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9.6: Correntes de superfície - Geociências

9.6: Correntes de superfície - Geociências


A água do oceano se move de maneiras previsíveis ao longo da superfície do oceano. Correntes de superfície pode fluir por milhares de quilômetros e pode atingir profundidades de centenas de metros. As correntes de superfície são criadas por três coisas: padrões globais de vento, a rotação da terra, e as forma das bacias do oceano.

Correntes oceânicas de superfície

As correntes de superfície são extremamente importantes porque distribuem calor ao redor do planeta e são um fator importante que influencia o clima ao redor do globo.

Correntes de vento globais

Os ventos na Terra são globais ou locais. Ventos globais sopram nas mesmas direções o tempo todo e estão relacionadas ao aquecimento desigual da Terra pelo Sol, ou seja, mais radiação solar atinge o equador do que as regiões polares, e a rotação da Terra chamada de Efeito Coriolis. As causas dos padrões globais de vento serão descritas em detalhes mais tarde, quando olharmos para a atmosfera. A água nas correntes superficiais é empurrada na direção dos cinturões de vento principais:

  • ventos alísios: leste a oeste entre o equador e 30 graus norte e 30 graus sul
  • ventos de oeste: oeste para leste nas latitudes médias
  • ventos polares: leste a oeste entre 50 graus e 60 graus norte e sul do equador e pólo norte e sul

Rotação da Terra

O vento não é o único fator que afeta as correntes oceânicas. O efeito Coriolis descreve como a rotação da Terra direciona os ventos e as correntes oceânicas de superfície. O efeito Coriolis faz com que objetos em movimento livre pareçam se mover para a direita no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério sul. Os próprios objetos estão na verdade se movendo em linha reta, mas a Terra está girando abaixo deles, então eles parecem se curvar ou se curvar.

Um exemplo pode tornar o efeito Coriolis mais fácil de visualizar. Se um avião voa 500 milhas ao norte, não chegará à cidade que estava ao norte quando iniciou sua jornada. Com o tempo que leva para o avião voar 500 milhas, aquela cidade se moveu, junto com a Terra onde ela está assentada. O avião chegará, portanto, a uma cidade a oeste da cidade original (no Hemisfério Norte), a menos que o piloto tenha compensado a mudança. Portanto, para chegar ao destino pretendido, o piloto também deve virar para a direita ao voar para o norte.

Conforme o vento ou a corrente do oceano se movem, a Terra gira sob ele. Como resultado, um objeto que se move para o norte ou para o sul ao longo da Terra parecerá se mover em uma curva, em vez de em uma linha reta. O vento ou a água que viaja em direção aos pólos a partir do equador é desviado para o leste, enquanto o vento ou a água que viaja em direção ao equador a partir dos pólos é desviado para o oeste. O efeito Coriolis desvia a direção das correntes de superfície para a direita no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério sul.

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9.6: Correntes de superfície - Geociências

Se escolhemos representar o campo magnético em termos de potencial escalar magnético ou potencial vetorial UMA, em uma região livre de corrente com permeabilidade uniforme, ela assume uma distribuição governada pela equação de Laplace. Ou seja, onde é constante e J = 0, (9.5.1) e (9.5.2) exigem que H é solenóide e irrotacional. Se deixarmos H = - , o campo é automaticamente irrotacional e

é a condição de que seja solenoidal. Se deixarmos H = x UMA, o campo é automaticamente solenoidal. A condição de que também seja irrotacional (junto com a exigência de que UMA ser solenoidal) é então

x x UMA = ( UMA) - 2 UMA

Assim, em coordenadas cartesianas, cada componente de UMA satisfaz a mesma equação que.

Os métodos ilustrados para representar dielétricos uniformes por peça na Seç. 6.6 são aplicáveis ​​aqui também. A principal diferença é que aqui as correntes são usadas para excitar o campo, enquanto lá, cargas desemparelhadas foram responsáveis ​​por induzir a polarização. As fontes agora são a densidade de corrente e a densidade de corrente de superfície, em vez de volume não pareado e cargas de superfície. Assim, as excitações externas conduzem a ondulação do campo, de acordo com (9.5.1) e (9.5.3), ao invés de sua divergência.

As condições de contorno necessárias nas interfaces entre materiais magneticamente lineares são

para o componente normal da intensidade do campo magnético, e

para a componente tangencial, na presença de uma corrente de superfície. Como antes, acharemos conveniente representar os enrolamentos por correntes de superfície equivalentes.

Exemplo 9.6.1. A bobina esférica com um núcleo permeável

A bobina esférica desenvolvida no Exemplo 8.5.1 é agora preenchida com um núcleo uniforme com a permeabilidade. Com a intensidade do campo novamente representada em termos do potencial escalar magnético, H = - , a análise difere apenas ligeiramente da já realizada. A equação de Laplace, (1), novamente prevalece dentro e fora da bobina. Na superfície da bobina, o tangencial H novamente sofre uma descontinuidade igual à densidade de corrente de superfície de acordo com a condição de continuidade do Amp & # 232re, (4). O efeito do material permeável é sentido apenas através da condição de continuidade do fluxo, (3), que requer que

Assim, a condição de continuidade de fluxo normal de (8.5.12) é generalizada para incluir o efeito do material permeável por

e segue-se que os coeficientes necessários para avaliar e, portanto, H, são agora

A substituição desses coeficientes em (8.5.10) e (8.5.11) dá o campo dentro e fora da bobina esférica.

Se a bobina for altamente permeável, essas expressões mostram que a intensidade do campo interno é muito menor do que externo. No limite da "permeabilidade infinita", onde o / 0, o campo interno é zero, enquanto o externo se torna

Esta é a densidade de corrente de superfície, (8.5.6). Uma densidade de corrente de superfície apoiada por um material altamente permeável termina o campo magnético tangencial. Assim, a condição de continuidade do Amp & # 232re relacionando os campos a cada lado da superfície é substituída por uma condição de limite no campo no lado de baixa permeabilidade da interface. Usando esta condição de limite, que H a ser igual ao dado K , (8.5.6), a solução para o exterior e H pode ser escrito por inspeção no limite quando.

A densidade do fluxo magnético interno pode, por sua vez, ser aproximado usando este campo externo para calcular a densidade de fluxo normal à superfície. Porque esta densidade de fluxo deve ser a mesma dentro, encontrar o campo interior reduz-se a resolver a equação de Laplace para sujeito à condição de contorno que

Novamente, a solução representa um campo uniforme e pode ser escrita por inspeção.

O H campo, o gradiente da expressão acima, é de fato aquele dado por (8a) no limite onde o / é pequeno. Observe que o interior H vai para zero quando a permeabilidade vai para o infinito, mas a densidade do fluxo interior B permanece finito. Este fato deixa claro que a indutância da bobina deve permanecer finita, mesmo no limite onde.

Para determinar uma expressão para a indutância que é válida independentemente da permeabilidade do núcleo, (8a) pode ser usado para avaliar (8.5.18). Observe que a densidade de fluxo interno B que substitui o Hz é 3 /[ + 2o] vezes maior do que a densidade do fluxo na ausência do material magnético. Este fator de melhoria aumenta monotonicamente com a proporção /o mas atinge um máximo de apenas 3 no limite em que essa proporção vai para o infinito. Mais uma vez, temos evidências da desmagnetização do núcleo causada pela carga magnética superficial induzida na superfície da esfera.

Com a uniformidade do campo dentro da esfera conhecida de antemão, uma derivação muito mais simples de (8a) fornece uma visão mais detalhada do papel da magnetização. Assim, no núcleo, o H-field é a superposição de dois campos. O primeiro é causado pela corrente de superfície, e dado por (8a) com = o.

O segundo é devido à magnetização uniforme M = Meuz, que é dado pela magnetização análogo a (6.3.15) (E H , P o M , o o ).

A intensidade líquida do campo magnético interno é a soma delas.

Só agora vamos introduzir a lei constitutiva relativa Mo para Hz, Mo = m Hz. [Na seção 9.8 exploraremos o fato de que a relação pode ser não linear.] Se esta lei for introduzida em (15), e essa expressão for resolvida para Hz, é obtido um resultado familiar de (8a).

Este último cálculo demonstra novamente como o campo Ni / 3R é reduzido pela magnetização através do "fator de feedback" 1/[1 + (m /3)].

Modelos de circuito magnético, apresentados na próxima seção, exploram a capacidade de materiais altamente permeáveis ​​para guiar o fluxo magnético. O exemplo considerado a seguir usa soluções familiares para a equação de Laplace para ilustrar como essa orientação ocorre. Faremos referência a este estudo de caso quando o assunto dos circuitos magnéticos for iniciado.

Exemplo 9.6.2. Modelo de campo para um circuito magnético

Uma pequena bobina com N vira e animado por uma corrente eu é usado para fazer um campo magnético em um material de forma esférica de permeabilidade b. Conforme mostrado na Fig. 9.6.1, a bobina tem raio R, enquanto a esfera tem raio b e é cercado por um meio magnético de permeabilidade uma.

Figura 9.6.1 Esfera de material com permeabilidade uniforme com N- bobina de raio de volta R em seu centro. Porque R b, a bobina pode ser modelada como um dipolo. A região circundante tem permeabilidade uma.

Como o raio da bobina é pequeno em comparação com o da esfera, ela será modelada como um dipolo com seu momento m = R 2 i no z direção. Segue-se de (8.3.13) que o potencial escalar magnético para este dipolo é

Nenhuma densidade de corrente superficial existe na superfície da esfera. Assim, a lei de continuidade do Amp & # 232re exige que

Além disso, na interface, a condição de continuidade do fluxo é

Finalmente, a única excitação do campo é a bobina na origem, então exigimos que o campo decaia para zero longe da esfera.

Dado que o potencial escalar tem a dependência cos (), procuramos soluções tendo essa mesma dependência. Na região externa, a solução que representa um campo uniforme é descartada porque não há campo no infinito. Na vizinhança da origem, sabemos que deve se aproximar do campo dipolo. Essas duas condições estão implícitas nas soluções assumidas

enquanto os coeficientes UMA e C estão disponíveis para satisfazer as duas condições de continuidade restantes, (18) e (19). A substituição dá duas expressões que são lineares em UMA e C e que pode ser resolvido para dar

Concluímos, portanto, que o potencial magnético escalar fora da esfera é o de um dipolo

enquanto dentro é o de um dipolo mais o de um campo uniforme.

Para valores crescentes da permeabilidade relativa, os equipotenciais e as linhas de campo são mostrados na Fig. 9.6.2. Com b/uma = 1, o campo é simplesmente o do dipolo na origem. No extremo oposto, onde a razão de permeabilidades é 100, tornou-se claro que as linhas de campo internas tendem a se tornar tangenciais à superfície esférica.

Figura 9.6.2 Potencial magnético e linhas de intensidade de campo dentro e ao redor da esfera magnetizável da Fig. 9.6.1. (a) Com a razão de permeabilidades igual a 1, o campo dipolo se estende para a região de espaço livre circundante sem modificação. (b) Com b/uma = 3, as linhas de campo tendem a ser mais confinadas à esfera. (c) Com b/uma = 100, as linhas de campo (e, portanto, as linhas de fluxo) tendem a permanecer dentro da esfera.

Os resultados da Fig. 9.6.2 podem ser elaborados tomando o limite de b /uma indo para o infinito. Neste limite, os potenciais escalares são

No limite de uma grande permeabilidade do meio no qual a bobina está embutida em relação ao meio circundante, a orientação do fluxo magnético ocorre pelo meio altamente permeável. De fato, neste limite, o fluxo produzido pela bobina vai ao infinito, enquanto o fluxo do campo H duma escapar da esfera (a chamada "franja") permanece finito, porque o potencial exterior permanece finito. O fluxo magnético B duma é guiado dentro da esfera e praticamente nenhum fluxo magnético escapa. As linhas de fluxo na superfície interna da esfera altamente permeável podem ser praticamente tangenciais, como de fato previsto por (26).

Outro limite de interesse é quando o meio externo é altamente permeável e a bobina está situada em um meio de baixa permeabilidade (como espaço livre). Neste limite, obtém-se

A superfície em r = b torna-se um equipotencial de. O campo magnético é perpendicular à superfície. O meio altamente permeável se comporta de maneira análoga a um condutor perfeito no caso eletroquasistático.

Para obter uma visão física, dois tipos de condições de contorno aproximadas foram ilustrados no exemplo anterior. Isso se aplica quando uma região é de permeabilidade muito maior do que outra. No limite de permeabilidade infinita de uma das regiões, as duas condições de continuidade na interface entre essas regiões reduzem-se a uma condição de contorno nos campos em uma das regiões. Concluímos esta seção com um resumo dessas condições de contorno.

Figura 9.6.3 Representação gráfica das relações entre os componentes de H em uma interface entre um meio de permeabilidade uma e um material com permeabilidade b.

Em uma fronteira entre as regiões (a) e (b), tendo permeabilidades uma e b, respectivamente, a densidade de fluxo normal Hn é contínuo. Se não houver densidade de corrente superficial, os componentes tangenciais Ht também são contínuos. Assim, a intensidade do campo magnético para cada lado da interface é mostrada na Fig. 9.6.3. Com os ângulos entre H e o normal em cada lado da interface denotado por e, respectivamente,

As condições de continuidade podem ser usadas para expressar bronzeado ( ) em termos dos campos do lado (b) da interface, de modo que

No limite onde uma /b 0, há, portanto, duas possibilidades. Qualquer tan () 0, para que 0 e H na região (a) torna-se perpendicular ao limite, ou bronzeado ( ) de modo a 90 graus e H na região (b) torna-se tangencial à fronteira. Qual dessas duas possibilidades pertence depende da configuração da excitação.

Excitação na região de alta permeabilidade

Uma vez que o campo foi determinado no material infinitamente permeável, a continuidade da tangencial H é usado para fornecer uma condição de limite no lado do espaço livre da interface.

Figura 9.6.4 Contorno típico na configuração da Fig. 9.6.1 corrente envolvente sem deixar material altamente permeável.

Excitação na região de baixa permeabilidade

Figura 9.6.5 (a) Com a bobina na região de baixa permeabilidade, o contorno que circunda a corrente deve passar pelo material de baixa permeabilidade. (b) Com a bobina na superfície entre as regiões, os contornos que circundam a corrente ainda devem deixar a região altamente permeável.

Com fios na interface entre regiões compreendendo uma densidade de corrente superficial, conforme ilustrado na Fig. 9.6.5b, ainda não é possível circundar a corrente sem seguir um contorno que deixa o material altamente permeável. Assim, o caso de uma corrente de superfície também está nesta segunda categoria. O tangencial H é terminado pela densidade de corrente de superfície. Assim, a condição de limite em H no lado interno da interface transportando a corrente de superfície K é

Esta condição de contorno foi ilustrada no Exemplo 9.6.1.

Uma vez que os campos na região interior foram encontrados, a continuidade da densidade de fluxo normal fornece uma condição de contorno para determinar a distribuição do fluxo na região altamente permeável.


9.5 Correntes, ressurgência e ressurgência

O movimento das correntes de superfície também desempenha um papel nos movimentos verticais das águas mais profundas, misturando a coluna de água superior. Ressurgência é o processo que traz águas profundas para a superfície, e seu principal significado é que traz águas profundas ricas em nutrientes para a superfície desprovida de nutrientes, estimulando a produção primária (ver seção 7.3). Downwelling é onde a água da superfície é forçada para baixo, onde pode levar oxigênio para águas mais profundas. A ressurgência leva à redução da produtividade, pois estende a profundidade da camada limitada por nutrientes.

A ressurgência ocorre onde as correntes de superfície divergem ou se afastam umas das outras. À medida que as águas superficiais divergem, águas mais profundas devem ser trazidas para a superfície para substituí-las, criando zonas de ressurgência. A água ressurgida é fria e rica em nutrientes, proporcionando alta produtividade. Muitas das regiões mais produtivas da Terra são encontradas em zonas de ressurgência. No Pacífico equatorial, os ventos alísios sopram as Correntes Equatorial Norte e Sul em direção ao oeste, enquanto o transporte Ekman faz com que as camadas superiores se movam para o norte e o sul em seus respectivos hemisférios. Isso cria uma zona de divergência e uma região de ressurgência e alta produtividade (Figura 9.5.1).

Figura 9.5.1 Ressurgência equatorial e aumento da produtividade como resultado da divergência entre as correntes equatoriais norte e sul (modificado por PW a partir de imagem da NASA [domínio público], via Wikimedia Commons).

Um processo semelhante ocorre perto do continente antártico, criando uma das regiões mais produtivas da Terra, a divergência antártica. Neste caso, a deriva do vento oeste (corrente circumpolar da Antártica) está fluindo paralelamente, mas na direção oposta à deriva do vento leste. Com ambas as correntes ocorrendo no hemisfério sul, o transporte de Ekman será para a esquerda, de modo que a água da deriva do vento oeste que flui para o leste será transportada para o norte, e a água da deriva do vento leste que flui para o oeste será transportada para o sul, criando uma zona de divergência altamente produtiva (Figura 9.5.2).

Figura 9.5.2 Altos níveis de nutrientes na zona de divergência da Antártica, como resultado da divergência das correntes West Wind Drift e East Wind Drift criando forte ressurgência (Modificado por PW de Plumbago (Trabalho próprio) [CC BY-SA 3.0], via Wikimedia Commons).

A ressurgência ocorre onde as correntes de superfície convergem. A água convergente não tem para onde ir, a não ser para baixo, então a água da superfície afunda. Uma vez que as águas superficiais são geralmente pobres em nutrientes, o ressurgimento leva a zonas de baixa produtividade. Um exemplo de região de downwelling é ao largo da costa de Labrador, no Canadá, para onde convergem a Corrente do Golfo, Labrador e as correntes da Groenlândia Oriental.

Ressurgência Costeira

A ressurgência e a ressurgência também ocorrem ao longo da costa, quando os ventos movem a água para perto ou para longe da costa. A água superficial que se afasta da terra leva à ressurgência, enquanto a ressurgência ocorre quando a água superficial se move em direção à terra. Historicamente, alguns dos pesqueiros comerciais mais produtivos têm sido associados à ressurgência costeira. Ao longo da costa da Califórnia, os ventos predominantes locais sopram em direção ao sul. O transporte Ekman move a camada superficial 90 o para a direita do vento, o que significa que o transporte Ekman líquido está na direção offshore. A água deslocada perto da costa é substituída por água mais profunda, fria e rica em nutrientes, que é trazida à superfície por meio da ressurgência, levando a alta produtividade (Figura 9.5.3).

Figura 9.5.3 Ressurgência costeira. À medida que o vento sopra ao longo da costa, o transporte Ekman move a camada de superfície em uma direção de 90 o em direção ao vento. Nesta figura, está à direita do vento, indicando uma localização no hemisfério norte. Conforme as águas superficiais se movem para o mar, elas são substituídas por águas mais profundas ressurgidas (por Lichtspiel [domínio público], via Wikimedia Commons).

O mesmo processo ocorre na costa do Peru, que por muito tempo teve a maior pescaria comercial do mundo. Os ventos ao longo da costa peruana sopram em direção ao norte, e como o Peru está no hemisfério sul, o transporte Ekman está 90 o à esquerda do vento, o que faz com que as águas superficiais se movam para o mar e leva à ressurgência e produtividade. Em qualquer local de ressurgência costeira, se os ventos forem revertidos, a água da superfície se moverá em direção à costa e o resultado será a ressurgência.

A ressurgência também pode ocorrer devido a características geológicas do fundo do oceano. Por exemplo, conforme as correntes de águas profundas encontram montes submarinos ou outras características elevadas, a água é forçada para cima, trazendo água rica em nutrientes para a superfície. Isso ajuda a explicar por que a produtividade costuma ser alta na água sobre os montes submarinos.

processo pelo qual águas mais profundas são trazidas à superfície (9.5)

no contexto da produção primária, as substâncias exigidas pelos organismos fotossintéticos para crescer e se reproduzir (5.6)

a síntese de compostos orgânicos a partir de dióxido de carbono aquoso por plantas, algas e bactérias (7.1)

processo pelo qual a água superficial é forçada para baixo (9.5)

faixas de vento predominantes entre o equador e 30 graus de latitude (8.2)

transporte a granel de água devido à espiral de Ekman, o movimento da rede O transporte de Ekman é de 90 graus em relação à direção do vento (9.3)


9.6: Correntes de superfície - Geociências

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Introdução

Um tsunami é uma série de ondas geradas principalmente quando os limites das placas terrestres se movem abruptamente e deslocam verticalmente a água sobrejacente. Terremotos relacionados a zonas de subducção geram a maioria de todos os tsunamis, entretanto, nem todo terremoto é capaz de gerar um tsunami. Por esse motivo, deve-se determinar no mar se um terremoto realmente provocou uma onda tsunami. Embora um tsunami não possa ser evitado, é possível mitigar o impacto de um tsunami por meio da preparação da comunidade, avisos oportunos e respostas eficazes. Os Tsunami Early Warning Systems (TEWS) enfrentam o desafio do alerta de campo próximo com um tempo de alerta extremamente curto. Se um terremoto tsunamigênico se origina perto da costa, o tempo entre um evento sísmico e o lançamento de um alerta de tsunami é limitado a apenas alguns minutos.

Enquanto as ondas do mar cotidianas têm um comprimento de onda (de crista a crista) de até 100 me uma altura de até 3 m, um tsunami no oceano profundo tem um comprimento de onda de cerca de 200 km e viaja grandes distâncias transoceânicas com perdas de energia limitadas . Essa onda viaja a uma velocidade de mais de 200 m / s, tem um comprimento de onda enormemente grande e geralmente uma amplitude muito menor que 0,5 m. Isso torna os tsunamis difíceis de detectar em águas profundas e geralmente não são percebidos por navios em mar aberto.

Supõe-se que os distúrbios do tsunami se propagam no oceano profundo como ondas de gravidade em águas rasas com dispersão zero, então sua velocidade de fase é aproximada pela teoria das ondas lineares como ( sqrt ) , Onde g é a aceleração da gravidade e d é a profundidade da água. A dependência da velocidade de fase é mostrada na Fig. 1a. Conforme o tsunami se aproxima da costa e as águas se tornam mais rasas, a onda é comprimida devido ao rebaixamento das ondas e sua velocidade diminui para cerca de 20 m / s (ver Fig. 1a). Seu comprimento de onda diminui para menos de 20 km e sua amplitude aumenta e produz uma onda claramente visível.

Resultados da teoria de ondas lineares: uma Velocidade de propagação da fase do tsunami. b A velocidade orbital máxima (velocidade da corrente de superfície) das partículas de superfície em uma onda de tsunami. As linhas vermelhas são os limites de resolução de velocidade do radar para diferentes frequências de operação do radar, que definem a detectabilidade de correntes induzidas por tsunami

Os movimentos orbitais das partículas superficiais, à medida que a onda de gravidade em águas rasas se propaga além de um ponto, são elipses alongadas horizontalmente com o semi-eixo maior correspondendo à elevação da água, conforme descrito em Kinsman (1965). A aplicação da teoria linear para a velocidade orbital máxima (velocidade da corrente de superfície) em função da profundidade é mostrada por uma linha verde na Fig. 1b para uma onda de tsunami com uma elevação inicial de 0,2 m no oceano profundo. Pode ser facilmente visto que as velocidades da corrente de superfície induzidas por um tsunami são escalas menores do que a velocidade de fase da propagação do tsunami. No entanto, essas velocidades atuais seriam medidas com precisão com alta resolução espacial e temporal usando a tecnologia de radar oceânico de alta frequência (HF). A sensibilidade do radar em resolver as velocidades da corrente de superfície depende estritamente de sua frequência de operação f (entre 5 e 30 MHz) e tempo de integração coerente TCI para processamento de sinal, conforme mostrado na Fig. 1b por linhas vermelhas. Essas linhas são limites de resolução de velocidade. Deve-se notar que o uso de uma frequência de radar de 6 MHz com tempo de integração de 4 minutos ou frequência de 12 MHz com tempo de integração de 2 minutos forneceria os limites de velocidade equivalentes. Geralmente, quanto mais baixa a frequência de operação, mais tempo de integração é necessário para obter a resolução de velocidade do tsunami necessária. Todas as velocidades da corrente do tsunami acima desses limites são detectadas no mar. Embora o radar oceânico de HF não meça diretamente a altura da onda de um tsunami que se aproxima, ele é capaz de contribuir para o desenvolvimento e a melhoria do TEWS, a maioria dos quais são analisados ​​em Joseph (2011), medindo as velocidades das correntes de superfície.


9.1 Giros de Superfície

No capítulo anterior, os principais padrões de vento na Terra foram derivados. São esses ventos predominantes que sopram na superfície da água para criar as principais correntes da superfície do oceano. No entanto, apenas cerca de 2% da energia eólica é realmente transferida para a água, portanto, um vento de 50 nós cria apenas uma corrente de 1 nó. Além disso, as correntes superficiais impulsionadas pelo vento afetam apenas os 100-200m superiores da água, o que significa que as correntes superficiais envolvem apenas cerca de 10% da água do oceano mundial. Na seção 9.8, examinaremos a circulação termohalina profunda, que afeta cerca de 90% da água do oceano.

As correntes de superfície geralmente se movem na mesma direção dos ventos que as criaram. No entanto, por causa da deflexão de Coriolis, as correntes de superfície são deslocadas aproximadamente 45 o em relação à direção do vento 45 o à direita no hemisfério norte e 45 o à esquerda no hemisfério sul. Isso cria um padrão de circulação geral onde em ambos os hemisférios, as correntes de superfície fluem de leste a oeste entre o equador e 30 o de latitude, de oeste a leste entre 30 o e 60 o, e de leste a oeste entre 60 o e os pólos (Figura 9.1.1 )

Figura 9.1.1 Correntes superficiais generalizadas no Oceano Atlântico. A) As águas superficiais que se movem a 45 o em relação aos ventos alísios criam as correntes equatoriais que fluem para oeste. B) Entre 30-60 o de latitude, os ventos de oeste formam correntes de superfície que fluem para o leste (PW, mapa de Catrin (Trabalho próprio, usando GMT) [CC BY-SA 3.0], via Wikimedia Commons).

Os ventos alísios criam as correntes equatoriais que fluem de leste para oeste ao longo do equador, as correntes Norte Equatorial e Sul Equatorial. Se não houvesse continentes, essas correntes de superfície percorreriam toda a volta da Terra, paralelamente ao equador. No entanto, a presença dos continentes impede esse fluxo desimpedido. Quando essas correntes equatoriais atingem os continentes, elas são desviadas e desviadas do equador pela deflexão do Efeito Coriolis para a direita no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério sul. Essas correntes então se tornam correntes de limite ocidental que correm ao longo do lado ocidental da bacia do oceano (ou seja, a costa leste dos continentes). Como essas correntes vêm do equador, elas são correntes de água quente, trazendo água quente para latitudes mais altas e distribuindo calor por todo o oceano.

Ao mesmo tempo, entre 30-60 o de latitude, os ventos de oeste movem as águas superficiais para o leste. O Efeito Coriolis e a presença dos continentes desviam as correntes em direção ao equador, criando correntes de fronteira a leste (no lado oriental das bacias oceânicas). Essas correntes vêm de áreas de alta latitude, portanto, elas fornecem água fria para as latitudes mais baixas. Juntas, essas correntes se combinam para criar padrões circulares em grande escala de circulação de superfície chamados giros . No hemisfério norte, os giros giram para a direita (sentido horário), enquanto no hemisfério sul os giros giram para a esquerda (sentido anti-horário).

Existem cinco giros principais nos oceanos: Atlântico Norte, Atlântico Sul, Pacífico Norte, Pacífico Sul e Índico (Figura 9.1.2). O giro do Pacífico Norte é composto pela Corrente Equatorial Norte em seu limite sul, que se transforma na Corrente Kuroshio (também conhecida como Corrente do Japão) trazendo água quente para o norte em direção ao Japão. O Kuroshio flui para a Corrente do Pacífico Norte, que se move para o leste em direção à América do Norte, onde se torna a Corrente da Califórnia para completar o giro. O giro do Atlântico Norte é formado pela Corrente Equatorial Norte que flui para a Corrente do Golfo ao longo da costa leste dos Estados Unidos. A Corrente do Golfo se funde com a Corrente do Atlântico Norte para mover a água em direção à Europa, que então se torna a Corrente das Canárias à medida que se move para o sul para se juntar à Corrente Equatorial do Norte.

Figura 9.1.2 As principais correntes de superfície globais (http://www.seos-project.eu/modules/oceancurrents/oceancurrents-c02-p01.html, Fonte: NOC CC BY-NC-SA 2.0).

Perto da Antártica, a circulação é um pouco diferente. Como há pouco no caminho das massas de terra continentais entre 50-60 o sul, a corrente de superfície criada pelos ventos de oeste pode fazer seu caminho completamente ao redor da Terra, criando a Corrente Circumpolar Antártica (ACC) ou Deriva do Vento Oeste (WWD) que flui de oeste para leste (Figura 9.1.2). A Corrente Circumpolar Antártica é a única corrente que conecta todas as principais bacias oceânicas e, em termos de quantidade de água que transporta, é a maior corrente de superfície da Terra. Acima de 60 o de latitude, os ventos predominantes são os ventos polares de leste, que criam uma corrente fluindo de leste para oeste ao longo da borda do continente Antártico, a Deriva do Vento Leste ou a Corrente Costeira Antártica.

A Corrente Circumpolar Antártica cria a fronteira sul para todos os giros do hemisfério sul. No giro do Pacífico Sul, o ACC se torna a Corrente do Peru (também conhecida como Corrente de Humboldt) subindo pela costa oeste da América do Sul, antes de se juntar à Corrente Sul Equatorial. A corrente sul equatorial flui para o sul como a corrente leste da Austrália, antes de completar o giro com o ACC. O giro do Atlântico Sul é composto pela Corrente Sul Equatorial, Corrente do Brasil, ACC e Corrente de Benguela. Finalmente, as correntes que compõem o giro indiano são a ACC, a Corrente da Austrália Ocidental, a Corrente Equatorial Sul e a Corrente de Agulhas.

Nem toda a água equatorial que é movida para oeste pelos ventos alísios e atinge os continentes é transportada para latitudes mais altas nos giros, porque o Efeito Coriolis é mais fraco ao longo do equador. Em vez disso, parte da água se acumula ao longo da borda oeste do oceano e, em seguida, flui para o leste devido à gravidade, criando contracorrentes equatoriais estreitas entre as correntes equatoriais norte e sul (Figura 9.1.2). Parte dessa água também se move para o leste como subcorrentes equatoriais que fluem em profundidades entre 50-200 m, abaixo das correntes equatoriais. Essas correntes subterrâneas são chamadas de Corrente de Lomonosov no Atlântico e de Corrente de Cromwell no Pacífico.

um nó (kt) = 1 milha náutica por hora = 1,15 mph = 1,85 kph

circulação do oceano profundo impulsionada por diferenças na densidade da água (9,8)

a tendência do caminho dos corpos em movimento (por exemplo, correntes oceânicas) ser desviado na superfície da Terra, para a direita no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério sul (8.2)

a distância ao norte ou ao sul do equador, medida como um ângulo do equador (2.1)

faixas de vento predominantes entre o equador e 30 graus de latitude (8.2)

ocean currents whose properties are influenced by the presence of a coastline (9.1)

the dominant wind bands between 30 and 60 degrees latitude in each hemisphere (8.2)


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