrófica num vórtice induzido por ventos
anticiclónicos no Hemisfério Norte
Zonas de Convergência e Divergência no Oceano
Representação esquemática de diversos tipos de escoamento superficial
que conduzem a movimento vertical de águas: (a) divergência conduz a
afloramento de águas sub-superficiais; (b) convergência conduz ao
afundamento das águas superficiais.
Zonas de Convergência e Divergência no Oceano
 Existem convergências de pequena escala, frequentemente marcadas pela acumulação de detritos
superficiais, como por exemplo algas, plantas marinhas, espuma e manchas de petróleo. Em
certas circunstâncias a convergência linear forma-se paralelamente ao vento e, neste caso tem a
designação de Circulação de Langmuir. A Circulação de Langmuir é composta por vórtices
helicoidais, com eixos paralelos à direcção do vento que resultam de instabilidades causadas pela
tensão do vento na água superficial bem misturada, ou seja, com densidade homogénea. A
Circulação de Langmuir na camada superficial do oceano surge em resultado da interacção entre
as correntes induzidas por ventos superiores a 7 m/s e as correntes induzidas pelas ondas (deriva
de Stokes).
Representação esquemática da Circulação de Langmuir na camada superficial do oceano.
O Afloramento (upwelling) Equatorial
O Afloramento Costeiro
Representação esquemática do desenvolvimento do afloramento
costeiro na fronteira leste dos oceanos, no Hemisfério Norte.
O Afloramento Costeiro
vorticidade
do vento
negativa
vorticidade
do vento
positiva
Principais regiões de afloramento costeiro no oceano mundial.
Representação esquemática de uma
situação de afloramento costeiro
devido a ventos de intensidade
variável perpendicularmente à costa.
O Afloramento Costeiro
Temperatura da superfície do mar obtida a partir
de satélite mostrando o afloramento em regiões
costeiras do norte de África.
Temperatura da superfície do mar obtida a partir
de satélite mostrando o afloramento na costa
oeste da Península Ibérica.