Condições do movimento geostrófico das águas adjacentes a Cabo Frio (RJ).

Bolm Inst. oceanogr., S Paulo, 28(2) :79-93, 1979

CONDIÇÕES DO MOVIMENTO GEOSTRÓFICO DAS ÁGUAS ADJACENTES

A CABO FRIO

(RJ)

LUIZ BRUNER DE MIRANDA

&

BELMIRO MENDES DE CASTRO FILHO

Instituto Oceanográfico da Universidade de são Paulo

Synopsis

The geostrophic circulation and the hydrographic conditions on the edge of the continental shelf off cabo Frio (RJ) were investigated along two vertical sections

sampled on July 1968. The main characteristics resulting from this analysis are

the occurrences of east and west flows, with speeds

up

to 12 cm.s-I _{and -49 cm.s-I ,}

respectively. The eastward motion presents a volume transport of 0.52 Sv (0.40 Sv) and the highest speeds are reachedunder the pycnocline,near the edge of the conti-nental shelf. The main flow westward, presents the highest speeds on the upper

layer, and the low values of volume transport of -2.24 Sv (-2.68 Sv) suggest that the hydrographic observations have been made in the cyclonic shear region of the

Brazil Current. Details on the volume transport are presented on the T-S diagram

corresponding to classes bounded by intervals of thermosteric anomaly and tempera-ture.

Introdução

Em escala regional as condições oceano-gráficas das águas costeiras e adjacen-tes a Cabo Frio passaram a ser estudadas graças aos trabalhos pioneiros de Allard (1955), Emílsson (1956, 1959, 1961), Silva (1957) e da Diretoria de Hidrogra-fia e Navegação do Ministério da Marinha do Brasil (1957, 1960). A segeir, Okuda (1962) utilizando observações

o-ceanográficas obtidas a bordo do N/Oc. "Almirante Saldanha", durante os meses de abril e maio de 1960, apresenta uma descrição e análise detalhada das prin-cipais características físicas e químicas das águas adjacentes a Cabo Frio.

Nesses trabalhos ficou claramente de-monstrada a complexidade das caracterís-ticas oceanográficas dessa região. De um lado a ocorrência da ressurgência costeira, posteriormente amostrada e estudada por vários pesquisadores e, de outro, a ocorrência de vórtices e mean-dros da Corrente do Brasil na borda da plataforma continental. A circulação e o transporte de volume dessa corrente foram determinados em primeira aproxima-ção e na hipótese de movimento geostró-fico por Mascarenhas Jr., Miranda &

Rock (1971) e Signorini (1976, 1978). Com o objetivo de ampliar os conheci-mentos das condições oceanográficas da região adjacente a Cabo Frio (Fig. 1), complementando os resultados obtidos em trabalhos anteriores, algumas caracte-rísticas da circulação geostrófica e das

Publ.

ｾｱ＠ 455

do 'In6t.

ｯｑｾ｡ｾｯｧｾＮ＠

da

ｕｾｰＮ＠

ES T DO RIO DE JANEIR D

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...--ＯＭＯＭ

ＭＭ ＭＭＭ ＭＭＳＳＺ ＱＲＱＭ ＭＢＧ Ｑｾ［Ｍ ＭＢ＠

/

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_ _ _ _ ... __ "'/ 333 346 ' \ ___ 100m ...

334 345 \. - _... I

335 344 J

/'

-2OC. m

DMN . tQ

.--./

336

.,----..

33'

A \

34 1

340

2'

Fig. 1. A região investigada. 4 1'

23'S

24'

distribuições de temperatura, de salini-dade e de densisalini-dade são apresentadas ao longo de duas secções indicadas por A (estações 331 a 339) e B (estações 340 a 348) •

80

A salinidade foi estimada pelo metodo indutivo.

A componente ｧ･ｯｳｴｲｾｦｩ｣｡＠ da circula-ção oceânica é estimada sobre superfí-cies isanostericas de acordo com o meto-do proposto por Montgomery (1937) e Montgomery:" Wooster (1954). Os resulta-dos obtiresulta-dos são apresentaresulta-dos e analisa-dos da forma indicada por Montgomery

&

Stroup (1962), a qual permite uma maior potencialidade do metodo ｧ･ｯｳｴｲｾｦｩ｣ｯ＠ e tambem uma analise das características desse movimento sobre o diagrama T-S.

o

modelo geostrófico

A corrente ｧ･ｯｳｴｲｾｦｩ｣ＮＱＮ＠ é COTIlumente cal-culada pelo métOdO classico deduzido in-dependentemente em 1903 per Sandstrom e Helland-Hans2n, a partir do teorema da circulação de Bjerkness. Nesse metodo essa componente do movimento da agua do

ｭｾｲ＠ e determinada a partir do gradiente da profundidade dinârica ( D ) ou de sua anomalia ( 6D ) entre pares de estações

ｯ｣･ｾｮｯｧｲ￢ｦｩ｣｡ｳＬ＠ supondo-se conhecido o volume ･ｲｾｰ･｣￭ｦｩ｣ｯ＠ da agua do mar ( a )

:;' I ','la ailomalia (

o ),

em função das

va-:dá" .. , s temperatura ( T ) e salinidade ( S ), (lbservauas em profundidade nessas estações. Ess e metodo, posteriormente denomi.nado de metodo djnâmico e recente-mente ar.llisado criticarecente-mente por ｆｯｾｮ＠

(1964), permite a estimativa das compo-nentes do movimento ｧ･ｯｳｴｲｾｦｩ｣ｯ＠ rel?ti-vamente a ｳｵｾ･ｾｦ￭｣ｩ･ｳ＠ isobãricas conve-niertemente ｳ･ｬｾ｣ｩｯｮ｡､｡ｳＮ＠

Neste trabalho a corrente ｧ･ｯｳｴｲｾｦｩﾭ

ca sera estimadé' sobre superfícies ao longo das quais a anoroalla termosterica

(o ) e

_T constante. Essas superfícies,

-bem como aquelas com

O

=

cte, serao de-nolllÍnadas de superfícies isanostericas, de acordo com a propos ição je Montgomery

& Wooster (1954). A anomalia termos te-rica, denotada mais cOTumente por 6_{S T'} relaciona-se com o parametro convencio-nal at , mediante a seguiute equação:

10-3 •

a

_t (1)

0T

=

0,0273569 - 3 1 + 10 . a_t

Por conveniência, e de acordo com a prá-tica usual, ･ｾｳ｡＠ proprieuade seráexpres-sa em unidade de cl.ton-1

O movimento a ser estudado sera refe-rido a um sistema local de coordenadas

｣｡ｲｴｾｳｩ｡ｮ｡ｳ＠ ortogonais com

Ox

orientado

para ｬｾｳｴ･Ｌ＠

Oy

para o norte e

Oz

para cima (Fi.g. 2). r.omo as secç.ões oceano-gráficas ｡ｮｾｬｩｳ｡､｡ｳ＠ estão orientadas

a-Bolm I r,st. oceanogr., S Paulo. 28(7.), 1979

z

Fig. 2. O sistema de referência. proximadamente na direção norte-sul, per-mitindo, portanto, somente a determina-ção do gradiente de pressão nessa dire-ção, segue-se 1ue a componente do movi-mento ｧ･ｯｳｴｲｾｦｩ｣ｯ＠ possível de ser deter-Illinada e, em primeira aproximação, a com-ponente leste-oeste, a qual sera denomi-nada de componente ｺｯｾ｡ｾ＠ (ug). .

De acordo COill as ｨｾｰｯｴ･ｳ･ｳ＠ do ｾｯｶｾｭ･ｮﾭ

to geostrófico, a formulação matematica das equações hidrodinâmicas desse movi-mento inid.éI.-se pelas seguir..tes cornpo-nentes:

ug

=

aop (Ox) (2)

fOy

op _{Ｍｾ＠ Ｈｏｺｾ＠ (3)}

-az

a

Com ; indicando o parâmetro de ｃｯｲｾｯｬｩｳＬ＠

a o volum= especffico, g a aceleraçao e p apressa0.

De acordn com

a

teoria desenvolvida por Fofonoff (1962) d solução do sistema

supra, permitindo a determinação da velo-cidade geostrôfica em superfície, ｵｾ＠ (O), relativamente a uma superfície isobarica de referência,

ui

(p), e:

1

ug(o) - Ug(p)

= -

--f-- o6D

_oy

(4)

com a anomalia da profundidade dinâmica, 6D, sendo calculada por,

6D

= -

I

_o P o.dp (5)

mo-MIRANDA

&

CASTRO ｆｾＺ＠ Movimento geostrófico: Cabo Frio 81

dificada. De acordo com Montgomery (1937) determinaremos inicialmente a variação da anomalia da profundidade dinâmica ＨｾｄＩ＠ ao longo de uma superfície isanostérica. As .. sumindo-se por hipótese que essas super-fícies são invariáveis ao longo do eixo

Ox

(Fig. 2), podemos escrever,

ｾｄ＠

､ｾｄ＠

= ｾｄ＠

､ｾｄ＠

dY

(y, z)

dy +

e,

､ｾｄ＠

dZ dz (6) •

Logo, a variação de ｾｄ＠ ao longo da super-fície isanostérica é dada por:

( ､ｾｄＩ＠ =

dy 6 ( ､ｾｄＩ＠dY ô ｾ＠ ( ､ｾｄＩ＠dZ ô (dz)

--;Iy

ô ou,

( ､ｾｄ＠ )

dy ô = ( ､ｾｄＩ＠dy ô _ ( ､ｾｄ＠dy ) ô como ､ｾｄ＠ = - ô.dp, segue-se que

( ､ｾｄ＠ )ô =

dy

portanto,

( ､ｾｄＩ￴＠ ô ( dp

dy + dY)ô (8)

( ､ｾｄ＠ ) - d

-dY ô

=

L dY (

ｾｄ＠ + Ô. P )

J

ô (9)

Combinando-se as equações (4) e (9) e levando-se em conta que as velocidades são agora calculadas relativamente a su-perfícies isanostéricas, temos:

1 d

Ug (ô o)- ug (o)=-i- ｾ＠ ｛ＨｾｄＫ＠ ô.p)] (10) onde Ôo e ô indicam os valores da

super-fície isanostérica na supersuper-fície do mar (p = O) e

ã

pressão p, respectivamente.

Portanto, a equação (10) permite a estimativa da diferença entre a veloci-dade geostrófica na superfície e a ve-locidade

ã

profundidade da superfície o. A função ｾｄ＠ + o.p, do segundo membro des-sa equação, foi denominada por Montgo-mery & Spilhaus (1941) de "aceleração

po-tencial". Do exposto, segue-se que essa aceleração pode ser obtida, a partir da definição da anomalia da profundid"àde " dinâmi ca, efe tuando-se uma mudança da va-riável de integração da pressão p para a anomalia do volume específico Ô. Com

e-feito, a partir da diferencial do produ-to ô.p, podemos escrever,

ô.dp

=

d (ô.p) - p.dô

Substituindo-se o segundo membro dessae-quação no integrando da edessae-quação (5),

te-In) s :

ô

+

J

_ôo p.dô

ｾｄ＠

(ô) = -

JÔ'

p d (ô.p) o

(11) logo, a aceleração potencial entre as su-perfícies isanostéricas Ôo e ô pode ser calculada pela equação,

(12)

Portanto, conhecendo-se a distribuição do traço das superfícies isanostéricas em secções verticais (linhas isanostéricas), pode-se facilmente determinar por inte-gração numérica a aceleração potencial; uti lizando-se a pressão em decibares (db) e ;1 anomalia do volume específico em cl . ton-1 , obtém-se essa variável da água do mar em unidade de erg.g-1

A vantagem desse método para a deter-minação da componente geostrôfica dos

In)-vimentos oceânicos é que a aceleração po-tencial pode ser determinada para quais-quer verticais da secção, as quais não precisam coincidir necessariamente com as es cações oceanográficas; isto permite a possibilidade de se obter maior detalhe da circulação através da secção, o que em ge::-al não pode ser conseguido com o méto-do clássico de Sandstrom e Helland-Hansen.

Com as equações (10) e (12) pode-se,

ｰｯｲｴ｡ｮｾｯＬ＠ _{es ti;nar a diferença ug (ôo) - ug} (8)

a ｰ｡ｲｴｾｲ＠ do calculo da componente segundo

o eixo Olj do gradiente da aceleração po-tencial entre duas verticais, com o senti-do senti-do movimento sensenti-do dasenti-do pelos sinais desse gradiente e do parâmetro de Coriolis

(f < O, no hemisfério sul). Utilizando-se a distância entre essas verticais em cm e

f _{em s ,o temos essa} -I b _{､ｾｦ･ｲ･ｮ￧｡＠} . _de

velo-cidades em cm.s-1 , a qual deve ser inter-pretada como um valor médio entre as ver-ticais.

Procuremos agora estabelecer,

ã

partir da equação (10), uma expressão que nos permita a estimativa da componente ｵｾ＠

so-bre uma superfície (linha) ｩｳ｡ｮｯｳｴ￩ｲｾ｣｡＠

82

ug (ôo) -ug (ô)

=-+

､ｾ＠

[llD (ô) + ô.p ]

(13)

ug(ôo) - ug(ô r ) =

-+

､ｾ＠

[llD (ôr) + ôr·PrJ (4) com a aceleração potencial dessas equa-ções sendo definida por:

llD (ô) + ô.p

=

fg

_o p.dô (15)

e

Subtraindo-se as equações (13) e (14), temos:

1 d

u ( õ ) u ( õ )

-g g r f dy

(17)

-A partir das equaçoes (15) e (16), ob-tém-se a seguinte expressa0 que nos per-mite a determinaçãu da aceleração

poten-cial da equação (17)

As equações (17) e (18) permitem a es-timativa da velocidade geostrófica, sobre qualquer superfície isanostérica, relati-va à superfície isanostérica de referên-cia. Em particular para Ô

=

ôo , verifi-ca-se que essas equações são equivalentes às equações (10) e (12), respectivamente. Os resultados obtidos, que serão apre-sentados graficamente de acordo com o mé-todo proposto por Mbntgomery

&

Stroup (1962), devem ser interpret8dos como um valor médio da corrente ｧｾｯｳｴｲ￳ｦｩ｣｡＠ entre os pares de verticais utilizados ao longo das secções. Neste método, a variação da corrente com a profundidade é representa-da por meio de faixas simétricas em re-lação à vertical, cuja largura é propor-cional à velocidade.

O transporte de volume ＨｾｖＩ＠ foi

calcu-lado por integração numérica da

equação-(19)

com lly indicando a distância entre os pa-res de verticais utilizadas no calculo da velocidade geostrófica ug , e zr a profun-didade da linha isanostérica de referên-cia. O transporte de volume assim calcu-lado foi expresso em unidades de Sverdrup

Bolm I nst. oceanogr., S Paulo, 28(2), 1979

[1 Sverdrup (1 Sv)

=

106 _{m3 • s-l J.}

Para que os resultados obtidos de ｾｖ＠

pudessem ser apresentados e analisados so-bre o diagrama T-S, de acordo com o méto-do proposto por Montgomery & Stroup (1962), em correspondência com classes de tempe-ratura e de linhas isanostéricas repre-sentadas sobre esse diagrama, a influên-cia da pressão foi desprezada no calculo da anomalia do volume específico, ou se-ja, nas equações (17) e (18) essa va-riável foi substituída pela anomalia termostérica, ôT.

Apresentação e discussao dos resultados

1 - Distribuição das propriedades

hidro-gráficas ao longo das secções As distribuições de temperatura e de salinidade (Figs 3-6) mostram que, na época da coleta dos dados, as duas sec-ções estavam ocupadas por águas prove-nientes da mistura de:

- Água Litoral (AL) , Água Tropical (AT) e Água Central do Atlântico Sul (ACAS), se for utilizada a classificação proposta por Okuda (1962) ;

- Água Tropical (AT) e Água SubtropicaJ AAST), utilizandos,e a clas -sifi-:' .. ＼ＬＺｾｦＧＩ＠ proposta por EIDÍlsson

(1961) ', '

As classificações devidas a esses dois autores são diferentes ilão só no que se ｲｾｦ･ｲ･＠ à nomenclatura das mas-sas de água, mas também nos seus in-tervalos de definição (valores de tem-peratura e de ｳｾｬｩｮｩ､｡､･ＩＮ＠ Por

exem-plo, assumindo-se como massa de água "Água Tropi cal", o vol ume de água com temperaturas maiores do que 20°C e

sa-linidades maiores do que 36%0, con-forme sugerido por EIDÍlsson

(op .

｣ｩｾＮＩＬ＠ verifise que a AT ocupn toda a ca-mada superficial das duas secções,

pro-longando-se até 30 m de profundidade nas estações mais próximas da costa, e até 100 m naquelas mais ao largo. Por outro lado, utilizando-se o triângulo de mistura proposto por Okuda (1962), constata-se que na massa de água "Água Tropical" (volume com mais de 50% do

MIRANDA

&

CASTRO F<?: Movimento'geostrófico: Cabo Frio

83

ｌｯｴｩｴｵ､ｾ＠

N2 do Estocõo T (OC) 'o 'o m.

20 40 60 80 100 20 40

60

Vl

o 80

ｾ＠

'"

E ₂₀₀

'"

-o ₂₀

o -o

u 40

c:

::>

... _{o 60}

ｾ＠

Q.

80 300 400 500 600 700 800 900 1000

23Á_05' 331 20,7

1'0' 1'5' 2b' 332 333 334 20,5 20,7 21,1

331-339 26/07 o 27/07/68

Escala horizontol Milhos noúticos

o 5 'o

I I I I I I I I I I I

2'5' _ｾｏＧ＠ 3'5' 4'0'

335 336

20,7 21,0

4'5' 5'0' 55' ＲＴｾＰＰＧ＠ 0'5' S

337 338 339

21,0 21,0 21,5

•

ＭＭＭＭｾＭＭＭＭＭＭＭＭ ＱＴ＠

-- .. - - - 1 3

--o

• ____

ｾＱＲ＠

- ç - - - I I

- .10

9 --.8

---7

---6

ｾＵ＠

Õ

4,21

Fig.

3.

ｄｩｳｴｲｩ｢ｵｩ￧ｾｯ＠ vertical da temperatura (Secçio A).

Ambos os autores sugerem, ainda, que a Água Tropical e transportada pela Corrente do Brasil, rumo ao sul. Assim, a estimativa do contorno oceânico dessa corrente, nas secções amostradas, seria diferente, conforme fosse ｵｴｩｬｩｺ｡ｾ｡＠ uma ou outra classificação para a AT.

Fato notável e a presença, em ambas as secções, de núcleos de água com bai-xas temperaturas (T < 13°C) e baixas sa-linidades (S < 35,2° / 00), sobre a plata-. forma continental, próximos

ã

costa, em

profundidades da ordem de 100 m. Tais núcleos, ja observados por Mascarenhas Jr., Miranda & Rock (1971) e por Signo-rini (1976; 1978), podem ser provenien-tes da ressurgência gerada pp-los ventos NE, a qual e um fenômeno freqüente na região, ewLora as distribuiçnes de tem-peratura e de salinidade Ｈｾｩｧｳ＠ 3-6) não indiquem a presença 1csse fenômeno. A infiltração dessas águas frias e de b:lÍ-xa salinidade, sobre a plataforma conti-nental, poderia também ser devida a vá-rios mecanismos descritos por Signorini

(1978), inclusive pelo chamado ajuste

baroclínico decot'rE.nte das flutuações da intensidade da Corrente do Brasil, o qual

ê

evider.ciadc na distribuição do campo de massa que será analisac0 a se-guir.

As distri' uições de anomalia

termos-ｴｾｲｩ｣｡＠ (oT) (Figs 7-8), acompanham,

principalmente na secçãu B, a distribui-ção das isotermas. A elevadistribui-ção das

iso-linhas ae 0T em direção

à

estaçao 343 indica um fluxo geostrófico para ceste, entre as estaçõeE 340 c 342. Uma incli-nação com mesmo sentino das ｩｾｯｬｾｮｨ｡ｳ＠ de anomalia termos te rica, embora menos a-centuacia, tafuOêm e notada na secção A, em direção

à

estação 336.

No campo de temperaturas o ｦ･ｮｾｭ･ｮｵ＠

citadu no parágrafO auterl.or é observa-do como turra elevação observa-do lopo da terr.:o-clina, das :egiões mais ao largo para a bord! da plataformr continental, onde estão situadas as ･ｳｴｾ￧￵･ｳ＠ 336 a 343

(Figs 2-3; Tab. l).

84 _{Bolm Inst. oceanogr., S Paulo, 28(2), 1979}

2360 S' 1'0' I'S' 2'0' 2'S' 3'0' 3'S' 4'0' 4'S' i

Lat i tud e S'O' _{55' 24}h_OO'

o's'

_S

33 1 332 333 334 3 3S 3 36 337

ｎ ｾ＠ da Es ta ca0

S (%0)'0 'Om. 36,03 36, I I 36,06 36,00 35,70 36,08 36,06 36,1 8 338 36,45 339

20 40 60

•

• ｾＭＭ• Ｍ ＭＭＬｾＭＭ

·

_36,S ＭＭＭＬ＠

•

80

. . .

. .

Ｍ］］］ＺＺ［Ｚ］］］ｾ ＭＭ ＭＮ＠ 36 5

￵ｾｾ［ｾｾｾＮ＠

•

ｾ

ＳＶ ＺＴ＠

100

. ... ... 36,0

,

"-20 40

60

'"

o ₈₀

'" E 200

'" 20 D

o

D D 40

c

=>

o 60

!l.

80 300 400 SOO

600 700

800 900 1000

3 31-33 9 26/07 a 27/07/6 8

Es cala Horizontal M i lho s noútico s

o 5 la

I ' I I I I I I I I r

,

"

•

ｾ＠ _ _ _ _ - - 3S,S

_ _ _ _ -õ.3S'4

Ｍﾷｾ

Ｓｓ Ｌ Ｓ＠

ＭＭＭ ＭＭＭ ｾ＠

ｾ ＳＵ Ｌ Ｒ＠

--o • 3S, I

---

---.

ＧｾＳＴＬＹ＠

Ｍｾ Ｓ Ｔ Ｌ Ｗ＠

--

. ＭＭＭＭＭＭＭ ＭＭＭｾＳＴ

---

_, Ｕ＠ - --- - - - . 34,4

.

· 34,32

Fig. 4. Distribuição vertical da salinidade (Secçao A).

sobre a plataforma continental.

Na parte mais profunda das secções

(> 600 m) nota-se a presença da Água

In-termediaria Antartica (AIA).

2- Compone nte zonaZ da corrente geostrófica A componente zonal da corrente

geostró-fica na borda da plataforma continental foi estimada pelas equações (17) e (18), apresentadas na teoria precedente. Para as secções amostradas assumiu-se como referência a superfície isanosterica 8r

=

110 cl.ton-1 _{a qual é}

aproximada-mente uma superfície de nível. A pro-fundidade dessa superfície, zr (Pr)' foi considerada constante ao longo de cada uma das secções sendo essa constante igual a 535 m e a 550 m para as secções localizadas ao sul (A) e a leste (B) de Cabo Frio, respectivamente, (Fig. 1).

Onde a profundidade é menor do que a profundidade da superfície de referência, a parte sólida do fundo submarino foi

substituída por uma porçao fictícia de agua do mar em repouso. Consequentemen-te, nessa região as linhas isanostéricas foram consideradas como linhas de nível e foram extrapoladas

ã

partir do ponto de intersecção das linhas isanostericas do oceano real com o fundo submarino, de acordo com o metodo proposto por Relland-Ransen em 1934 e apresentado por

Sverdrup, Johnson

&

Fleming (1942, p. 450). Com a aplicação desse método de extrapolação do campo de massa fica sa-tisfeita a condição de contorno ug = O, sobre o fundo do mar.

De acordo com a pratica usual em o-ceanografia, a profundidade em metros e a pressão em decibares foram considera-das numericamente iguais, No calculo da aceleração potencial (eq. 18), que é a função a ser determinada por inte-gração numerica, as profundidades

interpola-MIRANDA

& CASTRO

ｆｾＺ＠

Movimento geostrófico: Cabo Frio

I

Latitude

ｎｾ＠ da E s tacão

T (OC)'o Om.

20 40

60 80

100

20 40

60

V>

o ₈₀

.,

E 200

.,

" _o 20

" " c 40

"

-

_o 60

o- ₈₀

300

400

500

600

800 900

1000

23!05'

Ih

I I I I I

I I I I I

15' 20' 25' 30' 35' 40' 45' 50' 55' 24°00'

348 347 346 345 344 343 342 341

20;2 20,4 20,1 20,2 20,1 20,9 21,0 21,7

ｾ＠

21

340-348 27/07 o 28/07/68

Escola Horizontal

Milhos noúticos

---o 5 10

11 I I I I I I I I I

T(OC)

Fig.

5.

Distribuição verti cai da temperatura (Secção B).

Tab. I - Profundidades do topo da termoclina

nas estações da Secção B

Estação

Profundidade (m)

340

90

341

50

342

35

343-347

<

20

85

I

05' 10' I S

340 22,6

20 18

17

16

15

14 "13

11

9

7

·4,76

86

_{Bolm Inst. oceanogr., S Paulo, 28(2), 1979}

Lo! i Ａｵ､ｲｾ＠ ＭＭＲＭＳｔｊｏＭＵｾＧＭＭＧＱ＠ Or':---I'S-:-' - - 2'0-'·--2"S-' ｾ Ｎ＠ ＭＭＭＭＬＳＧｓＭＺＭＧＭＭＴＢｯＭＧＭＭＭＭＭＬＴＧＵＭＧＭＭｓＢｯＭＧＭＭＭＬＵＭｓＧＭＭＲＭＴＭＬＭｾＰ Ｍ ｏ Ｍ Ｇ ＭＭ ｏｾＧ ｓ Ｇ＠ , - ---_{10' 5}

ｎｾ＠ do Es!ocoo 348 347 346 34S 344 343 342 341

S (%0) b 'Om 36,06 36,20 36,OS 36,04 36,00 36,33 36,22 36,60 _36,97 340

20 40

60 80

100

20 40

60

'"

ｾ＠ 80

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1

o

U: ₈₀

300 400

SOO

600

700

800 900

1000

, . _{, (} ""-·-3625·

'j

"'-

ＮＧＭＭＭｾ＠

Ｎｾ＠

.

340-348

27/07 o 28/07/68

Escolo Horizon!ol M'lhos noú!icos o 5 · 'o

I I I I t I I I I I I

36,4 ___

ｾ＠

ｾ＠

" " _ _ . 3 6 , , 6 •

ＮｾＮ＠

.

ｾ＠

•

ｾＳＶＰ＠

_,

• ｾＴＬＳＲ＠

·34,32

Fig.

6.

Distribuição vertical da salinidade (Secção B).

çao grafica diretamente dos perfís verticais 0T

=

0T (p) nas estações ocea-nograficas e das distribuições verticais dessa propriedade (Figs 7 e 8), para o caso das verticais intermediarias. Os gradientes da aceleração potencial foram calculados para pares de verticais adja-centes, sendo uma dessas verticais uma estação oceanografica e a outra um ponto intermediario entre duas estações.

Nas Figuras 9 e 10 apresentamos os resultados obtidos para a componente zo-nal da corrente geostrófica nas secções analisadas (secções A e B). Embora essas secções estejam separadas por uma distância não superior a 15 milhas nau-ticas, notam-se algumas diferenças na velo-cidade média calculada, diferenças estas que se reais são decorrentes da comple-xidade da circulação nessa região a qual, de acordo com trabalhos anteriores,

a-presenta ｶ￳ｲｴｩ｣ｾＳ＠ e meandros. Os movi-mentos com sentidos opostos, observados

ao sul da latitude de 23°45'S, podem ser resultado da ocorrência de um vórti-ce ciclônico com eixo principal inclina-do com relação

ã

direção leste-oeste. A possibilidade da ocorrência de singula-ridade no campo de velocidade (conver-gência e diver(conver-gência), pode estar sendo indicada não somente pela oposição de sentidos como tam'uém pelas diferenças de velocidade 2través dessas secções. A principal característica comum

ã

circulação nessas secções é a ocorrência de correntes mais intensas ao sul da la-titude de 24°S, onde elas fluem para oeste com velocidades de -37 cm.s-1 _e

MIRANDA

&

CASTRO ｆｾＺ＠ Movimento geostr6flco : Cabo Frio

87

ＲＳｾＰＵ Ｇ＠

I

Latitude

ｎｾ＠ da Esta,co o 3 31

O

20 40 60

80 100 20 40 60

Vl

ｾ＠ 80 ãi

E ₂₀₀

Cl> "O ₂₀

a

"O "O 40

c

=>

'+- 60

o

'-Q..

80 300 400

500 600 700

800 900 1000

1'0' 1'5' 2'0'

332 333 334 •

3 3 1- 3 39 26 /07 a 27/07/68

E scala horiz ontal Milha s naúticas

a 5 ,o

I I I I I I I , I I I

2'5 ' 30' 35' 40'

335 336

4'5' 5'0' 55' ＲＴｾＰＰＧ＠ 0'5' S

337 338 339

• ₂₅₀ •

•

• •

•

15 0

110

Fig.

7.

Distribuição vertical da anomalia termostérica (Secção A) .

tanto um ligeiro aumento cujo máximo de -42 cm.s-1 _{é atingido sobre a}

isanosté-rica de 170 c1.ton-1 ,

ã

140 m de profun-didade.

Ambas as secçoes apresentam também componentes da corrente fluindo para leste e consequentemente em direção o-posta

ã

corrente predominante. Nas faixas compreendidas pelas latitudes 23°47' 23°58' (Secção A) e 23°42' -23°48' (Secção B) essas correntes estão presentes em toda a coluna de água, com seus valores máximos de 12 cm.s-1 _e

8 cm.s-1 , respectivamente, ocorrendo en-tre as isanostéricas de 150 e 160 c1. ton-l • O fluxo para leste sob a picno-clina (delimitada pela isanostérica de 200 cl.ton-l ) e adjacente

ã

borda da plataforma continental, o qual transporta quase exclusivamente a ACAS, é igual a 0,43 Sv e 0,38 para as secções A e B,

respectivamente. Esses valores, obtidos pela somatôria dos fluxos parciais apre-sentados nas Figuras 11 e 12, são prati-camente iguais para as duas secções ana-lisadas e sugerem uma característica importante para a circulação na borda da plataforma continental, isto é, a

ｾｸｩｳｴ￪ｮ｣ｩ｡＠ provavel de uma contra

cor-rente subsuperficial.

Ao norte da latitude de 23°46'S a comparação dos resultados obtidos

nessas secções, para uma mesma latitude, mostra valores mais intensos (29 cm.s-1 )

para a secção A.

88 _{Bolm Inst. oceanogr., S Paulo, 28(2), 1979}

I 50' I

latitude

45'

348

ｎｾ＠ do Estacão

b 347 346 345 344 343 342 341 340

I

20 40 60

.

.

ｾｾ＠

.

ｾＺ＠

80 100 20 40 60

V>

2 80

Õ)

E 200

.,

20 "O

o

ｾ＠ ₄₀ "O

C

.2 ₆₀

o

Q: 80 300 400 500 600 700 800 900 1000

340-348 27/ 07 o 28/07/68

Escola Horizontal Milhas naúticas

o 5 10

I I I I I I I I I I I

ＮｾＮ＠

200

ＭｾｉＵｃ＠

-.11 0

Fig. 8. Distribuição vertical da anomalia termostérica (Secção B).

nesse sentido.

3 -

Fluxo zonal

ｏ｟ｦｬｵｸｯ｟ｺｾｮ｡ｬ＠ foi ｣｡ｬｾｵｬ｡､ｯ＠ por

integra-çao ｮｵｭ･ｲｾ｣｡＠ da equaçao 19. O método

para apresentação dos resultados foi uma inovação introduzida por Montgomery &

Stroup (1962), a qual permitiu locar o

ｦｾｵｸｾ＠ sobre o diagrama T-S em

correspon-､･ｮ｣ｾ｡＠ com classes convenientemente

es-colhidas e delimitadas por intervalos de anooalia termostérica e de temperatura

(saU'nidade). Tendo-se em vista a ampli-Eude de variação dessas propriedades da agua do mar, essas classes foram sele-cionadas com amplitudes de ｾ￳ｔ＠

=

20 cl.

ton-1 _{e ｾｔ＠}

=

_1°C.

Nas Figuras 11 e 12 são apresentados os f!uxos calculados para cada uma das secçoes A e B, respectivamente. Essas figuras são diagramas T-S com a família

de isolinhas representando a anomalia termostêrica a intervalos de 20 cl. ton -1.

De acordo com a orientação do sistema de referência utilizado, os valores

positi-ｶｾｳ＠ indicam fluxo para leste e os

nega-ｴｾｶｯｳ＠ para oeste. Nessas figuras

veri-fica-se que os fluxos parciais distri-_ｾ＠

_,

｢ｵｾ､ｯｳ＠ nas classes correspondentes,

as-sumem uma configuração semelhante

ã

da curva T-S característica para a massa de Água Central ､ｯＮｾｴｬ｡ｮｴｩ｣ｯ＠ Sul (ACAS), presente na ｲ･ｧｾ｡ｯ＠ em estudo.

Através da secção A (Fig. 11) verifi-ca-se que o transporte parcial mais in-tenso para oeste ocorre na camada

MIRANDA

&

CASTRO ｆｾＺ＠ Movimento geostrófico: Cabo Frio

89

1

Latitude 215' 510 '

ｎｾ＠ da Esta,cão 331 332 333 334 335 :? 36 337 338 339

O

20

-r--rr __

ｾ＠

__

ｾ＠

__

ＧＭｾＱＲＵＰ＠

40 60 80 100 20 40 60

li>

o

80

ｾ＠

;

E ₂₀₀

'"

"

_o 20

"

_"

_c 40

::J

'+- 60

ｾ＠ 150

a.. ₈₀

300 26/07 o 27/07/68 331-339

Escala de velac ida ,je ,---,--,--,r-r--r7 6 o em 5-' 400

500 600 700 800 900 1000

Escala horizontal Milhas naúticas

o 5 la

I I I I I I I I I I I

40

20

<2

110

Fig.

9.

Distribuição da componente zona1 da ve10cidade geostró-fica (Secção A), re1ativa ｾ ｉ＠ superfÍcie isanostêrica de

110 c1/ton, mostrada por f2ixas verticais cuja 1argura é proporciona1

ã

intensidade da corrente, de acordo com a esca1a de ve1ocidade. ａｾ＠ faixas sombreadas indicam

movimento para 1este e as trancas para oeste.

160 cl.ton-1 ) observa-se também a ocor-rência de fluxo quase tão intenso quanto o anterior, o qual transporta para oeste águas com l3°C < T < 14°C e 35% 0 < S < 35,5%0' Esses fluxos são produzidos pelas correntes mais intensas observadas ao longo da secção, e ocorrem no seu ex-tremo sul.

Na distribuição dos fluxos parC1a1S ao longo da Secção B (Fig. 12), nota-se uma nítida predominância do transporte para oeste na camada superficial (acima da isanostérica de 200 cl.ton-1 ). Nessa camada os fluxos resultantes são iguais

a 0,02 Sv e - 1,54 Sv e o máximo parcial para oeste (-0,48 Sv) está locado na mesma classe de ocorrência do máximo parcial na Secção A.

90

_{Bolm Inst. oceanogr., S Paulo, 28(2), ＱＹＷｾ＠}

,

Latitude ｾＵＧ＠ 5'0'

Ne da E s tacão

'O 348 347 346 345 344 343 342 341 340

20 40 60 80 100 20 40 60

</>

ｾ＠ 80

Q;

E ₂₀₀

Cl> ₂₀

"O

o

'"

40

"O

c: :o o

à::

ＺｾＱ＠

340-348 Escala de velocidade 300 27/07 a 28/07/68 60 em Çl

150 4 O

Escala HOrIZontal 40

500 Milhas na\Íticas ₂₀

• I 10

o 5 'o

600 I I I r I I I I I I ,

700 óT(cl/ton) _<2

800 900 1000

Fig. 10. Distribuição da componente zonal da velocidade geostró-fica (Secção B), relativa

à

superffcie isanostérica de 110 cl/ton, mostrada por faixas verticais cuja largura é proporcional

ã

intensidade ､ｾ＠ corrente, de ｡ｾｯｲｾｯ＠ com a escala de velocidade. As faixas sombreadas Indicam movimento para leste e as brancas para oeste.

epoca do ano por Signorini (1978) e de 9,4 Sv.

Conclusões

As distribuições verticais das proprie-dades físicas independentes, temperatu-ra e salinidade, revelam a presença de valores extremos na camada superficial ao sul das ｳ･｣ｾ￵･ｳＺ＠ máximos de salini-dade (S > 36,4 /00) associados a ligei-ras inversões de temperatura (T > 2loC). O campo de massa mostrado pelas linhas isanostericas indica que esses extremos estão associados a uma estabilidade es-tatica vertical estável. Esse fato, ja evidenciado em trabalhos anteriores, sugere que essa característica, induzi-da por processos advectivos e difusivos

na região de cisalhamento ciclônico da Corrente do Brasil, e· quase permanente.

Ao norte e sobre a plataforma conti-nental observa-se tambem a ocorrência de maximos sob a camada superficial, os quais parecem indicar uma influência residual dos máximos observados ao sul; este§ mais pronunciados ao ｬｯｾｧ＿＠ da . secçao A, contrastam com os m1n1mos 1S0-lados presentes sobre o fundo da plata-forma continental (T < l3°C e S <

35,3%0).

Na camada superficial os movimentos estimados pelo modelo são predominante-mente para oeste, com velocidade maxima de -49 cm.s-1 _{ocorrendo no sul da}

sec-ção B. Em ambas as secções observam-se correntes mais fracas ( < 5 cm.s-1 )

MIRANDA

&

CASTRO ｆｾＺ＠ Movimento geostrófico: Cabo Frio 91

T(OC)

24 23 22 21 20 380

19 360

18 340

320

17

300 _-2,24

072 0,58

-4,21 ' -11,89

165 0,34 ｯＬ ｾ＠ ｾ＠

ｾ ｾｾ＠ __ ｾ Ｍ｟Ｇ ｾ＠ ___ ＭｾＷＬｾＱＷｾｾ｟ ＭｾＶｾＬＵｾＳｾｾ ｾ＠ ｾ＠

-4,45 0,64 -4,1

°

-1,70 - 5,35 0,92

-7,31

0,27 -676

1,48 _-9,24

1,55

0,54

16

280

15

3,08 - 15,75

260 4,75 4,15

-12,83 -9,28

14 ₂₄₀ 13 ₂₂₀ ｾ＠

12

200 -7,97

I I

180 -14,36

-15,24 -7,58 3,97

-28,78 4,33

-2,56 4,99

11,80 5,52

la

9 160

140

-5,25

-0,41 -1,66

-004 0,03

0,71 -0,44 0,27

ｾ＠

7 120---' ｾｉｏｏ＠ 80 60 40 20 o

ＶＳｪＴｾｔＭＭｲＭＧｾｓＭｾ＠ __ ｾｾＭＬｾＬｌｾＭＭｲＭｾＭＮＭＭｾｾＭＭｲＭＭｲｾＭＭＬＭＭＬＭＬｾＬＭＭＮ ＭＭ ＮＭｾ ｾＭＭＧＭＭｲＭＧＭＭ Ｑ＠ ｾ＠

34,5 35 35,5 36 36,5 37 S(o/",,)

Fig. 11. Distribuição no diagrama T-S da componente zonal do fluxo de volume (em 102_{.Sv) da corrente geostrófica através da}

Secção A (23°351 - 24°05IS). Valores positivos indicam

fluxo para leste e os negativos para oeste. Fluxo total: 0,52 Sv e -2,24 Sv.

conseqüência ocasional das flutuações do campo de massa, as quais não são ne-c=ssariamente acompanhadas por flutua-ço:s.correspondentes da corrente geos-trofl.ca real.

Os movimentos mais significativos para leste ocorrem sob a picnoclina e sua velocidade máxima chega a atingir o valor de 12 cm.s-1 _{O transporte de} volume associado a esse movimento é

praticamente igual para as duas secções analisadas, 0,43 Sv e 0,38 Sv e sugere a provável existência de uma corrente subsuperficial. No sentido oeste o flu-xo é mais intenso atingindo valores de -2,24 Sv e -2,68 Sv através das secções A e B, respectivamente.

Resumo

A circulação geostrófica e as condições hidrográficas, na borda da plataforma

｣ｾｮｴｩｮ･ｮｴ｡ｬ＠ adjacente ao Cabo Frio (RJ),

sao analisadas ao longo de duas secções verticais realizadas em julho de 1968. A principal característica resultante dessa análise

e

a ocorrência de movimen-tos para leste e oeste, com velocidades estimadas atingindo valores de até L2

-1 49 -1 .

cm.s e - cm.s , respectl.vamente. Os movimentos para leste apresentam um fluxo de volume de 0,52 Sv (0,40 Sv) e as maiores velocidades são atingidas

a-｢｡ｩｾｯ＠ da picnoclina e na região adjacen-te a borda da plataforma continental. O principal movimento para oeste tem as

_.

_'

mal.ores velocidades na camada de

92

_{Bolm Inst. oceanogr., S Paulo,}

_{28(2), 1979}

T(OC)

24

23 22 21 20 380

360 340

- 3,91

1,95

19

18

17

16-15

14

13

12

- 921 -8,24

, ',49

i 1

10 9 ｾ ＱＶＰ＠

- 0 ,20

4,90 - 4,95 4,18 -100

2 ,48 ' -0,95

0,96 - 0,35

60 40 2.0 o

ｾＭｲＭ Ｇ Ｔ ｯＮ ＬＮＯＱ Ｒ Ｐ＠

100 80

Ｖ ＫＫｾ

₃₄

Ｇ ｟ｉｾ

ｾ ｾｉｾｾｾｉｾｩ＼ｾｾｾｾｩｾ＼ｾｾＧｾｾ｟ｉｾｾｾｾ

_{34,5 35 35,5 36 36,5}

ｉ ｾｾｾｉＭＭＭｾ＠

_{37 S(%.)}

F ｩｾ Ｎ＠ ! L. Distribuiçiu no diagramaT-S da componente zonal do fluxo

de volume (em

10

2_{.S v) da corrente geostrófica através da}

Secçio B (23a₃₅1 -

24°10

IS). Valores positivos indicam

fluxo para ｬｾｳｴ･＠ e os negativos para oeste. Fluxo total:

0,40

Sv e

-2,69

Sv.

T-S, em correspondência com classes de-limitadas por intervaloJ de variação da anomalia termostérica e da temperatura. Agradeci:oentos

À Organização dos Estados Americanos, pelo incentivo recebido ao permitir a inclusão da análise de dados obtidos em cruzeiros oceanográficos anteriores, corno urna das metas do Projeto Multinacional de Ciências do Mar. Ao Sr. Francisco J. J. Pécora pela colaboração nos cálculos e desenhos auxiliares, ao Sr. Marco Antonio Montalban pela elaboração dos desenhos finais e

ã

Srta. Marilza Correia pelos trabalhos de datilografia.

B i b I i og r a f i a

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