Sumário
Lista de Abreviações v
Lista de Tabelas xiii
Lista de Figuras xviii
Resumo xxiii
Abstract xxiv
Agradecimentos xxv
Agradecimentos xxvi
1 Introdução 1
1.1 Organização do trabalho . . . 4
1.2 Estudos pretéritos . . . 5
1.2.1 Circulação oceânica forçada pela TCV. . . 5
1.2.2 Modelagem numérica . . . 15
1.3 Objetivos . . . 21 i
2 Caracterização da área de estudo 22
2.1 Batimetria . . . 23
2.2 Condições ambientais: campos de temperatura e salinidade, massas de água . . . 25
2.3 Campo de temperatura . . . 26
2.3.1 Campo de temperatura média da superfície . . . 26
2.3.2 Distribuição vertical de temperatura . . . 27
2.3.3 Variação sazonal de temperatura . . . 28
2.4 Campo de salinidade . . . 29
2.4.1 Campo de salinidade média da superfície . . . 29
2.4.2 Distribuição vertical de salinidade . . . 29
2.4.3 Variação sazonal de salinidade . . . 31
2.5 Massas de água . . . 31
2.6 Sistema de correntes ao longo da costa peruana . . . 33
2.6.1 Sistema de corrente supercial . . . 35
2.6.2 Estrutura vertical da corrente, Corrente Peruana Subsuper- cial (CPSS) . . . 37
2.6.3 Frente equatorial e o evento El Niño (EN) . . . 38
2.7 Características e tipos de ressurgências costeiras . . . 41
3 Materiais e métodos 44 3.1 Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV) . . . 45
3.2 Transporte de Ekman (TE), Bombeamento de Ekman (BE) e rotaci- onal da TCV. . . 46
3.2.1 Rotacional da TCV e ressurgência costeira ao longo da costa peruana. . . 48
ii
3.3 Modelo adotado (Princeton Ocean Model-POM) . . . 48
3.3.1 Equações do modelo: formas contínua e discreta . . . 49
3.3.2 Esquema numérico . . . 51
3.3.3 Domínio do modelo. Condições iniciais e de contorno . . . 53
3.4 Energia cinética . . . 57
3.5 Spin-up do modelo e estabilização . . . 58
4 Resultados 59 4.1 Experimento 1 . . . 63
4.1.1 Evento La Niña . . . 63
4.1.2 Evento La Niña . . . 65
4.2 Experimento 2 . . . 66
4.2.1 Evento El Niño forte . . . 66
4.2.2 Evento El Niño forte . . . 67
4.3 Experimento 3 . . . 69
4.3.1 Evento La Niña . . . 69
5 Discussão 72 5.1 Características oceanográcas da costa peruana no período de 1991 a 2000. . . 74
5.2 Termoclina . . . 75
5.3 Camada de Ekman de superfície . . . 77
5.4 Experimentos de ajuste . . . 78
5.5 Efeitos do vento nos eventos El Niño e La Niña . . . 79
6 Conclusões e considerações nais 81
iii
iv
Referências bibliográcas 85
Lista de Abreviações
α Coeciente usado no ltro, parâmetro de relaxação.
A Variável genérica.
As Variável alisada.
AC Área Central.
ACAS Água Central do Atlântico sul.
ACF Água Costeiras Fria.
AEP Água Equatorial Profunda.
AESS Água Equatorial Subsupercial.
AES Água Equatorial Supercial.
AH Coeciente horizontal de difusividade turbulenta.
AIA/AAI Água Intermediária Antártica.
AM Água de Mistura.
AM Coeciente horizontal de viscosidade turbulenta.
AN Área Norte.
APA Área da Plataforma Ampla.
APS Alta do Pacíco Sul.
AREATOT Área da bacia oceânica modelada.
ASA Águas Sub-Antárticas.
v
vi
ASS Águas Sub-Tropicais Superciais.
AST Água Sub-Tropical.
AS Área Sul
ATS Águas Tropicais Superciais.
ATSA Água Temperada Subantártica.
ATSM Anomalia da TSM.
AVHRR Radiômetro avançado de alta resolução.
BE/EP/WEK Bombeamento de Ekman.
BM Banco Mundial.
BS Bacia de Santos.
BTS Baía de Todos os Santos.
β Variação latitudinal do parâmetro de Coriolis.
c Velocidade de fase.
CA Tipo C de Arakawa.
cd Coeciente de arrasto.
CERSAT Centre ERS d'Archivage et de Traitement-French.
CFL Courant Friedrichs Lewy.
COADS Comprehensive Ocean-Atmosphere Data.
CN Condição Normal.
Cn Coeciente que varia de 0 a 1.
CB Corrente do Brasil.
CCA Corrente Circumpolar Antártica.
CCE Contra-corrente Equatorial.
COCP Contra-corrente peruana.
CCCP Contra-Corrente Peruana.
vii
CCS Corrente Costeira Supercial.
CCSE/CCPC Contra-Corrente Sul-Equatorial/Contra-Corrente Peru-Chile.
CP Corrente Peruana.
CPCH Corrente Peruana-Chilena.
CCP Corrente Costeira Peruana.
CH Corrente de Humboldt.
CODE Experiment Dynamics Ocean Coastal.
COP Corrente Oceânica Peruana.
CPSS/CSSP Corrente Peruana Subsupercial.
CSSPCH/CUPC/CPSC Corrente Subsupercial Peruano-Chilena.
CESS Corrente Equatorial Subsupercial.
CSC Corrente Submarinha Costeira.
CSE Corrente Sul Equatorial.
CSP Corrente Submarinha Peruana.
CSPC Corrente Submarinha Peruano-Chilena.
CCSESS Contra-Corrente Sul Equatorial Subsupercial.
CTD Sensor de condutividade, temperatura e profundidade.
CTW Ondas connadas (Coastal trapped waves).
CUEA Coastal Upwelling Ecosystem Analysis (1973-1977).
D Profundidade local.
DHN Dirección de Hidrograa de la Marina del Peru.
DOPPLER Efeito variacão da onda pela da fonte emissora.
DTE/∆te Passo de tempo externo/Tempo de integração de modo externo.
DTI/∆ti Passo de tempo interno/Tempo de integração de modo interno.
∆x Espaçamento da grade.
viii
EC/EK Energia Cinêtica.
EN El Niño.
EOF Função Ortogonal Empírica (Empirical Orthogonal Functio)n.
EP Energia Potencial.
ENSO/ENOS El Niño Oscilação Sul.
ERS Centre ERS d'Archivage et de Traitement-French (ERS-1, ERS-2).
ESA European Space Agency.
ESACAN Estudio Sistema Aoramiento Costero Área Norte.
ESCC Extensão da Corrente de Cromwell.
η Elevação da superfície.
ETOPO-2 Earth Topography at 2 minutes resolution.
De Diâmetro médio do vórtice.
f parâmetro de Coriolis.
FSN Fluxo Supercial Norte.
FSS Fluxo Supercial Sul.
FSMC Fluxo Subsupercial Costeiro.
FSMSC Fluxo Submarino Semi-Costeiro.
FSMN Fluxo Subsupercial Norte.
FSMO Fluxo Subsupercial Oceânico.
FSMS Fluxo Subsupercial Sul.
Fx Coeciente cinemático horizontal.
Fy Coeciente dinâmico horizontal.
FθS Termo difusão térmica salina horizontal.
GRIDPAK Geração da grade ortogonal curvilínea.
GEK Geomagnetic Electrokinetograph Von Arx 1950.
ix
H Profundidade da coluna de água.
HN Hemisfério Norte.
HS Hemisfério Sul.
Hmx Profundidade máxima.
IFREMER French Research Institute for Exploitation of the Sea.
IMARPE Instituto do Mar do Peru.
JMA Japan Meteorological Agency.
JOINT II-CUEA Joint investigations of the USA, FRG and France.
k Vetor unitário vertical.
KM Coeciente de viscosidade vertical.
KH Coeciente de dissipação térmica vertical.
L0 Escala de longitude do vórtice.
MICOM Modelo oceânico de coordenadas isopicnais Miami.
mb Milibares.
N Norte.
NASA Administração do Espaço e Aeronática Nacional.
NE Nordeste.
NCOM Climate and Global Dynamics (CGD) NDBC National Data Buoy Center.
NMM Nível médio do mar.
NODC National Oceanographic Data Archaeology.
NRL Laboratório de Pesquisa Naval.
NSM Nível supercial do mar.
OCCAM Modelo avançado de clima e de circulação oceânica global.
OGCM Modelo geral de circulação oceânica.
x
ocK Onda connada de Kelvin.
OK Onda de Kelvin.
OP Oceano Pacíco.
OSH Grande Plataforma ao largo da costa (Outer Shelf High).
φ Velocidade, novo valor calculado.
φe Valor prescrito no contorno.
φi Valor calculado pelo modelo para o interior.
φn+1B Velocidade avançada no tempo.
φn+1B±1 Velocidade avançada no tempo e avançada ou atrasada no espaço.
φnB+1 Velocidade e avançada no espaço.
φn−1B±1 Velocidade atrasada e avançada ou atrasada no espaço.
φn−1B±2 Velocidade atrasada e atrasada ou avancada duas vezes no espaço.
PC Plataforma Continental.
PCSE Plataforma Continental do Sudeste.
PFEL Pacic Fisheries Environmental Laboratory.
POM Modelo oceânico de Princeton (Princeton Ocean Model).
QUICKSCAT Escaterômetro Quick.
ρ/ρ0 Densidade da água.
r Coeciente de ponderação.
r1 Coeciente.
r2 Coeciente.
ROMS Regional Oceanic Modeling System.
SCH Sistema da Corrente de Humboldt.
SCP Sistema da Corrente Peruana.
SEP Pacíco Sudeste (South East Pacic).
xi
σ Coordenadas sigma.
SO Sudoeste.
SOI (Southern Oscilation Index) Índice de Oscilação Sul.
SE Sudeste.
SSE Sulsudeste.
Sv Sverdrup (106 m3/s).
Θ Temperatura potencial.
t/t∗ Tempo.
TCV/τs/|τ|/τ Tensão de Cisalhamento do Vento, TCV supercial.
TCVZ/τx Tensão de Cisalhamento Zonal/TCV zonal.
TCVM/τy/(τy) Tensão de Cisalhamento Meridional/TCV meridional.
tSE Termoclina Supercial Estacional.
tSSP Termoclina Subsupercial Permanente.
tSP Termoclina Supercial Permanente.
tPP Termoclina Permanente Profunda.
tPSS Termoclina Profunda Subsupercial.
TAO Tropical Atmosphere Ocean.
Te Valor prescrito da T e S no contorno.
TE/ET Transporte de Ekman.
TSM/SST Temperatura Supercial do Mar.
T-S Diagrama TS.
u Componente zonal do vento.
uB Velocidade normal ao contorno.
UA Velocidade barotrópica.
USR Talude da cordilheira alta/Upper Slope Ridge.
xii
v Componente meridional do vento.
VA Velocidade barotrópica.
W Oeste.
w Velocidade vertical.
W Vento total.
WOA World Ocean Atlas 1994.
WOCE World Ocean Circulation Experiment 2000.
x Ccoordenada zonal, direção perpendicular ao contorno.
x∗ Coordenada zonal ao longo da superfícieσ. y Coordenada meridional.
y∗ Coordenada meridional ao longo da superfícieσ. z Profundidade.
ZCIT Zona de Convergência Intertropical.
Lista de Tabelas
1 Programas desenvolvidos no Peru no período de 1976 a 2002. . . 107 2 Escalas no tempo e espaço da base de dados da temperatura e salini-
dade de LEVITUS & BOYER (1994a,b). . . 107 3 Características das massas de água supercial, subsupercial e tipo
de água ao longo da costa peruana, baseado em YOSHIDA (1967) e ZUTA & GUILLÉN (1970). . . 108 4 Base dos dados no espaço e tempo da Tensão de Cisalhamento do
Vento (TCV) do IFREMER-CERSAT. . . 108 5 Velocidade da Corrente Supercial e Subsupercial ao longo da costa
peruana. . . 108 6 Velocidade da Corrente Subsupercial ao longo da costa peruana. . . 109 7 Redemoinhos ciclônico e anticiclônico ao longo da costa peruana. . . . 109 8 Anos de ocorrência dos eventos El Niño, La Niña e CN no período de
1980 a 2005 no Pacíco tropical . . . 109 9 Experimentos realizados nos meses de julho e janeiro no período de
1996 a 1999. . . 110
xiii
LISTA DE TABELAS xiv
10 Comparação da Tensão de Cisalhamento do Vento zonal (TCVx) e meridional (TCVy) × 10−2 N/m2 nas radiais 5◦S, 9◦S, 12◦S e 15◦S em julho de 1996. . . 110 11 Variação da velocidade da corrente (m/s) nas profundidades 0 m, 50
m, 100 m e 500 m em julho de 1996. . . 111 12 Transporte de Ekman (TE)×10−6 m2/se temperatura (◦C) ao longo
da costa peruana em julho de 1996. . . 111 13 Comparação do Transporte de Ekman zonal (TEx) e meridional (TEy)
× 10−6 m2/s e Bombeamento de Ekman (BE) × 10−6 m/s, zonal (WEx) e meridional (WEy) nas radiais 5◦S, 9◦S, 12◦S e 15◦S em ju- lho de 1996. . . 111 14 Comparação da Tensão de Cisalhamento do Vento zonal (TCVx) e
meridional (TCVy) × 10−2 N/m2 nas radiais 5◦S, 9◦S, 12◦S e 15◦S em janeiro de 1997. . . 112 15 Variação da velocidade da corrente m/s nas profundidades 0 m, 50
m, 100 m e 500 m em janeiro de 1997. . . 112 16 Transporte de Ekman (TE)×10−6 m2/s e temperatura (◦C) ao longo
da costa peruana em janeiro de 1997. . . 112 17 Comparação do Transporte de Ekman zonal ( TEx) e meridional
(TEy) × 10−6 m2/s e Bombeamento de Ekman (BE) × 10−6 m/s zonal (WEx) e meridional (WEy) nas radiais 5◦S, 9◦S, 12◦S e 15◦S em janeiro de 1997. . . 113 18 Comparação da Tensão de Cisalhamento do Vento zonal (TCVx) e
meridional (TCVy) × 10−2 N/m2 nas radiais 5◦S, 9◦S, 12◦S e 15◦S em julho de 1997. . . 113
LISTA DE TABELAS xv
19 Variação da velocidade da corrente (m/s) nas profundidades 0 m, 50 m, 100 m e 500 m em julho de 1997. . . 113 20 Transporte de Ekman (TE)×10−6 m2/se temperatura (◦C) ao longo
da costa peruana em julho de 1997. . . 114 21 Comparação do Transporte de Ekman zonal (TEx) e meridional (TEy)
× 10−6 m2/s e Bombeamento de Ekman (BE) × 10−6 m/s zonal (WEx) e meridional (WEy) nas radiais 5◦S, 9◦S, 12◦S e 15◦S em ju- lho de 1997. . . 114 22 Comparação da Tensão de Cisalhamento do Vento zonal (TCVx) e
meridional (TCVy) × 10−2 N/m2 nas radiais 5◦S, 9◦S, 12◦S e 15◦S em janeiro de 1998. . . 114 23 Variação da velocidade da corrente (m/s) nas profundidades 0 m, 50
m, 100 m e 500 m em janeiro de 1998. . . 115 24 Transporte de Ekman (TE)×10−6 m2/se temperatura (◦C) ao longo
da costa peruana em janeiro de 1998. . . 115 25 Comparação do Transporte de Ekman zonal (TEx) e meridional (TEy)
× 10−6 m2/s e Bombeamento de Ekman (BE) × 10−6 m/s zonal (WEx) e meridional (WEy) nas radiais 5◦S, 9◦S,12◦S e 15◦S em ja- neiro de 1998 . . . 116 26 Comparação da Tensão de Cisalhamento do Vento zonal (TCVx) e
meridional (TCVy) × 10−2 N/m2 nas radiais 5◦S, 9◦S, 12◦S e 15◦S em julho de 1998. . . 116 27 Variação da velocidade da corrente (m/s) nas profundidades 0 m, 50
m, 100 m e 500 m em julho de 1998. . . 116
LISTA DE TABELAS xvi
28 Transporte de Ekman (TE)×10−6 m2/s e temperatura (◦C) ao longo da costa peruana em julho 1998 . . . 117 29 Comparação do Transporte de Ekman zonal (TEx) e meridional (TEy)
× 10−6 m2/s e o Bombeamento de Ekman (BE) × 10−6 m/s zonal (WEx) e meridional (WEy) nas radiais5◦S,9◦S,12◦S e15◦S em julho de 1998. . . 117 30 Comparação da Tensão de Cisalhamento do Vento zonal (TCVx) e
meridional (TCVy) × 10−2 N/m2 nas radiais 5◦S, 9◦S, 12◦S e 15◦S em janeiro de 1999. . . 117 31 Variação da velocidade da corrente (m/s) nas profundidades 0 m, 50
m, 100 m e 500 m em janeiro de 1999. . . 118 32 Transporte de Ekman (TE)×10−6 m2/se temperatura (◦C) ao longo
da costa peruana em janeiro de 1999. . . 118 33 Comparação do Transporte de Ekman zonal (TEx) e meridional (TEy)
×106m2/se Bombeamento de Ekman (BE)×10−6m/s zonal (WEx) e meridional (WEy) nas radiais 5◦S, 9◦S, 12◦S e 15◦S em janeiro de 1999. . . 118 34 Comparação das profundidades da camada de mistura (m) em72,5◦W,
77,5◦W,80,5◦W e 81◦W nas radiais 5◦S,9◦S,12◦S e15◦S em janeiro e julho. . . 119 35 Comparação do rotacional da tensão de cisalhamento do vento ×
10−8 N/m3 em 72,5◦W (ROT72,5◦W), 77,5◦W (ROT77,5◦W), 80,5◦W (ROT80,5◦W), 81◦W (ROT81◦W) e 86◦W (ROT86◦W) nas radiais 5◦S, 9◦S, 12◦S e 15◦S em julho de 1996. . . 119
LISTA DE TABELAS xvii
36 Comparação do rotacional da tensão de cisalhamento do vento × 10−8 N/m3 em 72,5◦W (ROT72,5◦W), 77,5◦W (ROT77,5◦W), 80,5◦W (ROT80,5◦W), 81◦W (ROT81◦W) e 86◦W (ROT86◦W) nas radiais 5◦S, 9◦S, 12◦S e 15◦S em janeiro de 1997. . . 120 37 Comparação do rotacional da tensão de cisalhamento do vento×10−8
N/m3 em de ROT72,5◦W a ROT81◦W e 86◦W (ROT86◦W) nas radiais 5◦S, 9◦S,12◦S e 15◦S em julho 1997. . . 120 38 Comparação do rotacional da tensão de cisalhamento do vento×10−8
N/m3 em de ROT72,5◦W a ROT81◦W e 86◦W (ROT86◦W) nas radiais 5◦S, 9◦S,12◦S e 15◦S em janeiro de 1998. . . 120 39 Comparação do rotacional da tensão de cisalhamento do vento×10−8
N/m3 em de ROT72,5◦W a ROT81◦W e 86◦W (ROT86◦W) nas radiais 5◦S, 9◦S,12◦S e 15◦S em julho de 1998. . . 121 40 Comparação do rotacional da tensão de cisalhamento do vento×10−8
N/m3 em de ROT72,5◦W a ROT81◦W e 86◦W (ROT86◦W) nas radiais 5◦S, 9◦S,12◦S e 15◦S em janeiro de 1999. . . 121
Lista de Figuras
1 Área de estudo e batimetria (Lat. 5◦N-45◦S) e Long. 65◦W-125◦W). . 122 2 Batimetria e velocidade supercial da Corrente Peruana ao longo da
costa peruana (Lat. 5◦N-45◦S) e Long. 65◦W-125◦W). . . 123 3 Bombeamento de Ekman e Tensão de Cisalhamento do Vento (em
janeiro de 1997 e 1998) ao longo da costa peruana no mês de janeiro de 1997 e 1998 (Lat. 5◦N-45◦S) e Long. 65◦W-125◦W). . . 124 4 Tensão de Cisalhamento do Vento TCV×10−2N/m2zonal/meridional,
nas radiais 5◦S e 15◦S em julho de 1996. . . 125 5 Velocidade da corrente horizontal × 10−2 m/s, na região compreen-
dida entre 3,5◦S e 7,5◦S nas profundidades 0 m, 50 m, 100 m e 500 m em julho de 1996. . . 126 6 Velocidade da corrente horizontal × 10−2 m/s, na região compreen-
dida entre11,5◦S e16,5◦S nas profundidades 0 m, 50 m, 100 m e 500 m em julho de 1996. . . 127 7 Velocidade vertical × 10−4 m/s nas radiais 5◦S e 15◦S em julho de
1996. . . 128 8 Transporte de Ekman (TE) zonal/meridional ×10−6 m2/s, ao longo
da costa peruana em julho de 1996. . . 129 xviii
LISTA DE FIGURAS xix
9 Transporte de Ekman (TE) × 10−6 m2/s/Bombeamento de Ekman (BE) × 10−2 m/s zonal/meridional nas radiais 5◦S e 15◦S em julho de 1996. . . 130 10 Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−2N/m2zonal/meridional,
nas radiais 5◦S e 15◦S em janeiro de 1997. . . 131 11 Velocidade da corrente horizontal × 10−2 m/s, na região compreen-
dida entre 3,5◦S e 7,5◦S nas profundidades 0 m, 50 m, 100 m e 500 m em janeiro de 1997. . . 132 12 Velocidade da corrente horizontal × 10−2 m/s, na região compreen-
dida entre11,5◦S e16,5◦S nas profundidades 0 m, 50 m, 100 m e 500 m em janeiro de 1997. . . 133 13 Velocidade vertical × 10−4 m/s nas radiais 5◦S e 15◦S em janeiro de
1997. . . 134 14 Transporte de Ekman (TE)× 10−6 m2/s, ao longo da costa peruana
em janeiro de 1997. . . 135 15 Transporte de Ekman (TE) × 10−6 m2/s/Bombeamento de Ekman
(BE) ×10−2 m/s zonal/meridional nas radiais5◦S e 15◦S em janeiro de 1997. . . 136 16 Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−2N/m2zonal/meridional,
nas radiais 5◦S e 15◦S em julho de 1997. . . 137 17 Velocidade da corrente horizontal × 10−2 m/s, na região compreen-
dida entre 3,5◦S e 7,5◦S nas profundidades 0 m, 50 m, 100 m e 500 m em julho de 1997. . . 138
LISTA DE FIGURAS xx
18 Velocidade da corrente horizontal × 10−2 m/s, na região compreen- dida entre11,5◦S e16,5◦S nas profundidades 0 m, 50 m, 100 m e 450 m em julho de 1997. . . 139 19 Velocidade vertical × 10−4 m/s nas radiais 5◦S e 15◦S em julho de
1997. . . 140 20 Transporte de Ekman (TE) × 10−6 zonal/meridional ao longo da
costa peruana em julho de 1997. . . 141 21 Transporte de Ekman (TE) × 10−6 m2/s/Bombeamento de Ekman
(BE) × 10−2 m/s nas radiais 5◦S e 15◦S em julho de 1997. . . 142 22 Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−2N/m2zonal/meridional,
nas radiais 5◦S e 15◦S em janeiro de 1998. . . 143 23 Velocidade da corrente horizontal × 10−2 m/s, na região compreen-
dida eentre 3,5◦S e 7,5◦S nas profundidades 0 m, 50 m, 100 m e 500 m em janeiro de 1998. . . 144 24 Velocidade da corrente horizontal × 10−2 m/s, na região compreen-
dida entre11,5◦S e16,5◦S nas profundidades 0 m, 50 m, 100 m e 500 m em janeiro de 1998. . . 145 25 Velocidade vertical × 10−4 m/s a nas radiais 5◦S e 15◦S em janeiro
de 1998. . . 146 26 Transporte de Ekman (TE)×10−6 m2/szonal/meridional em janeiro
de 1998. . . 147 27 Transporte de Ekman (TE) × 10−6 m2/s/Bombeamento de Ekman
(BE) ×10−2 m/s zonal/meridional nas radiais5◦S e 15◦S em janeiro de 1998. . . 148
LISTA DE FIGURAS xxi
28 Diagrama T-S/Densidade Sigma na radial5◦S em janeiro (LEVITUS
& BOYER, 1994a). . . 149 29 Diagrama T-S/Densidade Sigma na radial15◦S em janeiro (LEVITUS
& BOYER, 1994a). . . 150 30 Diagrama T-S/Densidade Sigma na radial 5◦S em julho (LEVITUS
& BOYER, 1994a). . . 151 31 Diagrama T-S/Densidade Sigma na radial 15◦S em julho (LEVITUS
& BOYER, 1994a). . . 152 32 Índice ENSO 3.4 (5◦N-5◦S, 170◦W-120◦W) multivariado bimensal e
anomalias da TSM no período de 1950 a 2005. . . 153 33 Camada de mistura m na radial 5◦S nos meses de janeiro e julho
climatológico (MONTEREY & LEVITUS, 1997). . . 154 34 Camada de mistura m na radial 15◦S nos meses de janeiro e julho
climatológico (MONTEREY & LEVITUS, 1997). . . 155 35 Energia cinêtica×10−3 J/m3: El Niño (1997-1998) e La Niña (1996-
1997 e 1998-1999) em julho e janeiro. . . 156 36 Rotacional da Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−8N/m3
nas radiais 5◦S e 15◦S a 0 m em julho de 1996. . . 157 37 Rotacional da Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−8N/m3
ao longo da costa peruana a 0 m em julho de 1996. . . 157 38 Rotacional da Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−8N/m3
nas radiais 5◦S e 15◦S a 0 m em janeiro 1997. . . 158 39 Rotacional da Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−8N/m3
ao longo da costa peruana a 0 m em janeiro de 1997. . . 158
LISTA DE FIGURAS xxii
40 Rotacional da Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−8N/m3 nas radiais 5◦S e 15◦S a 0 m em julho de 1997. . . 159 41 Rotacional da Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−8N/m3
ao longo da costa peruana a 0 m em julho de 1997. . . 159 42 Rotacional da Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−8N/m3
nas radiais 5◦S e 15◦S a 0 m em janeiro de 1998. . . 160 43 Rotacional da Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−8N/m3
ao longo da costa peruana a 0 m em janeiro de 1998. . . 160 44 Rotacional da Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−8N/m3
nas radiais 5◦S e 15◦S a 0 m em julho de 1998. . . 161 45 Rotacional da Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−8N/m3
ao longo da costa peruana a 0 m em julho de 1998. . . 161 46 Rotacional da Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−8N/m3
nas radiais 5◦S e 15◦S a 0 m em janeiro de 1999. . . 162 47 Rotacional da Tensão de Cisalhamento do Vento (TCV)×10−8N/m3
ao longo da costa peruana a 0 m em janeiro de 1999. . . 162
Resumo
O presente trabalho teve como nalidade estudar os efeitos das variações do vento resultantes de ocorrências do fenômeno El Niño-Southern Oscillation (ENSO) nos padrões da circulação supercial ao longo da costa peruana, através da análise de dados observados e de modelagem numérica. É enfocado o período 1991-2000, quando ocorreram fortes eventos La Niña (1996-97, 1998-2000) e El Niño (1997- 98). Esses eventos tiveram fortes impactos em escala global mas muito pouco se sabe sobre os impactos locais na estrutura da termoclina e no ciclo da dinâmica de Ekman ao longo da costa peruana. Os dados analisados no presente estudo foram dados coletados em duas radiais ao longo das latitudes5◦S e15◦S. O modelo oceânico utilizado foi o Modelo da Universidade de Princeton (Princeton Ocean Model-POM).
As simulações numéricas foram forçadas com produtos de vento relativos ao período 1991-2000. Essas simulações reproduziram satisfatoriamente os padrões médios da circulação na região de estudo, conrmando que nas áreas próximas da costa o vento é o principal mecanismo gerador de ressurgência ou subsidência. Os resultados mostraram que durante a ocorrência do forte evento El Niño 1997-1998, nas radiais de5◦S e15◦S, houve uma drástica alteração do sistema de ressurgência costeira em resposta às variações do vento.
Palavras chave: Corrente de Humboldt, ressurgência costeira, Tensão Cisalha- mento Vento (TCV), dinâmica de Ekman, modelagem numérica, Princeton Ocean Model (POM).
Abstract
The objective of the present work was to study the eects of variability in the wind due to the El Niño-Southern Oscillation events in the surface circulation pat- terns o the Peruvian coast, by means of data analysis and numerical modeling. It is focused the period 1991-2000, when it was observed strong La Niña (1996-1997, 1998-2000) and El Niño events (1997-98). These events had strong eects worlwide but very little is known on the local impacts on the circulation, thermocline struc- ture and the Ekman dynamics o the Peruvian coast. The data analysed in the present study were collected on transects along 5◦S and 15◦S. The model used was an implementation of the Princeton Ocean Model (POM). The numerical simulati- ons were forced with wind products relative to the period of interest (1991-2000).
The simulations reproduced satisfactorily the mean circulation patterns in the study area, conrming that the in the nearshore region the wind is the main driving me- chanism for coastal upwelling/downwelling. The results show that during the strong 1997-1998 El Niño, a drastic alteration of the coastal upwelling system ocurred in response to the changes in the wind.
Keywords: Humboldt Current, Coastal upwelling, Wind stress (TCV), Ekman dynamic, numerical modelling, Princeton Ocean Model (POM).
Dedico este trabalho aos meus caros pais, Mesias e Julia, à minha querida
irmã, Milagros, e ao meu querido irmão, Mario.
Agradecimentos
Agradeço ao orientador Prof. Dr. Edmo J. D. Campos pela oportunidade brin- dada;
Agradeço aos mestres Prof. Dr. Belmiro Mendes de Castro Filho, Prof. Dr.
Luiz Bruner de Miranda, Prof. Dr. Joseph Harari, Prof. Dr. Afrânio Rubens de Mesquita e Prof. Dr. Ilson Carlos Almeida da Silveira, pela importante contribuição para minha formação e também pelos conselhos ao Prof. Dr. Reindert Haarsma e Profa. Dra. Luz Amélia Véga-Perez;
Agradeço ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Cientíco e Tecnológico do Ministério da Educação (CNPq), processoN◦ 141084/2002-2 (2002-2006) e ao Inter- American Institute from Global Change Research (IAI), Projeto SACC-CRN061 (2001) pelas bolsas de estudo de doutorado;
Agradeço aos membros da banca Prof. Dr. Carlos Carbonel, Prof. Dr. Roberto Fioravanti, Prof. Dr. Carlos Lentini, Profa. Dra. Ilana Wainer e ao Prof. Dr.
Ricardo de Camargo por aceitar o convite;
Agradeço aos colegas Roberto, Renato, Guilherme, Fonseca, Gabriel, André Sch- midt, Enver, Odón, Luis Fabiano, Henrique Goes, Fernando Chen, Fernando Savoia, Fernando Marin, Marlos, Andréa, José Roberto, Carlos Teixeira, Raquel, Janini, Gustavo, Saulo que me ajudaram sempre;
Agradeço também aos funcionários do IOUSP, por haver eu sido bem atendido:
Maria de Jesus Pureza, Raimunda, Cida, Ana Paula, Silvana, Eliete, Edna, Angélica, Ulisses, Douglas, Pedro, Jair, Avelino, Eduardo, César, Raimundo, Macedo, Maysa, Eberton e à Didi e por os momentos e detalhes: Letícia, Cristiane, Maria da Luz, Cyda e Eloisa;
Muito obrigado Brasil.
Capítulo 1 Introdução
A tensão de cisalhamento do vento (TCV) é uma das forçantes mais importantes na geração dos movimentos nas camadas superiores dos oceanos. Em regiões cos- teiras, além da sua contribuição para a circulação horizontal, o vento é também o agente predominante na geração do fenômeno conhecido como a ressurgência cos- teira, movimento vertical resultante de convergências ou divergências na camada turbulenta conhecida como Camada de Ekman.
Nos limites leste dos oceanos (regiões oceânicas adjacentes às bordas oeste dos continentes), esse fenômeno adquire importância crucial tendo em vista seu papel no bombeamento de águas de regiões mais profundas redisponibilizando para a ca- mada eufótica os nutrientes necessários para manutenção da vida. Em áreas onde a Corrente de Humboldt (CH) ui, ao longo da costa peruana e parte do Chile, é feita a captura de aproximadamente 20 % do total mundial das espécies de peixes pelágicos de interesse comercial como: sardinha, anchoita (Engraulins ringens) e cavalinha (Scomberus japonicus peruanus). Essa alta produtividade é atribuída ao sistema de circulação local.
1
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 2
A camada supercial diretamente afetada pelo vento tem espessura da ordem de algumas dezenas de metros de profundidade, e recebe o nome de camada de Ekman. A direção do transporte de volume integrado verticalmente na camada de Ekman (transporte de Ekman) é orientado a90◦ à esquerda do vento no hemisfério sul. No lado leste do Pacíco tropical, PENVEN et al. (2003) observam que, em condições normais, na Corrente Peruana (parte peruana da CH) as massas de águas superciais são transportadas em direção ao Equador, num padrão de circulação resultante de um balanço de forças que o vento sudeste é um dos principais agentes.
Nessa região, em Condição Normal (CN), o bombeamento de Ekman (BE) é positivo, uma vez que o transporte de Ekman (TE) é no sentido oposto ao da costa sudeste-noroeste, gerando ressurgência costeira. O transporte de Ekman e o bombeamento são, portanto, dependentes das características do vento.
Para entender a dinâmica da ressurgência costeira, GARVINE (1971) utilizou um modelo teórico onde o movimento da corrente é forçada pela TCV atuando sobre uma massa de água homogênea, com profundidade constante e linha de costa reta. A integração vertical das equações do movimento evidenciou a necessidade de manter o termo do gradiente de pressão ao longo da costa, apesar da bidimensionalidade do campo de velocidade. As velocidades verticais da ordem de 10−3 cm s−1 são características de áreas costeiras (SMITH, 1968), enquanto as de 10−4 cm s−1 do oceano médio (STOMMEL, 1966). Esse movimento vertical associado à ressurgência costeira provoca um grande impacto ecológico e climático.
SCHELL (1970), observou a existência de uma estreita correlação entre os in- dicadores físicos da ressurgência e os ventos do sudeste regional ao largo da costa sudoeste da África, sugerindo que a camada de Ekman, em um processo de ressur- gência costeira, responde rapidamente ao vento local, com um tempo de resposta
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 3
de um (1) dia, propiciando a elevação da termoclina. Para YOSHIDA (1955), a faixa de ocorrência da ressurgência costeira é de aproximadamente 100 km. Assim, a ressurgência costeira seria um fenômeno de contorno, uma vez que no seu processo de geração a linha de costa tem papel fundamental (JEN-JENG, 1977).
A intensidade da ressurgência costeira nas diferentes regiões depende da inten- sidade da componente meridional da TCV sobre a Plataforma Continental (PC) e o talude. Para SMITH (1978), as utuações da subcorrente ao longo da costa não têm relação com os ventos locais sendo resultado das ondas connadas Kelvin (ocK).
Esse mesmo autor, demonstrou que a interação entre a propagação das ondas e a topograa de fundo são determinantes na localização dos centros da ressurgência.
De acordo com (ZUTA, 1968) um exemplo da variabilidade da ressurgência em uma área é a que ocorre ao longo da costa peruana entre 5◦S e 18◦S, especialmente nas regiões de: Pimentel (6◦510S), Chimbote (9◦40S), Huarmey (10◦50S), Callao (12◦20S), Pisco (13◦480S), San Juan (15◦210S) e Atico (16◦130S).
MOOERS (1976) analisou a dinâmica da ressurgência costeira no Oregon, Es- tados Unidos, nos meses de agosto e setembro de 1965 e 1966, incluindo medidas de correntes em seções hidrográcas e estações xas e concluiu que a camada fron- tal inclinada é típica de um regime de ressurgência costeira. Isso, assumindo que a corrente média é quase bi-dimensional, isto é, uniforme ao longo da costa. Esse pres- suposto, serve para aproximar uma corrente transversal não bi-dimensional. Essa corrente próximo à costa foi de 7 a 10 cm s−1 (20 m) e de 1 a 2 cm s−1 (60 m), nas duas últimas semanas em agosto de 1966. Isto indica que o uxo de Ekman supercial ocorreu em profundidades inferiores aos 20 m. Na ocorrência da TCV in- tensa, são produzidas duas camadas: uma supercial turbulenta e outra de mistura supercial relativamente profunda.
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 4
Tendo em vista a importância da direção e intensidade do vento no processo de ressurgência costeira, é de se esperar que nos anos da ocorrência do El Niño Oscilação Sul (ENSO), quando o vento varia de intensidade, as características das massas de águas próximas à costa peruana são modicadas, afetando drasticamente a atividade pesqueira local. Ao longo do Equador, durante ocorrências de El Niño (EN) a componente zonal dos ventos alísios é enfraquecida, produzindo anomalias quentes no lado leste da bacia. Esse vento quente na região equatorial afeta toda a faixa litorânea ao sul do Equador, mas nem sempre apresenta a mesma duração, intensidade e extensão, podendo ocorrer em anos consecutivos, ou não.
Assim, o estudo da circulação costeira peruana, além de ajudar a compreender melhor a hidrodinâmica local e seus efeitos sobre o ecossistema, permitirá avaliar os efeitos dos diferentes padrões do vento e de sua intensidade, particularmente nos anos de ocorrência do EN e La Niña. Para contribuir a uma melhor compreensão desses processos, o presente trabalho consiste de um estudo da circulação costeira e oceânica ao longo da costa peruana com base em análise de dados e na utilização do modelo numérico oceânico POM, sendo forçado pela TCV dos diferentes eventos.
1.1 Organização do trabalho
A presente tese está organizada da seguinte forma:
• Capítulo 1: é feita a introdução geral do trabalho, apresentados os estudos pretéritos de circulação e modelagem numérica e a determinação dos objetivos;
• Capítulo 2: apresenta a caracterização da área de estudo;
• Capítulo 3: apresenta a caracterização dos dados e da metodologia empregada;
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 5
• Capítulo 4: apresenta os resultados obtidos
• Capítulo 5: discussão dos resultados obtidos
• Capítulo 6: apresenta as conclusões da tese e sugestões para trabalhos futuros.
1.2 Estudos pretéritos
1.2.1 Circulação oceânica forçada pela TCV.
Ao largo da borda oeste da America do Sul, de acordo com WOOSTER & GIL- MARTIN (1961) e WYRTKI (1963), o transporte de massa de água na Corrente Peruana é de aproximadamente 10 a 15 milhões ton/s, sendo balançada por contra- correntes subsuperciais intensas. Com base nas análises de dados, esses autores observaram que os mecanismos que mantêm a ressurgência ao longo da costa pe- ruana são: a Corrente Costeira Peruana (CCP), a força de arrasto dos ventos alísios de sudeste (SE) e as correntes subsuperciais (ZUTA & GUILLÉN, 1970).
A Corrente Costeira Supercial (CCS), que ui em direção ao Equador e paralela à linha da costa, tem sua origem na Corrente Circumpolar Antártica (CCA) do Pa- cíco sul, atingindo a costa e girando em direção ao norte próximo da latitude45◦S.
Essa corrente transporta a massa de Água Sub-Antártica (ASA), a qual estende-se ao longo da costa do Chile até os 20◦S. Ao norte desta latitude e paralela à linha da costa peruana, a temperatura da superfície do mar (TSM) e a salinidade sofrem mudanças. De acordo com WOOSTER & GILMARTIN (1961), a subcorrente sul é conhecida também como a Subcorrente Peru-Chile ou de Gunther, abaixo da qual se localiza a Água Intermediária Antártica (AIA), caracterizada por ser pouco intensa e por uir em direção ao Equador (WOOSTER & REID, 1963).
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 6
WOOSTER & GUILLÉN (1974) com base nos resultados obtidos por WOOSTER (1960) e BJERKNES (1961, 1966) vericaram que o enfraquecimento da circulação dos ventos alísios do HS traz as seguintes consequ¨ências: (1) diminui ou cessa a intensidade da ressurgência costeira; (2) as águas equatoriais de alta temperatura e baixa salinidade se afastam de seu lugar de origem. Na costa norte peruana, no mês de fevereiro de 1972 o evento EN foi evidente, sendo detectadas massas super- ciais de água de baixa salinidade (≤ 34,5) até os 10◦S e elevadas anomalias de temperatura de superfície até os 12◦S.
A ressurgência costeira que ocorre ao norte do Peru (4◦S-6◦S) tem especial in- teresse porque inter-atua com a dinâmica física da região equatorial, como a frente equatorial e a Subcorrente Equatorial. As utuações da corrente num período de 5 dias são denominadas por ondas connadas na costa (CTW), as quais transportam energia ao sul, provocando utuações na intensidade da ressurgência (FAHRBACH, 1981). A água ressurgida provém de uma profundidade de quase 70 m, enquanto em outras regiões a partir dos 200 m. Como a velocidade do vento é menos variável na região do Peru, a ressurgência não se apresenta de forma clara nos diferentes eventos:
a direção da corrente supercial média é sempre oposta à do vento, sendo a forçante geradora da ressurgência. No período de março a setembro de 1976, BRINK et al.
(1978) observaram a presença de uma corrente consistente e em direção sul ao longo da costa peruana (12◦S a16◦S); o vento soprando em direção norte e a ressurgência gerada ocupando seu espaço (BOWDEN, 1983).
BRINK et al. (1983a), vericaram que a velocidade da corrente ao longo da costa era inuenciada pelo vento próximo à superfície. O campo da temperatura a 30 m é inuenciado pelo vento, ressurgência e pelo afundamento da camada de mistura.
Em profundidades maiores do que 50 m, o campo de temperatura é fortemente
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 7
controlado pela CTW.
De acordo com BRINK (1983b), ainda, próximo à superfície a área da ressur- gência costeira pode coincidir com a camada de Ekman supercial turbulenta. A ressurgência costeira ocorre geralmente em regiões com profundidade local média de 10 a 30 m, sendo o local onde o uxo do transporte de Ekman (TE) ao largo da costa é forçado pelos ventos locais.
O uxo ao largo da costa requer de um campo de uxo-ressurgência com com- pensação horizontal e vertical para conservar o volume de água. BRINK (1984), estudando a ressurgência costeira na zona próxima a Point Conception, Califórnia, nos meses de março e abril de 1981 vericou que a ressurgência não foi forçada somente pela TCV local.
O padrão da TSM média mostrou a existência de um centro de ressurgência entre Point Arguello e Conception. Estudos feitos durante o programa CUEA no período de 1976 a 1977 ao largo da costa peruana, próximo dos 15◦S, evidençaram a existência de um centro de ressurgência costeira que possui estrutura altamente variável no tempo, e cuja intensidade e tamanho dependem principalmente dos - ventos locais (BRINK et al., 1981; STUART, 1981; BOYD & SMITH, 1983).
Autores como BARTH & BRINK (1987), estudando a dinâmica oceânica com base nos dados obtidos com o perlador de correntes DOPPLER, observaram a presença de uma língua de água fria próxima da zona de ressurgência de Point Conception, que se estendeu até 80 km ao largo da costa, gerando o bombeamento de Ekman (BE).
ROJAS DE MENDIOLA et al. (1985) estudando a variação da intensidade da corrente marinha e da ressurgência costeira durante os eventos El Niño (EN) e La Niña, vericaram que o EN provocou mudanças na composição, biomassa e concen-
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 8
tração do toplâncton. HUYER et al. (1987) obtiveram dados da condutividade, temperatura e profundidade (CTD) em radiais ao largo da Plataforma Continental (PC) peruana (5◦S a12◦S), de novembro 1981 a maio 1984, e concluiram que: o EN ocorreu em 1982-1983 e que o nível do mar, entre5◦S e12◦S, começou a elevar-se no início de outubro de 1982, retornando à normalidade em julho de 1983. De acordo com os relatos desses autores, ainda, os ventos costeiros foram normais em outubro de 1982, menos intensos que o normal em Talara (4,6◦S) e Paita (5◦S) de novembro de 1982 a maio de 1983, e mais intensos que o normal na região de Callao (12◦S).
Entre março e abril de 1983, o vento e a ressurgência a 5◦S foram menos intensos.
No entanto, novas medições feitas com CTD nessa radial permitiram detectar a pre- sença de ressurgência ativa nessa área. Aos 10◦S, o vento permaneceu favorável à ressurgência durante a ocorrência do EN em ambas radiais5◦S e 10◦S. Em maio de 1983, apesar do vento ser favorável, a ressurgência a10◦S foi pouco intensa devido, provavelmente, ao gradiente de pressão ao longo da costa que persistiu de março a junho de 1983.
A análise feita por DESER & WALLACE (1987), sobre os resultados de WOOS- TER (1960) e BJERKNES (1961), mostraram que o aquecimento das águas costeiras foi produzido pelo enfraquecimento da componente meridional da TCV, a qual re- duziu a área da ressurgência costeira e favoreceu a entrada da massa de água quente ao largo da costa, bem como o deslocamento da contra-corrente costeira mais ao sul. De acordo com WYRTKI & MEYERS (1975), os ventos costeiros do sudeste tendem a ser ligeiramente menos intensos durante o EN. A massa de água fria su- percial próxima à costa peruana é produzida pela ressurgência costeira e ocupa uma faixa de 50 km (SMITH, 1981; GUILLÉN & CALIENES, 1981). Essa massa de água supercial é originada entre os 20 e 40 m de profundidade, onde a variação
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 9
de temperatura anual é relativamente fraca. A diminuição das anomalias da TSM durante o inverno, ao que tudo indica, estaria relacionada à profundidade de distri- buição da camada de mistura, a qual se localiza entre os 40 e 60 m (WYRTKI, 1964).
Assim, a TSM é sensível às anomalias de calor da superfície e de mistura vertical no inverno. No verão, quando a camada de mistura supercial é aproximadamente 20 m e a estraticação intensa, as anomalias de calor supercial e de mistura vertical podem provocar fortes mudanças na TSM.
BAKUN & NELSON (1991), analisaram os dados históricos do vento e carac- terizaram a distribuição sazonal do rotacional da TCV sobre as quatro principais regiões de corrente da borda leste dos oceanos do mundo (Sistemas da Califórnia, Canárias, Benguela e Peru/Humboldt). A menor intensidade da TCV em direção à costa delimita uma região do rotacional da TCV ciclônico, onde a ressurgência costeira é intensicada pelo bombeamento de Ekman (BE).
O rotacional da TCV sobre a superfície do mar é um agente forçante funda- mental para os processos dinâmicos oceânicos. Esse mesmo processo, levando-se em consideração a estrutura vertical no campo do uxo, aparece como a divergência do TE supercial. O rotacional da TCV associada à advecção em regiões ao largo da costa, produz efeitos na borda costeira com consequências para o ecossistema marinho (YOSHIDA, 1955; YOSHIDA & TSUCHIYA, 1957; SMITH, 1968).
Para restabelecer o equilíbrio, a atmosfera gera um evento inverso conhecido como La Niña, no qual a TSM é mais baixa (PHILANDER, 1992; LUKAS & WEBS- TER, 1992). Após a ocorrência do EN no inverno de 1987 vericou-se a redução das áreas de ressurgência, acontecendo o contrário durante o evento La Niña no inverno de 1988. Nesse mesmo período, foi observada a ampliação da área de ocorrência da Água Costeira Fria (ACF). Em contraposição, as Águas de Mistura (AM), a ACF e
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 10
a ASS predominaram em toda a área no inverno de 1987 (RAMIREZ, 1994).
Estudos feitos sobre a circulação anômala de larga escala na América do Sul, du- rante os eventos de EN, mostraram feições bem denidas que sugerem teleconexões entre o Pacíco Equatorial e a região sudeste da América do Sul (LENTINI, 1997).
O EN é uma manifestação local do ENSO, com interações dinâmicas de larga escala entre os centros de pressão atmosférica das baixas latitudes e a circulação termoha- lina dos grandes giros oceânicos através dos Oceanos Pacíco (OP) e Índico. De acordo com GLYNN (1990), as consequ¨ências mais comuns sobre a costa noroeste da América do Sul são:
• Aquecimento anômalo da TSM;
• Redução da ressurgência;
• Declínio acentuado da produtividade primária e, consequ¨entemente, sobre os estoques pesqueiros;
• Aumento do nível do mar na costa e
• Acréscimo na pluviosidade em algumas áreas (ROPELEWSKI & HALPERT, 1987)
Com o enfraquecimento e a diminuição da intensidade dos ventos alíseos no Pacíco central e oeste no início do ano de 1997, ocorreu o aquecimento rápido da TSM na borda leste. As águas superciais com temperaturas de29◦C deslocaram-se em direção leste (Pacíco central e leste) ocupando o espaço da língua fria. Entre junho e dezembro de 1997 desenvolveu-se o EN, caracterizado por apresentar uma das maiores temperaturas já registradas. Em dezembro de 1997, registraram-se temperaturas de 28◦C a 29◦C na bacia equatorial e anomalias da TSM com valores
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 11
médios de aproximadamente 4◦C, indicando a chegada das ondas de Kelvin (OK) equatoriais intra-sazonais, afundando a termoclina no Pacíco leste, até 90 m.
A intensidade do EN 1997-1998 foi muito similar ao de 1982-1983, apesar da diferença sazonal. Os ventos frente à costa norte de Chile, com velocidade mensal média de 3 a 6 ms−1, tiveram sua máxima intensidade no verão austral. Na costa peruana onde os ventos são mais intensos no outono e inverno, de velocidade baixa e com ciclo sazonal pouco intenso no nordeste, onde a mudança da linha da costa varia de zonal para meridional. Os ventos em direção ao equador geram a ressurgência costeira, transportando os nutrientes para a superfície e possibilitando a produção do toplâncton.
Os ventos na zona central do Peru (SMITH, 1983) durante os eventos quentes 1976 e 1982-1983 foram ventos meridionais intensos aos 12◦S e menos intensos aos 5◦S. HUYER et al. (1987) e FONSECA (1985) observaram que apesar do enfraqueci- mento do APS durante parte do evento EN 1982-1983, o vento meridional continuou intenso sobre a costa, o mesmo que a ressurgência costeira. SHAFFER (1999), com base nos dados gerados pelos correntômetros localizados ao largo da costa do Chile (30◦S) durante o evento EN 1991-92, o vento local, bem como o nível do mar, esti- mou a velocidade do uxo da subcorrente média Peru-Chile em 12 cms−1 e 10 cm s−1 em direção ao polo. De acordo com HUYER et al. (1991), no talude interno da PC, à profundidade de 150 m o transporte foi de aproximadamente 1 Sv.
No Pacíco oeste, a termoclina deslocou-se dos 20 m de profundidade para os 40 m e as ondas de Rossby, excitadas pelo enfraquecimento inicial dos ventos alíseos, propagaram-se em direção à Indonésia e Nova Guiné. A TSM diminuiu devido à acentuada evaporação e à grande mistura das águas subsuperciais frias no oceano.
A irregularidade do ENSO em termos de frequ¨ência, duração e amplitude podem
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 12
ser atribuidos, em parte, à interação não linear da alta frequ¨ência da variabilidade climática e a baixa frequ¨ência da dinâmica oceano-atmosfera.
No período de 1960 a 1990 foram feitos estudos sobre as anomalias da TSM, a partir dos dados obtidos em estações distribuidas ao longo da costa peruana, bem como as geradas dentro Projeto JOINT II, os quais contribuiram para melhorar o conhecimento da variabilidade da intensidade da Corrente Costeira Peruana (CCP) e da Corrente Subsupercial Peruana (CSSP) associadas à ressurgência costeira.
A importância da ressurgência na economia peruana estimulou os estudos sobre as condições hidrográcas e a dinâmica dos processos físicos que ocorrem ao longo da costa peruana. Entre 2000 e 2002 foi realizado um projeto multidisciplinar nanciado pelo Banco Mundial (BM), com o objetivo de estudar o evento EN utilizando-se um modelo numérico oceânico (Tabela 1).
Segundo MUNCHOW (2000), na zona de Point Conception, Califórnia, na pri- mavera de 1983, o BE, com velocidade média de 4 m dia−1, contribuiu para a dinâmica local. Durante as persistentes e intensas ressurgências o BE atingiu 20 m dia−1, resultando na elevação das isopicnais até a superfície.
AUSTIN & BARTH (2002) detectaram a variação da picnoclina próxima à costa, já que a ressurgência permanente gera uma frente de ressurgência de águas ricas em nutrientes que favorecem o desenvolvimento do to e zooplâncton (SMALL &
MENZIES, 1981). COLLINS et al. (1968), utilizaram o termo picnoclina permanente para designar a intensa picnoclina encontrada ao largo da costa do Oregon entre os 100 m e 150 m de profundidade. A intensidade da ressurgência foi comparada com a TCV ao longo da costa, a qual é assumida como sendo a principal forçante da geração da ressurgência na PC. Comparando o TE supercial de vários sistemas da ressurgência, LENTZ (1992) demonstrou a concordância quantitativa com o TE
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 13
esperado (EKMAN, 1905):
T E= τs
ρof [T E] =L2T−1 (1.1) Onde:
τs=TCV supercial; ρo=densidade da água e f=parâmetro de Coriolis.
KELLY (1983) utilizando imagens de satélite mostrou o deslocamento do TE quanticou apenas o campo de temperatura, uma vez que as observações das imagens pode ser dicultada pela cobertura de nuvens. Essa cobertura pode induzir a erros nas estimativas dos valores da TSM e na identicação da ressurgência forçada pelo vento (AUSTIN, 2000).
KESSLER (2002) obteve a média climatológica da circulação geostróca tridi- mensional do nordeste do Pacíco tropical (Sudoeste do México e América central), baseado em dados históricos obtidos com escaterômetro. SILVA & VALDENEGRO (2003), analisaram a ressurgência costeira baseada na distribuição espacial e tempo- ral de dados como: temperatura, salinidade, teor de oxigênio dissolvido, nutrientes (nitrato, fosfato e silicato), vento e TE, bem como nas imagens de satélite da TSM.
Os resultados mostraram que os ventos foram variáveis e vindos principalmente do sul e sudoeste (SO), permitindo observar as fases de desenvolvimento de ressurgência costeira.
A fase inicial da ressurgência caracterizou-se pelo aumento do vento sul SO e do TE, provocando a elevação da termoclina estacionária próxima à costa e de uma língua de água fria supercial (<14◦C) em direção45◦-55◦ da linha da costa. A fase de desenvolvimento foi caracterizada pela presença de ventos intensos (>10 ms−1), com elevados valores médios do TE (> 1.000 m3s−1/1.000 m de costa), diminuição da temperatura (<14◦C) e teor de oxigênio dissolvido (<4 mlL−1) e o aumento dos
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 14
valores de salinidade (> 34,4) na zona costeira.
A fase de declínio foi observada parcialmente devido ao pouco relaxamento do vento no período de amostragem. As imagens de satélite da TSM dos dias seguintes mostraram a diminuição da área coberta pelas águas frias de ressurgência. A massa de água deslocada ao largo da costa tinha características da ASA, enquanto a que ascendeu da AESS. A distribuição vertical da temperatura apresentou uma termo- clina estacionária bem denida na região oceânica com um gradiente máximo de 0,4◦C m−1, o qual declinou até 0,1◦Cm−1 em direção à costa. Também as massas de água apresentaram uma distribuição horizontal estraticada com núcleos de va- lores máximos de 30%da AST na superfície e de 70%da ASA e da AESS próximos aos 25 m e 100 m da profundidade, respectivamente.
No Oregon o vento costeiro é importante para gerar a circulação costeira do oceano, sendo por isso qualicada e quanticada a TCV (PERLIN et al., 2004).
No estudo de PALMA & APABLAZA (2004) sobre a península de Mejillones (ao norte de Chile, 23◦S), zona de permanente ressurgência, a intensidade do evento é maior na primavera, o que favorece a elevação das taxas de produção primária (GONZÁLEZ et al., 1998). Na camada supercial de 0 a 25 m, foi identicada a presença da AST e entre os 100 e 400 m a AESS (SIEVERS & SILVA, 1982; STRUB et al., 1998; PALMA & APABLAZA, 2004).
TAKESUE et al. (2004), observaram que a ressurgência costeira produz altos níveis de produtividade biológica nas correntes da Califórnia e de Peru-Chile, sendo o desembarque de peixes nas regiões da ressurgência costeira do Pacíco leste de quase 20% da captura do peixe no mundo (FAO, 1998). Os estudos realizados por HUYER et al. (1983), STRUB et al. (1987, 1998) e BAKUN & NELSON (1991), aliado ao período de monitoramento coincidente com o evento forte EN 1997-98
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 15
e os eventos La Niña fraco 1998-99 e forte 1999-2000, vericou-se que o ENSO afetou as propriedades oceano-atmosféricas ao longo da costa sul americana com a chegada das OK costeiras (HOREL & WALLACE, 1981; EMERY & HAMILTON, 1985; SHAFFER et al., 1999; HORMAZABAL et al., 2002; SCHWING et al., 2002;
STRUB & JAMES, 2002).
CROQUETTE et al. (2004), estudaram a circulação no Pacíco sudeste (SEP) e a ressurgência costeira do Peru-Chile, utilizando dados de satélite e um modelo regional de resolução média, sendo os dados de vento obtidos pelos escaterôme- tros ERS-1 e ERS-2 e os da TSM (SST) do radiômetro de alta resolução avançada (AVHRR). Foram calculados e analisados o TE e BE, sendo os resultados compara- dos com células zonais da ressurgência obtidas dos dados da TSM. Na zona norte, os ciclos sazonais da TSM e o BE não estiveram correlacionados, enquanto na zona sul o TE, BE e a extensão zonal da TSM apresentaram forte correlação.
1.2.2 Modelagem numérica
SMITH (1968) analisou os modelos numéricos propostos por O0BRIEN (1967) e O0BRIEN & REID (1967) para estudar a ressurgência costeira, na qual a intera- ção entre a baroclinicidade e a topograa de fundo são importantes tanto para a circulação de grande escala, como para a de meso-escala, observada pela análise da distribuição da densidade na PC de Oregon.
O modelo numérico elaborado e testado por TANAKA (1977), para simular a corrente marinha forçada pelo vento em regiões da PC no HS, teve as seguintes hipóteses: um oceano tri-dimensional homogêneo com densidade constante, movi- mento estacionário, velocidade e direção do vento uniforme sobre a superfície do mar, pressão atmosférica uniforme, profundidade oceânica e linha de costa variável.
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 16
No estudo da ressurgência costeira ao longo da costa peruana, HEBURN (1980) uti- lizou um modelo numérico hidrodinâmico de duas camadas homogêneas, com a linha da costa e a topograa de fundo real. A ressurgência é uma resposta do oceano à TCV: a camada supercial de água é transportada ao largo da costa e é substituida pelas águas profundas ressurgidas desde o fundo próximo da costa.
A circulação na costa peruana é caracterizada pela baixa frequ¨ência das ondas costeiras connadas com períodos de 5 a 20 dias, sugerindo o forçamento do vento remoto e da ressurgência, variando com a intensidade do vento em quase seis dias.
Em escalas de tempo mais longas, a subcorrente marinha é persistente durante vários meses.
Nos 30 m iniciais o campo de temperatura é inuenciada pelo vento. Já na camada de mistura, a uma profundidade de 50 m, esse campo é principalmente afetado pelas ondas connadas (BRINK et al., 1983a). A ressurgência costeira é deslocada à superfície do mar, com velocidades verticais do ordem de 0,01 a 0,001 cms−1. O movimento vertical é produzido pelos ventos remotos e locais, bem como pelo efeito da rotação da Terra tal como explicado pela Teoria de Ekman (O0BRIEN, 1983).
de SZOEKE (1984), na aplicação de um modelo analítico, observou uma frente gerada entre a água ressurgida densa e a água menos densa ao largo da costa, en- quanto que, em condições normais, a velocidade vertical associada com o movimento divergente costeiro deslocava a picnoclina até a superfície em quase 20 h. A frente é advectada ao largo da costa por velocidades da ordem de 3 cm s−1, típicas da camada de mistura. As soluções numéricas conrmaram que a largura horizontal da frente é muito estreita, da ordem de 100 m e com uma ligeira circulação de dupla cé- lula associada à frente, com movimento convergente na camada de mistura próximo
CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO 17
à costa e divergente ao largo da costa.
HANEY (1991), observou um erro ao calcular a força de gradiente de pressão próximo da pressão onde topograa de forte gradiente com coordenadas sigma (σ) no modelo oceânico, utilizando esquemas de diferenças verticais proposto por ARA- KAWA & SUAREZ (1983). O truncamento do erro, é estimado substituindo pers utuantes dentro da diferença nita dos termos de gradiente de pressão e hidrostáti- cos. Os resultados mostraram que o erro do gradiente de pressão é espalhado através da coluna de água, sendo sensível à resolução vertical e à colocação dos pontos da grade relativa à estrutura vertical do campo utuante modelado.
RODRIGUES (1997) resaltou o trabalho de EKMAN (1905), o qual postulou que para ter divergência positiva do transporte na camada superior compensado com ascensão de águas subsuperciais, era necessária a variação horizontal do vento, ou seja, o rotacional da TCV seria diferente de zero. A divergência positiva do transporte na camada superior também pode ser produzida pela conguração da linha da costa, sem que necessariamente o vento varie.
No estudo da corrente de Benguela, FENNEL (1999) utilizou um modelo simples, com fundo plano, estraticado e linha de costa idealizada (como uma parede). Esse modelo é forçado pelo vento ao longo da costa, estendendo-se da área próxima a Cape Town à borda de Angola e Namíbia. O vento variou no tempo ao longo da costa e transversal à costa (acarretando um ∇ ×~ ~τ 6= 0). A resposta do oceano costeiro foi na forma de jatos costeiros, da ressurgência e das OK, bem como pela corrente forçada pelo rotacional da TCV.
No estudo da corrente de Benguela, FENNEL (1999) observou que os ventos per- sistentes ao longo da costa são associados ao sistema de alta pressão de Santa Helena, próximos aos25◦S, que favorecem a geração da ressurgência, diminuindo em direção
