Movimentos Estacionários no Oceano Correntes sem Atrito Pela análise de escalas típicas para meso-escala, as componentes da eq. conservação de momento linear ficam simplificadas: Zonal: Meridional: Vertical: Ou seja, o movimento é horizontal e chamado GEOSTRÓFICO. É o balanço entre força de Coriolis e força de gradiente de pressão. Movimento Geostrófico Barotrópico Considere um oceano homogêneo (=constante), onde existe um gradiente de pressão na direção zonal. Pela equação do movimento geostrófico,

O movimento geostrófico explica por que os ventos (na atm) e as correntes (no oceano) são em torno dos centros de alta e baixa pressão. No hemisfério Sul, As equações do movimento geostrófico barotrópico são:

Movimento Geostrófico Baroclínico No item anterior, estudamos o movimento geostrófico barotrópico considerando um oceano homogêneo. Se as isopicnais forem paralelas à superfícies isobáricas, não haverá movimento devido à baroclinicidade. No hemisfério norte,

Método Dinâmico As equações do movimento geostrófico baroclínico são: Essas expressões podem ser avaliadas via série de perfis de densidade (z), calculados a partir dos pares (T,S) de estações hidrográficas. O nível H0, em termos de velocidade barocínica, pode ser entendido como uma profundidade em torno da qual a velocidade é praticamente zero. É o chamado NÍVEL DE MOVIMENTO NULO. É mais comum utilizar o método dinâmico em coordenadas isobáricas (pressão como coordenada vertical).

Exemplo da Aplicação do Método Dinâmico velocidades geostróficas (relativas a 600 m) da Corrente do Brasil na seção 4 do Projeto COROAS/HM em seção normal à cidade de Santos.

Correntes de Deriva do Vento Ekman (1902) idealizou o problema como: vento numa só direção (zonal, por exemplo), oceano homogêneo e infinito horizontalmente. As equações de Ekman são: Nessas condições, a solução obtida por Ekman foi:

Correntes com Atrito Pela análise de escalas (para mesoescala), o número de Ekman vertical é dado por: Para os termos de atrito vertical serem importantes: Ou seja, como HE é da ordem de dezenas de metros, o atrito só é relevante nas proximidades da superfície e do fundo. É a espessura das “Camadas de Ekman”. Se reescalonarmos a eq. Do movimento com o novo “H”: Onde as velocidades são compostas por:

Transporte de Ekman Outro resultado importante da teoria de Ekman é o transporte (por unidade de comprimento) de Ekman que integra as velocidades das correntes de deriva. Para um vento de oeste, a solução (no HN) é: No hemisfério Sul, o inverso é válido. No caso mais geral do vento ter componentes u e v,

Bombeamento de Ekman Vento Espacialmente Não-homogêneo A solução original de Ekman considera vento espacialmente homogêneo e oceano infinito. Vamos “relaxar” essas duas aproximações, uma de cada vez. Vento Espacialmente Não-homogêneo Considere Essas variações vão induzir a regiões de convergência e divergência no oceano com conseqüente geração de componente vertical - o bombeamento de Ekman wE.

O bombeamento de Ekman é calculado a partir da integração da continuidade para obter: No caso do oceano estratificado (HN);

b) Ressurgência Costeira No caso do oceano não ser infinito, mesmo com ventos espacialmente homogêneo, a presença da costa induz a convergências e divergências.

Imagem de satélite (infravermelho) indicando ressurgência em Cabo Frio [Campos, 1995].

Ajustamento Geostrófico Inclinações da superfície livre do mar e das isopicnais, em escalas comparáveis aos raios de deformação (externo e interno), estão associados a correntes geostróficas. Esses desvios podem ser causados por convergências e divergências associadas à dinâmica de Ekman.