DINÂMICA DA CAMADA DE MISTURA SUPERIOR DO ... - UFRJ

COPPE/UFRJ
DINÂMICA DA CAMADA DE MISTURA SUPERIOR DO OCEANO NA
METAREA-V
Paulo Roberto Costa Junior
Dissertação de Mestrado apresentada ao
Programa de Pós-graduação em Engenharia
Oceânica, COPPE, da Universidade Federal
do Rio de Janeiro, como parte dos requisitos
necessários à obtenção do título de Mestre
em Engenharia Oceânica.
Orientador: Afonso de Moraes Paiva
Rio de Janeiro
Março de 2012

DINÂMICA DA CAMADA DE MISTURA SUPERIOR DO OCEANO NA
METAREA-V
Paulo Roberto Costa Junior
DISSERTAÇÃO SUBMETIDA AO CORPO DOCENTE DO INSTITUTO
ALBERTO LUIZ COIMBRA DE PÓS-GRADUAÇÃO E PESQUISA DE
ENGENHARIA (COPPE) DA UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO DE
JANEIRO COMO PARTE DOS REQUISITOS NECESSÁRIOS PARA A
OBTENÇÃO DO GRAU DE MESTRE EM CIÊNCIAS EM ENGENHARIA
OCEÂNICA.
Examinada por:
Prof. Afonso de Moraes Paiva, Ph.D.
Prof. Carlos Eduardo Parente Ribeiro, D.Sc.
Dr. Rogério Neder Candella, D.Sc.
Prof. Luiz Gallisa Guimarães, D.Sc.
RIO DE JANEIRO, RJ – BRASIL
MARÇO DE 2012

Costa Junior, Paulo Roberto
Dinâmica da Camada de Mistura superior do oceano
na METAREA-V/Paulo Roberto Costa Junior. – Rio de
Janeiro: UFRJ/COPPE, 2012.
XV, 66 p.: il.; 29, 7cm.
Orientador: Afonso de Moraes Paiva
Dissertação (mestrado) – UFRJ/COPPE/Programa de
Engenharia Oceânica, 2012.
Referências Bibliográficas: p. 59 – 61.
1. Camada de Mistura. 2. METAREA-V. 3. sinótico.
4. mesoescala. I. Paiva, Afonso de Moraes
II. Universidade Federal do Rio de Janeiro, COPPE,
Programa de Engenharia Oceânica. III. Título.
iii

iv
Dedico esta dissertação à minha
amada filha Maria Luísa.

Agradecimentos
Agradeço ao Programa de Engenharia Oceânica (PEnO) pela oportunidade de
realizar este curso.
Ao Vice-Almirante Luiz Fernando Palmer Fonseca, Diretor de Hidrografia e
Navegação na ocasião, pela minha indicação para o referido curso.
Ao meu Orientador, Professor Afonso de Moraes Paiva, pela atenção dedicada,
paciência e muitos ensinamentos a mim transmitidos durante toda a realização deste
trabalho.
À minha co-orientadora, Mariela Gabioux, pela inestimável ajuda e orientação
na elaboração dessa dissertação, sempre com mesmo zelo e preocupação quanto à
forma e conteúdo, na busca pelo benfeito.
Ao Capitão-de-Mar-e-Guerra (RM1) João Bosco Rodrigues Alvarenga pela ori-
entações e por ter gentilmente cedido dados de suas pesquisas que foram de grande
valia para esse trabalho.
Ao Capitão-de-Fragata Jean Felix de Oliveira pelo apoio e compreensão sempre
demonstrados, especialmente na fase final deste trabalho.
Aos amigos Guilherme, Vladimir, Bruna Faria, Natália, Ana Paula, Soyla, Bruna
reis, Marcelo, Ronaldo, Guerra, Flavia, Leonardo, Francisco e demais companheiro
do GRUPO COPPE-UFRJ, pela ajuda nas mais diversas dúvidas por mim apresen-
tadas.
À querida Raquel, pelo valoroso auxílio com seus conhecimentos, sua experiência
e, principalmente, seu carinho. Eles foram fundamentais para mim nessa reta final.
Aos meus pais, Paulo e Lourdes, pelo abnegado esforço despendido ao longo de
toda a minha vida acadêmica, sempre com palavras de apoio, incentivo e muito
amor para que eu pudesse alcançar os meus objetivos. Sem vocês nada disso seria
possível.
À minha filha Maria Luísa pelas constantes demonstrações de carinho e amor,
que sempre foram um grande motivador para seguir adiante, principalmente nos
momentos mais difíceis.
Por fim, agradeço à Deus pela saúde, força e ânimo para “Combater o bom
combate, completar a carreira e guardar a fé” mesmo nas ocasiões em que o desafio
pareceu insuperável.
v

Resumo da Dissertação apresentada à COPPE/UFRJ como parte dos requisitos
necessários para a obtenção do grau de Mestre em Ciências (M.Sc.)
DINÂMICA DA CAMADA DE MISTURA SUPERIOR DO OCEANO NA
Orientador: Afonso de Moraes Paiva
Programa: Engenharia Oceânica
METAREA-V
Paulo Roberto Costa Junior
Março/2012
A dinâmica da Camada de Mistura (CM) na METAREA-V foi investigada a
partir dos resultados de simulações numéricas em diferentes resoluções espaciais do
modelo Hybrid Coordinate Ocean Model (HYCOM). Inicialmente foram comparados
diferentes modelos de CM presentes no HYCOM, sendo dois modelos de camada:
Kraus-Turner e Price-Weller-Pinkel, e dois modelos de fechamento de turbulência
– MFT: K-Profile Parameterization e Mellor–Yamada. Melhores resultados foram
obtidos com MFT que apresentaram campos diário de profundidade de CM menos
ruidosos e campos médios mais próximos à climatologia.
Posteriormente a variabilidade da profundidade da CM foi analisada em dife-
rentes escalas espaciais e temporais, a partir de simulações em média (1/4°) e alta
(1/12°) resoluções espaciais, com forçantes em superfície baseadas em campos clima-
tológicos e sinóticos. A escala sazonal dominou a variabilidade da profundidade de
CM em toda a METAREA-V. Em mesoescala e na escala sinótica a variabilidade foi
mais intensa ao sul do domínio, sendo esta mais evidente nos meses de primavera e
verão quando a CM esteve mais rasa. A variabilidade interanual se expressou tanto
em anomalias no ciclo sazonal como em variações na intensidade das perturbações
de escala sinótica.
Quanto às forçantes, nos meses de primavera e verão houve boa correlação
entre a variabilidade da profundidade da CM e o vento, enquanto no outono e
inverno o resfriamento em superfície teve papel preponderante. Eventos isolados
como ondas confinadas costeiras, sobre a plataforma, e vórtices de São Tomé e Cabo
Frio, sobre o talude, podem afetar localmente a profundidade da CM de forma
significativa.
vi

Abstract of Dissertation presented to COPPE/UFRJ as a partial fulfillment of the
requirements for the degree of Master of Science (M.Sc.)
UPPER OCEAN MIXED LAYER DYNAMICS IN THE METAREA-V
Advisor: Afonso de Moraes Paiva
Department: Ocean Engineering
Paulo Roberto Costa Junior
March/2012
Mixed layer dynamics in the METAREA-V has been investigated from the
results of numerical simulations in different resolutions of the Hybrid Coordinate
Ocean Model (HYCOM). Initially, different mixed layer Models used in the HYCOM
had been compared, being two Mixed Layer Models: Kraus-Turner and Price-Weller-
Pinkel, and two of Turbulence Closure Models: K-Profile Parameterization and
Mellor-Yamada. The best results had been gotten with Turbulence Closure Models
that had presented daily depth fields of mixed layer less noisy and average fields
more similar of the climatology. Later the variability of the Mixed Layer depth
was analyzed in different spacial and time scales, in the simulation medium (1/4°)
and high (1/12°) space resolutions, with synoptic and climatological surface forcing.
The sazonal scale dominated the variability of the Mixed Layer depth in all the
METAREA-V. Mesoscale and synoptic scale the variability was more intense to the
south of the domain, being this most evident in the spring and summer months,
when the mixed layer was shallowest. Interannual variability apears in anomalies of
the seasonal cycle as in variations in the intensity of the disturbances of synoptic
scale. The results showed a good correlation between the variability of the mixed
layer depth and the wind in spring and summer. During the autumn and winter,
the cooling in surface had preponderant rule in dynamics. Isolated events as coastal
trapped waves, on the shelf, and São Tomé and Cabo Frio eddy, on the slope, can
affect the local mixed layer depth of significant form.
vii

Sumário
Lista de Figuras x
Lista de Tabelas xv
1 Introdução 1
2 Revisão Bibliográfica 5
2.1 Dinâmica da CM . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5
2.1.1 Escalas temporais de variação da CM . . . . . . . . . . . . . . 7
2.2 Modelagem da Camada de Mistura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10
2.2.1 Histórico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10
2.2.2 Modelos de Camada . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11
2.2.3 Modelo de Fechamento de Turbulência . . . . . . . . . . . . . 12
3 Metodologia 13
3.1 O modelo HYCOM . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13
3.2 Configuração dos experimentos em baixa resolução (1°) . . . . . . . . 14
3.3 Configuração do experimento sinótico em alta resolução (Exp.1) . . . 16
3.4 Configuração do experimento sinótico em média resolução (Exp.2) . . 17
3.5 Configuração do experimento climatológico em alta resolução (Exp.3) 18
3.6 Análise das diferentes parametrizações de Camada de Mistura do HY-
COM . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19
3.7 Estudo do padrão médio da profundidade da CM simulada na região
da METAREA-V em alta resolução . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20
3.8 Estudo da variabilidade da profundidade da CM . . . . . . . . . . . . 20
3.9 Análise da resposta da CM aos diferentes processos físicos existentes
na METAREA-V . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
3.10 Bases de Dados Utilizadas nas comparações dos resultados . . . . . . 22
3.10.1 The World Ocean Atlas 2005(WOA2005) . . . . . . . . . . . . 22
3.10.2 Pilot Research Moored Array in the Tropical Atlantic (PIRATA) 23
3.10.3 Climatologia de profundidade de CM dos dados de perfiladores
Argo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
viii

3.10.4 Climatologia de Alvarenga/2010 . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
4 Resultados e Discussões 25
4.1 Comparação entre modelos de Camada de Mistura . . . . . . . . . . . 26
4.1.1 Evolução temporal das variáveis médias na METAREA-V . . 26
4.1.2 Comparação dos resultados simulados com diferentes modelos,
com dados climatológicos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29
4.2 Estudo do padrão médio da CM simulada em alta resolução espacial . 38
4.3 Estudo da variabilidade da profundidade da CM . . . . . . . . . . . . 41
4.3.1 Estudo da variabilidade da profundidade da CM devida aos
efeitos sinóticos e de mesoescala . . . . . . . . . . . . . . . . . 43
4.3.2 Variabilidade nas escalas sazonal e interanual . . . . . . . . . 46
4.4 Resposta da CM aos diferentes processos físicos presentes na
METAREA-V . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48
5 Sumário e Conclusões 56
Referências Bibliográficas 59
A Evolução temporal das variáveis médias no domínio de modelagem 62
ix

Lista de Figuras
1.1 Mapa de plotagem da Carta Sinótica obtido do Serviço Meteorológico Mar-
inho (SMM) da Diretoria de Hidrografia e Navegação (DHN) destacando
os limites da METAREA-V(em vermelho) . . . . . . . . . . . . . . . . . 4
2.1 Diagrama esquemático da CM, mostrando os fatores que influenciam na
profundidade da mesma . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6
2.2 Evolução temporal do perfil vertical de temperatura da bóia PIRATA
8S30W, entre os dias 21 e 22/ago/2005, evidenciando o aquecimento
no período diurno(a) e o resfriamento no período noturno(b). . . . . . 7
2.3 Série temporal da profundidade da CM no ponto 19S34W, calculada a
partir de dados de temperatura da bóia PIRATA, para o ano de 2009,
filtrada com filtro passa-alta para destacar a variabilidade da profundidade
da CM na escala sinótica. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8
2.4 Evolução temporal da profundidade da Camada de Mistura calculada a
partir de dados de temperatura da bóia PIRATA em 19S34W, para o ano
de 2009, destacando a escala de variabilidade sazonal(em vermelho). . . . 9
2.5 Série temporal da prof. da CM calculada a partir de dados de temperatura
da bóia PIRATA em 19S34W, entre os anos de 2006 e 2010, evidenciando
a variabilidade interanual da CM. As descontinuidades correspondem aos
pontos sem dados nas boias. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9
2.6 Estrutura térmica do oceano mostrando o esquema de um Modelo de Ca-
mada de Mistura integrado na vertical(modelo de placa ou de camada) . . 11
3.1 Mapa da batimetria dos experimentos em 1 grau, interpolada do ETOPO-
2, destacando os domínio de modelagem dos experimentos. O retângulo
verde representa os domínios dos experimentos em 1°e 1/4°(Exp.2); o
retângulo azul representa o domínio dos experimentos em 1/12°(Exp.1 e
Exp.3). As linhas em vermelho representam os contornos sobre o oceano
dos experimentos em 1 grau. A linha em preto delimita a METAREA-V
real. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
x

3.2 Função resposta dos filtros passa-alta (esquerda) e passa-baixa (direita)
utilizados para separar a variabilidade da profundidade da CM dos expe-
rimentos Exp.1, Exp.2 e Exp.3 em escalas temporais menores e maiores
que 90 dias. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
3.3 Mapa da batimetria do Exp.1, interpolada do ETOPO-2, destacando os
pontos utilizados nas comparações das séries temporais de profundidade
da CM. Os pontos em vermelho correspondem às localizações das bóias
PIRATA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22
4.1 Evolução Temporal da EC média na METAREA para os experimentos em
baixa resolução (1grau) com diferentes parametrizações de CM. . . . . . . 26
4.2 Evolução temporal de variáveis médias no domínio da METAREA-V,
para os experimentos em (1 grau), com diferentes modelos de CM.
(a) temperatura média, (b) salinidade média. . . . . . . . . . . . . . . 27
4.3 Diagrama TS médio da METAREA-V . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28
4.4 Evolução Temporal da profundidade da CM média na METAREA-
V. Painel superior, período de 1980-2000, painel inferior, intervalo de
1990 à 1992, para fins de visualização. . . . . . . . . . . . . . . . . . 29
4.5 Diferença entre a profundidade da CM média na METAREA-V dos expe-
rimentos em baixa resolução e a climatologia dos dados Argo. . . . . . . . 30
4.6 Climatologia de profundidade de CM dos perfiladores Argo (a) e mapas de
diferença entre a profundidade da CM dos experimentos em baixa resolução
(1 grau) e a referida climatologia (b),(c),(d) e (e), para o mês de setembro. 31
4.7 Seções meridionais em 25°W da profundidade da CM dos experimentos
baixa resolução (1 grau) utilizando diferentes parametrizações de CM para
o dia 30SET2000. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32
4.8 Seções meridionais em 25°W da profundidade da CM média mensal para
o mês de setembro para a climatologia do Argo e para os 4 experimentos
utilizando diferentes parametrizações de CM. . . . . . . . . . . . . . . . 32
4.9 Diferença entre a TSM média mensal na METAREA-V dos experimentos
em 1 grau e a climatologia do WOA-2005. As linhas pontilhadas indicam
os maiores valores de diferença positivas e negativas encontrados em cada
mês, onde se observa que os modelos KPP e KT mantém as menores
diferenças média ao longo do ano. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33
4.10 Climatologia de TSM do WOA-2005 (a) e mapas de diferença entre a TSM
dos experimentos em baixa resolução (1 grau) e a referida climatologia:
(b),(c),(d) e (e), para o mês de março. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34
xi

4.11 Climatologia de TSM do WOA-2005 (a) e mapas de diferença entre a TSM
dos experimentos em baixa resolução (1 grau) e a referida climatologia:
(b),(c),(d) e (e), para o mês de setembro. . . . . . . . . . . . . . . . . . 35
4.12 Climatologia de SS do WOA-2005 (a) e mapas de diferença entre a SS
dos experimentos em baixa resolução (1 grau) e a referida climatologia:
(b),(c),(d) e (e), para o mês de março. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37
4.13 Profundidade da CM dos resultados do Exp.1 (a) e (b), da climatologia
dos perfiladores Argo (c) e (d) e da climatologia desenvolvida por (AL-
VARENGA, 2010) (e) e (f), média sazonal para os meses de verão (es-
querda) e de inverno (direita). Escala em metros . . . . . . . . . . . . . 40
4.14 Evolução temporal da profundidade da CM (média mensal para o domínio
da METAREA-V) dos resultados do Exp.1 e das climatologias do Argo e
de ALVARENGA. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40
4.15 Evolução temporal da temperatura das bóias PIRATA (A,C e E) e do
Exp.1 do HYCOM (B, D e F), nos pontos 0N35W (A e B), 8s30W (C e D)
e 4N38W (E e F), para o ano de 2008. No painel superior (A e B), vemos a
variabilidade na escala sinótica, caracterizada pelas perturbações em alta
frequência presentes nos gráficos. No painel central (C e D), temos a região
na qual a variabilidade em escala sinótica é menor em comparação com
os extremos norte e sul da METAREA-V. Por último, no painel inferior
(E e F), destaca-se a variabilidade em mesoescala, com o afundamento e
elevação das isotermas decorrentes dos meandramentos e vórtices da CNB. 42
4.16 Evolução temporal da profundidade da CM do Exp.1 e da bóia PIRATA
no localizada em 19S34W, para o ano de 2009. . . . . . . . . . . . . . . . 43
4.17 Evolução temporal da profundidade da CM do Exp.1 no ponto 35S45W,
filtrada com filtro passa-alta, mostrando períodos frequentes nos quais a
variabilidade superou 50 m. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44
4.18 Variabilidade da Profundidade da CM dos resultados do Exp1 (a), Exp.2
(b) e Exp.3 (c), filtrados com filtro passa-alta preservando a escalas tem-
porais menores que 90 dias (escala em metros). . . . . . . . . . . . . . . 45
4.19 Análise espectral de séries temporais de profundidade da CM do Exp.1, no
período de 2004-2009, extraída de 9 pontos ao longo da longitude 30°W.
Destaca-se o domínio do ciclo anual e semianual na CM. . . . . . . . . . 46
4.20 Mapa de variabilidade (desvio-padrão) da Profundidade da CM dos resul-
tados do Exp1 (a), Exp.2 (b) e Exp.3 (c), em baixa frequência (filtrados
com filtro passa-baixa), escala em metros. . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
xii

4.21 Evolução temporal da profundidade da CM do Exp.1 no ponto 19S34W,
para o período de 2007 a 2009. A linha em vermelho destaca o ciclo anual
e o ciclo interanual da CM, este último apresenta diferença de 20m nos
máximos de inverno dos anos de 2007 e 2008. . . . . . . . . . . . . . . . 48
4.22 Mapa da profundidade da CM (A), Tensão de cisalhamento do vento (B)
e fluxo de calor (C) dos resultados do Exp.1 para os dias 5 a 9/jan/2007.
Destaca-se a importância do efeito sinótico associado à passagem de uma
frente fria, com a resposta da CM às variações de tensão de cisalhamento
do vento e dos fluxos de calor a medida que a frente fria avança em direção
NE. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50
4.23 Mapa da profundidade da CM (A), Tensão de cisalhamento do vento (B)
e fluxo de calor (C) dos resultados do Exp.1 para os dias 18 a 23/jul/2007.
Nota-se que o aumento da tensão de cisalhamento do vento não influenciou
de maneira significativa a profundidade da CM. Todavia, esta apresentou
uma grande correlação com fluxos de calor, relacionados ao resfriamento
da superfície decorrente do ciclo sazonal. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51
4.24 Mapas de SSH (A), Profundidade da CM (B) e Seção zonal de profundi-
dade da CM em 26°S (C),dos resultados do Exp.1 para SET e OUT/2008.
Observa-se o efeito de mesoescala com o aumento da profundidade da CM
por ocasião da passagem dos vórtices quantes pela seção selecionada e
também que o efeito sinótico domina a dinâmica da CM por ocasião da
passagem das frentes frias. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53
4.25 Mapas de SSH (A), Profundidade da CM (B) e Seção zonal de profundi-
dade da CM em 26°S (C),dos resultados do Exp.1 para SET e OUT/2008.
Nota-se o efeito de mesoescala com redução da profundidade da CM por
ocasião da passagem dos vórtices frios pela seção selecionada. . . . . . . . 54
4.26 Evolução temporal da elevação da superfície do mar (a e b) e profundidade
da CM (c e d) extraídos dos resultados do HYCOM em alta resolução, com
forçantes atmosféricas sinóticas em superfície (Exp.1), para dois pontos da
plataforma continental. O primeiro ponto 26S48W (esquerda) e o segundo
em 26S47W (direita), para o período de 09/04/08 a 20/04/08. Observa-se
que no ponto onde a crista da onda de plataforma é maior, a profundidade
da CM apresenta uma variação igualmente maior. . . . . . . . . . . . . . 55
4.27 Evolução temporal da temperatura, SSH e PCM (Exp1) no ponto:34S52W
sob a Plataforma) para o ano de 2008. Pode-se observar a homogenização
da temperatura nos diversos níveis e o afundamento da camada após a
passagem de ondas de plataforma . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55
A.1 Evolução Temporal da EC média no domínio . . . . . . . . . . . . . . . 63
xiii

A.2 Evolução Temporal da Temperatura média no domínio . . . . . . . . 63
A.3 Evolução Temporal da Salinidade média no domínio . . . . . . . . . . 63
A.4 Diagrama TS médio no domínio . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63
A.5 Evol. Temporal da Temperatura CM Média no Domínio . . . . . . . 64
A.6 Evol. Temporal da Salinidade CM média no domínio . . . . . . . . . 64
A.7 Evolução Temporal da profundidade da CM média no domínio, abaixo
um trecho ampliado de 1985 a 1990 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 66
xiv

Lista de Tabelas
3.1 Discretização vertical em camadas adotada nos experimentos. A terceira
coluna mostra as massas d’água correspondentes a cada faixa de densidade,
conforme os índices termohalinos descritos na literatura (tabela modificada
de GABIOUX 2008). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15
3.2 Resumo das configurações dos Experimentos . . . . . . . . . . . . . . 19
3.3 Modelos de CM utilizados na comparação dos experimentos simulados em
baixa resolução espacial (1 grau), modificada de Halliwell-2004 . . . . . . 19
4.1 Evolução Temporal da EC média na METAREA-V(valores em J/m2) . . . 27
4.2 Profundidade da CM média na METAREA-V(valores em metros) . . . . . 28
A.1 EC média no domínio . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 62
A.2 Evolução da Temperatura média no domínio . . . . . . . . . . . . . . . . 64
A.3 Evolução da salinidade média no domínio . . . . . . . . . . . . . . . . . 64
A.4 Evolução Temporal da temperatura da CM média no domínio . . . . . . . 65
A.5 Evolução Temporal da salinidade na CM média no domínio . . . . . . . . 65
A.6 Evolução Temporal da profundidade da CM média no domínio(valores em
metros) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65
xv

Capítulo 1
Introdução
A Camada de Mistura oceânica (CM) é uma camada instável e turbulenta que
compõe a estrutura vertical do oceano superior. Nela, as propriedades físicas da água
do mar como temperatura e salinidade apresentam-se de maneira aproximadamente
uniforme e sua espessura pode variar de alguns metros até algumas centenas de
metros. A base da CM é limitada pela termoclina, que se caracteriza por ser uma
região de forte gradiente vertical de propriedades.
A dinâmica da CM é governada pelas trocas de energia entre a atmosfera e
o oceano, que envolvem principalmente os fluxos de calor e de massa em superfície
e a Tensão de Cisalhamento do Vento. A CM apresenta um ciclo sazonal bem
definido com um aumento da espessura (afundamento) durante o outono/inverno e
diminuição da mesma (tornando-se mais rasa) durante a primavera/verão.
O conhecimento da variabilidade da CM e a forma como ela interage com a
atmosfera é muito importante para a compreensão de alguns processos oceanográ-
ficos e atmosféricos. Sob o ponto de vista teórico, em Oceanografia Física, a CM
é importante para o estudo de processos em diferentes escalas temporais, como a
formação de massas d’água e, geração de ondas internas e oscilações inerciais pela
atmosfera, pois esta força o oceano por meio da CM (PEREIRA et al., 1988).
A CM é importante também em estudos de clima, pois as variações climáti-
cas que ocorrem na atmosfera atuam primeiramente na CM e, posteriormente, se
propagam pelo oceano como um todo. Além disso, alguns eventos climáticos de
larga escala como “El Niño” dependem da distribuição de temperatura e salinidade
na superfície dos oceanos para se desenvolverem (BLANKE e DELECLUSE, 1993),
evidenciando os mecanismos de retroalimentação do sistema oceano-atmosfera. Sob
o ponto de vista prático, no âmbito da acústica submarina, os modelos de propa-
gação sonora dependem do perfil de temperatura do mar e, pequenas variações neste
perfil modificam a propagação dos raios sonoros, alterando a espessura de dutos de
superfície. Tal aspecto possui grande importância para as Operações Navais envol-
vendo a detecção de submarinos. Ainda no campo da acústica, a CM é importante
1

para os recentes estudos em tomografia acústica, que buscam inferir propriedades
físicas da água do mar por meio dos perfis de propagação sonora. Do ponto de
vista da modelagem numérica oceânica e atmosférica, a CM também possui grande
relevância pois, no primeiro caso, uma adequada parametrização das variáveis da
CM é essencial para representar corretamente a dinâmica oceânica e, no segundo, a
TSM é uma importante condição de contorno para os modelos atmosféricos.
A dinâmica da CM pode ser estudada a partir de medições in situ de
dados obtidos de Conductivity-Temperature-Depth profilers (CTD), Expendable
Bathythermographs (XBT), perfiladores Argo etc, (RAO et al., 1989; SPRINT-
ALL e TOMCZAK, 1992; Dong et al., 2008). Além dos dados in situ, vários estudos
tem empregado a modelagem numérica (MELLOR e DURBIN, 1975; THOMPSON,
1975; NIILER e KRAUS, 1977; ROLAND W. GARWOOD JR, 1977; PRICE et al.,
1986) e esta tem se mostrado uma ferramenta muito útil para a compreensão da
dinâmica da CM.
Nos modelos numéricos, a CM pode ser parametrizada de diferentes formas;
em geral, eles são divididos em duas categorias: os Modelos de Camada - MC -
e os Modelos de Fechamento Turbulento - MFT - (LARGE, 1998). Os MC são
aqueles que assumem a existência de uma camada de mistura uniforme, nos quais
algumas propriedades tais como temperatura e salinidade são constantes na coluna
d’água. Como exemplo podemos citar os modelos Kraus-Turner - KT - (KRAUS e
TURNER, 1967) e Price-Weller-Pinkel - PWP - (PRICE et al., 1986). Os MFT são
aqueles que admitem um gradiente de propriedades, resolvendo os perfis verticais
de temperatura, salinidade e velocidade. A espessura da CM é diagnosticada nesses
modelos com base em um determinado critério, normalmente uma diferença de al-
guma propriedade (temperatura, densidade) com relação ao seu valor em superfície
ou próximo à superfície. Como exemplo de MFT temos o K-Profile Parameterization
(KPP) (LARGE et al., 1994), o Mellor–Yamada - MY - (MELLOR e YAMADA,
1982) e Goddard Institute for Space Studies (GISS) (CANUTO et al., 2001).
Há diversos estudos sobre a dinâmica da CM na literatura. Porém, poucos são
voltados para a região do Atlântico Sul . LIMA e LENTINI (2009) estudaram a vari-
abilidade sazonal da profundidade da CM na região de abrolhos e da cadeia Vitória-
Trindade, a partir de resultados de um modelo em alta resolução. DOURADO e
OLIVEIRA (2001) investigaram a resposta da camada limite atmosférica e oceânica
na região de Cabo Frio-RJ, durante a passagem de um sistema frontal, a partir de
dados de XBT. SKIELKA et al. (2010) estudaram as principais feições da CM no
atlântico equatorial, por meio de um MFT.
Em face do exposto, o objetivo deste trabalho é contribuir para o conhecimento
da dinâmica da CM na região oeste do Atlântico Sul, com ênfase no estudo das
escalas temporais e espaciais de variação da profundidade da mesma. A informação
2

utilizada corresponde a resultados de simulações numéricas em baixa, média e alta
resoluções espaciais, realizadas com o modelo oceânico HYbrid Coordinate Ocean
Model (HYCOM), desenvolvido por (BLECK, 2002) , que dispõe de 7 diferentes
modelos de CM.
No intuito de avaliar o desempenho dos diferentes modelos de CM existentes
no HYCOM, foram realizadas simulações em baixa resolução espacial (1°) com qua-
tro desses modelos, sendo dois deles MC e dois MFT. Já o estudo da dinâmica
da CM foi realizado com base nos resultados de simulações numéricas regionais e
aninhadas em média e alta resolução desenvolvidas pelo grupo REMO-UFRJ, no
escopo da Rede Temática de Modelagem e Observação Oceanográfica (REMO) 1 .
Visando atingir o objetivo geral antes mencionado, são propostos os seguintes
objetivos específicos:
• Comparar o desempenho dos modelos de Camada de Mistura existentes no
HYCOM:
• Avaliar o padrão médio da CM simulada;
• Analisar a variabilidade temporal e distribuição espacial da CM em diferentes
escalas;
• Investigar a resposta da CM aos diferentes processos físicos presentes na área
de estudo;
Este trabalho tem por domínio de interesse a região do Atlântico oeste con-
hecida como METAREA-V 2 (figura 1.1), dentro da qual ocorre uma série de pro-
cessos físicos importantes para a dinâmica da CM. Nela estão presentes a Corrente
do Brasil (CB) a Corrente Norte do Brasil (CNB) , que são importantes correntes
de contorno oeste em superfície que se deslocam junto a plataforma continental
brasileira, com grande atividade de mesoescala, formando meandros e desprendendo
vórtices (SILVEIRA et al., 2000). Ainda na METAREA-V, temos a região de Arraial
do Cabo na costa do Rio de Janeiro, notória pela presença do fenômeno da ressurgên-
cia, com afloramento da Água Central do Atlântico Sul (STRAMMA, 1999), fria e
rica em nutrientes, que além de afetar o clima da região, faz da mesma uma impor-
tante área de pesca.
1 A REMO é um projeto de pesquisa que envolve várias entidades do país com o propósito
de desenvolver a ciência e tecnologia em oceanografia física, modelagem oceânica, oceanografia
observacional e operacional com assimilação de dados no Atlântico sul e tropical (REMO, 2011).
As entidades que compõem a REMO são: Universidade Federal do Rio de Janeiro (UFRJ) ,
Universidade de São Paulo (USP), Universidade Federal do Rio Grande (FURG), Universidade
Federal da Bahia (UFBA), Marinha do Brasil (MB) e Petróleo Brasileiro S/A (PETROBRAS)
2 A METAREA-V é a área marítima compreendida entre as latitudes 7°N e 35°50’S, longitude
20°W e a costa brasileira, excluídas as áreas de soberania de países vizinhos.
3

Sob o ponto de vista da segurança da navegação, da salvaguarga da vida hu-
mana no mar e da prevenção contra a poluição ambiental, o Brasil é o responsável
perante a Organização Meteorológica Mundial (OMM) pela produção e divulgação
de informações ambientais (meteorológicas e oceanográficas) dentro da dos limites
da METAREA-V. 3 Por último, convém destacar a importância estratégica dessa
região, uma vez que nela estão localizadas as principais bacias petrolíferas do país:
Santos, Campos e Espírito Santo, onde o esforço em pesquisa para apoio à explo-
ração das mesmas vem sendo intensamente fomentado pelo governo, especialmente
após a descoberta das reservas do pré-sal.
Figura 1.1: Mapa de plotagem da Carta Sinótica obtido do Serviço Meteorológico Marinho
(SMM) da Diretoria de Hidrografia e Navegação (DHN) destacando os limites da
METAREA-V(em vermelho)
O presente trabalho está dividido em 5 capítulos. No capítulo 2 é apresentada
uma revisão bibliográfica sobre o tema em estudo. No capítulo 3, é descrita a
metodologia empregada, incluindo as configurações dos experimentos analisados e
as bases de dados utilizadas. No capítulo 4 são descritos os resultados e, por fim,
no capítulo 5 são apresentadas a discussão e as conclusões da dissertação.
3 conforme disposto na Convenção Internacional para a Salvaguarda da Vida Humana no
Mar(SOLAS) , da qual o país é signatário, de acordo com o Decreto n° 92.610/1986.
4

Capítulo 2
Revisão Bibliográfica
2.1 Dinâmica da CM
A CM é uma região com propriedades físicas como temperatura, salinidade e
densidade aproximadamente homogêneas. Sua dinâmica é governada pela tensão de
cisalhamento do vento e pelos fluxos de calor e de massa em superfície. A profun-
didade da CM é determinada pelo balanço entre os fatores que geram turbulência e
aqueles que contribuem para a estratificação (figura 2.1). No primeiro caso, podemos
citar os processos de mistura gerados pelo vento, como a quebra de ondas de gravi-
dade, o entranhamento na base da camada ou o cisalhamento vertical. No segundo
caso, temos a variação da densidade provocada pelo fluxo de buoyancy (relação peso
- empuxo) em função dos fluxos de calor e de massa (SPRINTALL e TOMCZAK,
1992).
Existe na literatura uma ampla variedade de critérios para definir a profun-
didade da CM (THOMSON e FINE, 2003; KARA e HURLBURT, 2000). Ela pode
ser diagnosticada por meio de um critério de diferença de temperatura ou de den-
sidade em relação à um nível de referência, normalmente a superfície; ou por meio
de um critério de gradiente das mesmas propriedades, diagnosticando a CM quando
tal gradiente excede um determinado valor.
5

Figura 2.1: Diagrama esquemático da CM, mostrando os fatores que influenciam na
profundidade da mesma
As forçantes que atuam sobre a CM estão sujeitas à variações em escalas
temporais distintas, as quais definem as escalas de resposta da variação da profun-
didade da CM. Existe uma ampla literatura que aborda as diferentes escalas de
resposta da CM às forçantes atmosféricas, dentre as quais destacam-se as seguintes
escalas: Escala Diurna (GARWOOD, 1977; PRICE et al., 1986), Escala Sinótica
(PEREIRA et al., 1988), Escala Sazonal (NIILER e KRAUS, 1977; KARA et
al., 2000) e Escala Interanual (PARK et al., 1998). No Atlântico sul, LIMA e
LENTINI (2009) investigaram a variabilidade sazonal da CM na região de Abrolhos
e na cadeia Vitória-Trindade, a partir dos resultados de um modelo numérico em alta
resolução (Parallel Ocean Model - POP) e de dados de vento derivados de satélite
(QuikSCAT). Os autores identificaram o padrão sazonal da CM na região, além de
constatarem que a resposta da mesma à forçante de vento, no período de primavera,
esteve mais associada ao rotacional que à intensidade do mesmo. DOURADO e
OLIVEIRA (2001) analisaram a resposta da CM, na região de Cabo Frio, durante
a passagem de um sistema frontal (Escala Sinótica), a partir de dados de XBT. Foi
verificado que a passagem de uma frente fria naquela região alterou o padrão de
ventos de Nordeste para sudoeste, intensificando os mesmos e aumentando a pro-
fundidade da CM em cerca de 46 m no ponto observado. Além disso, os autores
também constataram que a mudança dos ventos provocou a advecção de águas mais
quentes provenientes da CB, resultando em um aumento da temperatura da CM de
cerca de 1,2 °C.
6

DOURADO (2002) investigou a CM da região equatorial do Atlântico Sul, a
partir de resultados de um modelo numérico unidimensional (modelo desenvolvido
por GASPAR et al., 1990), identificando a variabilidade da CM na escala diurna.
SKIELKA et al. (2010) estudaram a dinâmica da CM na região equatorial, dentro
da METAREA-V, por meio de um modelo de turbulência unidimensional (General
Ocean Turbulence Model - GOTM). Os autores analisaram uma estação chuvosa
(fevereiro - abril) e outra seca (agosto - outubro) e identificaram que no primeiro caso
a profundidade CM foi mais rasa. Tal fato foi associado à diferença de intensidade
das forçantes em superfície observada nos dois períodos.
2.1.1 Escalas temporais de variação da CM
A Escala Diurna é mais evidenciada nos períodos de primavera e verão nos
quais, sob condições de ventos amenos, a radiação solar incidente promove um bal-
anço positivo e um aquecimento da superfície do mar (figura 2.2). Cria-se desta
forma uma camada estratificada próximo à superfície, tornando a CM mais rasa e
aquecida. Este processo de estratificação é interrompido no período noturno, quando
o balanço térmico passa a ser negativo, ou seja, o oceano cede calor para a atmosfera,
ocasionando um resfriamento da superfície do mar (figura 2.2). Nesta situação, a
camada superior torna-se mais densa, ocasionando uma convecção que irá resfriar e
afundar a CM.
Figura 2.2: Evolução temporal do perfil vertical de temperatura da bóia PIRATA
8S30W, entre os dias 21 e 22/ago/2005, evidenciando o aquecimento no período
diurno(a) e o resfriamento no período noturno(b).
A Escala Sinótica é aquela onde as variações nas propriedades da CM es-
tão associadas à passagem de sistemas frontais, ciclones e anti-ciclones atmosféricos
(figura 2.3). Por exemplo, a passagem de uma frente fria numa região do oceano gera
uma grande mistura turbulenta devido aos ventos fortes e dos fluxos de calor nega-
tivos intensos. Esses fatores combinados superam o efeito da estratificação causado
7

pelo aquecimento solar. Com isso, a profundidade da CM aumenta e sua tempera-
tura decai após a passagem do sistema. Dependendo da duração e da intensidade
do sistema, mudanças na CM podem ser percebidas nos campos de temperatura
e profundidade da CM por dias após cessados os efeitos do vento e dos fluxos de
calor. Os fenômenos nessa escala podem variar de algumas horas até duas semanas
(MASCARENHAS, 1984).
Figura 2.3: Série temporal da profundidade da CM no ponto 19S34W, calculada a partir
de dados de temperatura da bóia PIRATA, para o ano de 2009, filtrada com filtro passaalta
para destacar a variabilidade da profundidade da CM na escala sinótica.
A Escala Sazonal caracteriza-se por ser a que domina a dinâmica da CM.
Durante o início da primavera até o final do verão, ocorre um aquecimento gradual
da superfície do mar, em função do balanço térmico positivo nesse período. Esse
balanço promove um aquecimento líquido que torna a CM mais rasa e aquecida,
aumentando a estratificação da porção superior do oceano. Esse processo atinge
seu máximo no final do verão. No início do outono até o final do inverno, ocorre o
processo inverso, ou seja, o balanço térmico torna-se negativo, resfriando a superfície
do mar, o que torna a porção superior mais densa fazendo com que ela afunde,
formando uma convecção que vai homogeneizando a termoclina sazonal formada no
verão, tornando a CM mais profunda e fria (2.4).
8

Figura 2.4: Evolução temporal da profundidade da Camada de Mistura calculada a partir
de dados de temperatura da bóia PIRATA em 19S34W, para o ano de 2009, destacando
a escala de variabilidade sazonal(em vermelho).
A Escala Interanual ocorre em resposta às forçantes atmosféricas sujeitas
a variações nessa escala. Fenômenos como El Niño, La Niña além de outros pro-
duzem anomalias nos campos de temperatura, alterando os fluxos de calor e, por
conseguinte, a profundidade da CM. Na figura (2.5) é possível notar a escala de
variabilidade interanual da CM bem marcada entre os anos de 2006 e 2010. Nesse
período o ciclo anual tem uma variação significativa de ano para ano, fato evidenci-
ado principalmente nos períodos de inverno.
Figura 2.5: Série temporal da prof. da CM calculada a partir de dados de temperatura
da bóia PIRATA em 19S34W, entre os anos de 2006 e 2010, evidenciando a variabilidade
interanual da CM. As descontinuidades correspondem aos pontos sem dados nas boias.
9

2.2 Modelagem da Camada de Mistura
2.2.1 Histórico
Embora existam estudos com modelos oceânicos desde o início do século XX, como
o modelo matemático desenvolvido por Ekman(1905), a modelagem oceanográfica
começou a se desenvolver de maneira mais profícua no pós-guerra com o advento
dos computadores. No final da década de 40, MUNK e ANDERSON (1948) desen-
volveram uma formulação de um modelo para determinar a profundidade da ter-
moclina, que serviu de referência para diversos estudos posteriores. Em meados da
década de 60, KRAUS e TURNER (1967) apresentaram um modelo unidimensional
de termoclina sazonal, que foi um dos precursores dos modelos de CM e que, ainda
hoje, compõe o conjunto de parametrizações da CM de diversos modelos de circu-
lação oceânica. No início dos anos 70, houve um considerável aumento nos estudos
voltados para modelagem da CM. Vários trabalhos foram publicados com diferentes
formulações para se modelar a CM (POLLARD et al., 1973; DENMAN e MIYAKE,
1973; MELLOR e DURBIN, 1975; THOMPSON, 1975; NIILER e KRAUS, 1977;
GARWOOD, 1977). Desde então, o conhecimento científico aliado à evolução dos
computadores permitiu que os modelos tivessem sua complexidade aumentada, pas-
sando a incorporar outros processos físicos como advecção e difusão, em modelos
tridimensionais que vem apresentando uma representação da dinâmica da CM cada
vez mais consistente com a realidade (BLECK et al., 1989a).
Os modelos de CM podem ser enquadrados em duas grandes categorias: os
Modelos de Camada (MC) e a os Modelos de Fechamento de Turbulência (MFT). Os
MC (figura 2.6) assumem a existência de uma camada homogênea de espessura hm,
que pode ser calculada a partir do balanço da Energia Cinética Turbulenta (ECT)
fornecida pelo vento e a energia potencial necessária para homogeneizar (misturar)
a coluna d’água, exemplos KT e Niiler ou pelo energia do cisalhamento na base da
camada, como ocorre no PWP.
Os MFT trabalham com as equações de Reynolds, onde os termos não-
linearidades geram momentos de ordem superior que são parametrizados. A forma
como são parametrizadas essas perturbações é que determinam a ordem dos MFT,
sendo os mais comuns os de primeira ordem, como o KPP e de segunda ondem, como
o MY. No presente trabalho foram analisados 4 modelos de CM contidos no HY-
COM: o KPP, uma das parametrizações do KT, o PWP, e o MY, que são descritos
a seguir.
10

Figura 2.6: Estrutura térmica do oceano mostrando o esquema de um Modelo de Camada
de Mistura integrado na vertical(modelo de placa ou de camada)
2.2.2 Modelos de Camada
Kraus Turner (KT)
O KT é um modelo de camada verticalmente homogênea que se baseia na con-
versão de uma parcela de Energia Cinética (EC) do vento para misturar águas mais
densas da termoclina sazonal dentro da CM (KRAUS e TURNER, 1967). Nele, a
CM é diagnostica por meio do estado estacionário da equação da Energia Cinética
Turbulenta (ECT), integrada da superfície até uma profundidade hm (profundidade
da CM), estabelecendo o balanço entre fonte e sumidouro de ECT. No HYCOM,
estão presentes três parametrizações do KT conforme descrito em (BLECK, 2002).
A primeira, que calcula a CM de maneira prognóstica, incluindo a opção da pene-
tração de parte da radiação em onda curta abaixo da base da CM além de dispor de
um algoritmo específico para a determinação da profundidade da CM entre duas ca-
madas (“unmixing algorithm”). A segunda parametrização, que foi utilizada nesse
trabalho, é uma versão simplificada que calcula a CM de maneira diagnóstica e
não dispõe do “unmixing algorithm”. Essa possui a vantagem de ser mais eficiente
computacionalmente e apresentar resultados tão bons quanto a versão completa em
latitudes tropicais e subtropicais (BLECK et al., 1989a). A terceira versão é a
mesma proveniente do modelo MICOM (BLECK et al., 1989b).
Price–Weller–Pinkel(PWP)
O PWP é um modelo de camada baseado no modelo de instabilidade dinâmica
que inclui processos que ocorrem em um fluido estratificado abaixo da CM (PRICE
et al., 1986). Este modelo utiliza o critério do número de Richardson Ri = g.△.ρh
ρ0.(△.V ) 2
11

ðρ
g. ðz
ρ0( ðV
ðz
e número de Richardson gradiente Rg = para determinar a profundidade da
)2
CM (PRICE et al., 1986). No HYCOM, o PWP calcula a mistura vertical em cada
ponto de grade em três etapas. Primeiro instabilidade estática no oceano superior
é desconsiderada, se houver. Segundo, o entranhamento é calculado com base no
critério do número de Richardson e, por último, o modelo calcula a instabilidade
devido ao cisalhamento entre camadas adjacentes do modelo, com base no critério
número de Richardson gradiente (HALLIWELL, 2004). A CM é diagnosticada por
um critério de densidade, considerando uma diferença de densidade em relação com
superfície. No presente trabalho foi utilizado como critério a diferença de densidade
correspondente a uma variação de temperatura potencial de 0,2°C.
2.2.3 Modelo de Fechamento de Turbulência
K-Profile Parametrization(KPP)
O KPP é um modelo de fechamento de turbulência de primeira ordem, que re-
solve o perfil vertical de temperatura na coluna d’água, com uma especial atenção
à camada limite, cuja física envolve difusão Fickiana e transporte não-local. A pro-
fundidade hm da CM é diagnosticada com base nos fluxos em superfície, velocidades
e perfis de “buoyancy”(temperatura a salinidade) (LARGE, 1998). O modelo utiliza
coeficientes de mistura turbulenta para parametrizar efeitos combinados de dupla
difusão, ondas internas e instabilidades provocadas pelo cisalhamento. No HYCOM,
o custo computacional do KPP está entre o de modelo de camada e o de modelos de
fechamento de turbulência de segunda ordem. Ele calcula a mistura da superfície ao
fundo, fazendo uma suave transição entre a difusividade das camadas superficiais e
a região de fraca difusividade e mistura diapycnal do interior do oceano. Por ser um
modelo semi-implícito, o KPP utiliza múltiplas interações para cálculo das variáveis.
A profundidade da CM é diagnosticada por um critério de diferença de densidade.
Mellor–Yamada(MY)
O Modelo MY é um modelo de fechamento de turbulência de 2ª ordem (MELLOR e
YAMADA, 1982), oriundo do modelo do Princeton Ocean Model (POM). Ele resolve
as equações de Energia Cinética Turbulenta (q 2 ) e o produto desta pela escala da
turbulência( q 2 l) para estimar os perfis dos coeficientes de viscosidade e difusividade
(HALLIWELL, 2004). No HYCOM, esse modelo é o único que calcula a advecção
e difusão turbulenta, o que aumenta o seu custo computacional em quase uma vez
e meia (KARA et al., 2000).
12

Capítulo 3
Metodologia
Visando atingir os objetivos propostos, o presente trabalho foi dividido em qua-
tro etapas: na primeira, foram comparados 4 dos modelos de CM existentes no
HYCOM: KPP, KT, PWP e MY (tabela 3.3). a partir de simulações numéricas
em baixa resolução espacial (1 grau), a fim de identificar a parametrização mais
adequada para representar a dinâmica da CM na região de estudo. Em seguida,
avaliou-se o padrão médio da profundidade da CM na METAREA-V, a partir dos
resultados de uma simulação sinótica aninhada em alta resolução espacial (1/12°-
Exp.1), que utilizou a parametrização KPP. Na terceira etapa, foi estudada a va-
riabilidade da profundidade da CM em diferentes escalas espaciais e temporais, a
partir dos resultados do Exp.1, utilizando-se para fins de comparação os resultados
de uma simulação sinótica em média resolução (1/4°- Exp.2) e de uma simulação cli-
matológica aninhada em alta resolução espacial (1/12°- Exp.3). Na quarta e última
etapa, foi analisada a resposta da profundidade da CM às forçantes atmosféricas
sob condições específicas tais como: a presença de fenômenos meteorológicos em
escala sinótica (sistemas frontais), na presença de processos físicos de mesoescala
(meandros e vórtices) e durante a passagem de ondas de plataforma.
3.1 O modelo HYCOM
O HYCOM (BLECK, 2002) é um modelo oceânico de circulação global desen-
volvido a partir do Miami Isopycnic Coordinate Ocean Model -MICOM- (BLECK
et al., 1992), em diferenças finitas na horizontal e, que tem por característica prin-
cipal a discretização vertical em 3 diferentes tipos de coordenadas (isopicnal, sigma
e nível z). As coordenadas isopicnais são usadas em regiões de oceano aberto e
estratificado, ocorrendo uma transição suave para níveis z em regiões de pouca es-
tratificação, como a CM. Por ultimo, migra para coordenadas sigma em regiões de
grande variação de topografia. Este modelo tem como vantagem melhor resolução
vertical em regiões de pouca estratificação e melhor representação dos efeitos nas
13

condições de contorno de fundo (HALLIWELL, 2004).
Estudos mostraram que a distribuição das massas assim como alguns padrões de
circulação termohalina são melhor representados utilizando-se discretização vertical
em coordenadas híbridas (CHASSIGNET et al., 2000).
O HYCOM utiliza as equações primitivas que incluem 5 equações prognósticas,
sendo duas para componentes horizontais de velocidade, uma para a continuidade e
duas equações de conservação de variáveis termodinâmicas.
ð(v)
ðts
v
+▽s
2
2 +(ζ+f)kXv+
(
˙s ðp
)
ðv
ðs ðp +▽sM−p▽sα = −g ðτ
ðp +
( ) −1 (
ðp
▽s
ðs
ð
ðts
ð ð(p)
+ ▽s
ðts ðts
(
v ðp
)
+
ðs
ð
ðs
ν ðp
ðs ▽s
)
v
(3.1)
( )
ðp
= 0 (3.2)
ðs
(
ðp
ðs Θ
) (
+ ▽ v ðp
ðs Θ
)
+ ð
(
˙s
ðs
ðp
) (
= ▽s K
ðsΘ
ðp
ðs ▽s
)
Θ + hΘ
(3.3)
onde V=(u,v) são as componentes horizontais de velocidade, p a pressão, Θ
é uma das variáveis termodinâmicas do modelo, α = ρ −1
pot é o volume específico,
ζ ≡ ðv
ðxs
− ðu
ðys
é a vorticidade, M ≡ gz + pα é o potencial de Montgomery, gz ≡ φ
é o geopotencial, f é o parâmetro de Coriolis, k é o vetor unitário na vertical, ν é
o coeficiente de viscosidade/difusividade turbulenta e τ é a tensão de cisalhamento
do vento ou a tensão do fundo. hθ representa a soma dos termos diabáticos, que
incluem mistura diapicnal atuando nas variáveis termodinâmicas (BLECK, 2002).
3.2 Configuração dos experimentos em baixa res-
olução (1°)
Para se estudar qual seria o modelo de CM mais adequado a ser utilizado no
HYCOM para a Metarea V, foram configurados quatro experimentos em uma grade
horizontal de 1°de resolução. Esta grade foi criada utilizando-se a projeção Mercator,
com centro no Equador. O comprimento angular da grade é constante em longitude
e variável nas latitudes, sendo esta proporcional ao cosseno da mesma, seguindo
o conceito de Latitude Crescida, de modo a garantir distâncias iguais em ambas
direções. Quanto à discretização vertical, foram definidas 21 camadas de densidade
(σθ), sendo permitidas 18 híbridas e as 3 restantes isopicnais. Esta discretização é a
mesma adotada pelo grupo COPPE-UFRJ, nos experimentos Exp.1 e 2. A Tabela
14

3.1 apresenta a distribuição de densidade das respectivas camadas.
Camada σθ Massas D’água Índices termohalinos
1 19,50
2 20,25
3 21,00
4
5
21.75
22,50
AT
6 23,25
7 24,00
8 24,70
9 25,28 AT ou água de máxima salinidade(MAS) T > 20°C S > 36,40
10 25,77
11
12
26,18
26,52
ACAS 6°C < T < 20 °C 34,60 < S < 36,40
13 26,80
14 27,03
15 27,22
AIA 3°C

Figura 3.1: Mapa da batimetria dos experimentos em 1 grau, interpolada do ETOPO-2,
destacando os domínio de modelagem dos experimentos. O retângulo verde representa os
domínios dos experimentos em 1°e 1/4°(Exp.2); o retângulo azul representa o domínio dos
experimentos em 1/12°(Exp.1 e Exp.3). As linhas em vermelho representam os contornos
sobre o oceano dos experimentos em 1 grau. A linha em preto delimita a METAREA-V
real.
3.3 Configuração do experimento sinótico em alta
resolução (Exp.1)
Este experimento foi configurado com resolução espacial de 1/12°e discretização
vertical em 21 camadas de densidade sigma-theta (σθ). Destas, no mínimo 3 são
obrigatóriamente camadas Z e as 18 restantes são hibridas, das quais 8 no máximo
podem se transformar em camadas sigma (tabela 3.1).
O domínio da grade se estende de 10°N até 45°S e de 68°W a 18°W (abrangendo
a região da Metarea V). A seleção desta área teve como objetivo afastar a região
de interesse (Metarea V) dos contornos da grade, onde podem ocorrer pertubações
não-físicas (ruídos numéricos).
A batimetria foi interpolada do ETOPO2 e o experimento foi inicializado com
a informação correspondente ao dia 17/01/03 do 1/4°sinótico, que será descrito a
seguir.
As condições atmosféricas foram obtidas de campos sinóticos a cada 6hs da
reanálise 2 do NCEP (KANAMITSU et al., 2002), correspondendo aos anos de
2003 à 2009. Como forçantes, foram utilizados campos de temperatura do ar a 2m,
16

umidade específica a 2m, radiação de onda longa líquida, radiação de onda curta
líquida, tensões de vento e taxa de precipitação. Para todos os experimentos os fluxos
de calor turbulento (calor sensível e latente) foram calculados internamente pelo
modelo mediante bulk formulas. O fluxo de quantidade de movimento foi calculado
a partir das componentes latitudinal e longitudinal da tensão de cisalhamento do
vento. O fluxo de água doce foi implementado como Evaporação - Precipitação mais
um termo de relaxamento newtoniano para climatologia de salinidade mensal da base
WOA com tempo de restauração de 30 dias. Neste caso a precipitação é dada e a
evaporação é calculada internamente pelo modelo com bulk formulas. Foi conside-
rado um relaxamento da temperatura da superfície do mar para a climatologia com
tempo de restauração de 30 dias. As descargas dos principais rios foram simuladas
como um volume de precipitação nos pontos de grade correspondentes à foz. Esta
informação faz parte de uma climatologia média mensal disponível na página do
HYCOM: ftp://hycom.coaps.fsu.edu/pub/hycom/.
As condições de contorno lateral foram renovadas a cada 24 horas através da
condição “clamped” e interpoladas durante este intervalo. As variáveis impostas
lateralmente foram temperatura, salinidade, velocidade e pressão. Esta simulação
foi integrada de janeiro de 2003 a dezembro de 2009, contudo neste trabalho foram
analisados os resultados a partir de janeiro de 2004.
3.4 Configuração do experimento sinótico em mé-
dia resolução (Exp.2)
O Exp.2 foi configurado com uma resolução espacial de 1/4°e discretização ver-
tical idêntica ao experimento 1/12°. O domínio dessa grade compreende o oceano
Atlântico de 50°N até 78°S e desde 98°W até 21°E. Este domínio foi adotado com
intuito de representar as principais características de circulação do oceano Atlân-
tico, circulação no mar de Weddel no sul, a corrente do Golfo e o giro subtropical do
Atlântico Norte. A batimetria utilizada foi extraída da base General Bathymetric
Chart of the Oceans(GEBCO). Esta base possui uma resolução espacial original de
1 minuto ( 0,2 km no equador), que nesse experimento foi subamostrada para 2
minutos. Como condição inicial, utilizou-se a saída de uma simulação climatológica
em 1/4 rodada por 30 anos. Dessa forma, considerou-se como condição inicial do
Exp.2 a condição do dia 16 de janeiro do ano 31. As forçantes atmosféricas, o fluxo
de água doce e a descarga dos rios utilizados neste experimento tiveram as mesmas
características utilizadas no experimento 1/12 °sinótico. Os contornos laterais foram
forçados com dados da climatologia mensal da base WOA, considerando-se regiões
de transição (zonas buffer), nas quais aplicaram-se um relaxamento newtoniano. O
17

tempo de restauração utilizado nas “zonas buffer” decresceu linearmente de 30 dias
no limite interno para 5 dias no limite externo. Nos contornos leste (no sul da
África) e oeste (Estreito de Drake) também foi considerada uma condição de con-
torno aberta para a componente barotrópica da velocidade. Desta forma, buscou-se
considerar a circulação da Corrente Circumpolar Antártica (CCA) necessária para
simular de forma realista o padrão de correntes e a distribuição de massas de água
no Oceano Atlântico Sul. Considerou-se um transporte barotrópico total de 110
Sv, com distribuição espacial uniforme na seção e constante temporalmente. Este
experimento foi integrado com forçantes sinóticas para o período de janeiro de 2003
a dezembro de 2009. Contudo, neste trabalho foram utilizados os resultados do
período de Janeiro/2004 a Dezembro/2009.
3.5 Configuração do experimento climatológico
em alta resolução (Exp.3)
O experimento 1/12 climatológico apresenta poucas diferenças em relação ao ex-
perimento 1/12 sinótico. A grade horizontal, a discretização vertical e a batimetria
são as mesmas utilizadas no Exp.1. Contudo, neste caso, as 18 camadas hibridas
da discretização vertical só podem variar entre isopicnal e z. A condição inicial
foi a mesma escolhida para o Exp.2, dia 16 de janeiro do ano 31 do experimento
1/4 climatológico. As principais diferenças estiveram nas forçantes que, neste ex-
perimento, foram os campos médios mensais da base de dados climatológica do -
COADS (2007). O fluxo de água doce e descarga dos rios foram implementados da
mesma forma que os demais experimentos. Quanto as condições de contorno late-
rais, a grade deste esperimento foi aninhada a um experimento climatologico com
resoluçao de 1/4°. O Exp.3 foi integrado por 10 anos (janeiro do ano 31 a dezembro
do ano 40).
Para os três experimentos adotou-se o esquema KPP para parametrizar a mistura
vertical sendo a mistura horizontal calculada internamente pelo modelo. Em todos
os experimentos, para o cálculo da difusão de quantidade de movimento utilizou-se
um operador misto laplaciano e biharmônico; para a difusão de massa o operador
empregado foi biharmônico. Já para a difusão de sal e temperatura o operador ado-
tado foi laplaciano. Todos os experimentos foram configurados de modo a advectar
e difundir horizontalmente somente salinidade e densidade, sendo a temperatura
diagnosticada a partir da equação de estado. Ao longo dos contornos continentais
considerou-se uma condição de não deslizamento (no-slip).
18

Exp. região resolução batimetria forcante inicio periodo nesting
Exp 1
grau
78°S-50°N;
98°W-20°E
Exp 1 45°S-10°N;
68°W-18°W
Exp 2 78°S-50°N;
98°W-20°E
Exp 3 45°S-10°N;
68°W-18°W
1°, 18 híbridas.
+ 3ρ
1/12°, 3 z + 18
híbridas (8 podem
ser σ)
1/4°, 3 z + 18
híbridas (8 podem
ser σ)
1/12°, 3 z + 18
híbridas ( ρ ou
z)
ETOPO 2 NCEP 16/01 do
ano 3 climatológico
ETOPO 2 NCEP 16/01/03 do
1/4°sinótico
GEBCO NCEP 16/01 do
ano 31 do
Exp.1/4°clim.
ETOPO 2 COADS 16/01 do
ano 31 do
Exp.1/4°clim.
Tabela 3.2: Resumo das configurações dos Experimentos
01/2003
a 01/2009
sinótico
01/2003
a 12/2009
sinótico
01/2003
a 12/2009
sinótico
01/2003 a
12/2009 climatológico
3.6 Análise das diferentes parametrizações de Ca-
mada de Mistura do HYCOM
Para se realizar a comparação entre os diferentes modelos de CM existentes no
HYCOM, foram configurados quatro experimentos com resolução espacial de 1 grau,
empregando em cada um deles uma parametrização distinta de CM. Foram utilizadas
as seguintes parametrizações: KPP, KT, PWP e MY. A exceção das parametrizações
de CM, as demais configurações foram mantidas para todos os experimentos, de
forma a verificar apenas a influência dos modelos de CM nos resultados. A tabela
(3.3) apresenta as principais características dos modelo selecionados quanto a forma
como cada um deles calcula a CM.
Tabela 3.3: Modelos de CM utilizados na comparação dos experimentos simulados em
baixa resolução espacial (1 grau), modificada de Halliwell-2004
Expto Modelo CM Descrição
1 KPP Modelo diferencial não-local,fechamento turbulência 1ª ordem
2 KT Modelo de Camada, integrado na vertical/balanço de ECT
3 PWP Modelo de Camada, Instabilidade estática, nº de Richardson e Richardson gradiente
4 MY Modelo local das tensões de Reynolds, fechamento da turbulência 2.5
Para todos os experimentos simulados foi realizada uma análise da estabili-
dade a fim de avaliar o desempenho de cada um deles. Para tal, foram calculadas
médias temporais de temperatura (T), a salinidade (S) e a Energia Cinética (EC)
para todo o domínio de modelagem e para a região da METAREA-V, no período
simulado (1980-2000). A análise da evolução temporal dessas variáveis permitiu
avaliar o comportamento de cada simulação quanto à estabilidade ou tendências de
suas propriedades físicas.
Em seguida, buscou-se avaliar o desempenho de cada experimento por meio da
comparação dos resultados com dados disponíveis para a região. Foram utilizados
dados de temperatura e salinidade da climatologia do WOA-2005 e dados de profun-
19
T,S,u,v,p
a cada 24
horas
T,S,u,v,p
a cada 24
horas

didade de CM obtidos da climatologia dos perfiladores Argo (ARGO, 2011). Para
cada experimento, foram calculadas médias mensais das propriedades mencionadas,
a fim de compará-las com as climatologias mensais das bases de dados citadas. Essas
bases encontram-se descritas no item 3.10.
3.7 Estudo do padrão médio da profundidade da
CM simulada na região da METAREA-V em
alta resolução
Para avaliar o padrão médio da profundidade da CM na região da METAREA-V
utilizaram-se os resultados de um experimento sinótico, aninhado, em alta resolução
espacial, (1/12°), capaz de resolver não somente os aspectos de larga escala da
circulação oceânica, mas também seus fenômenos de mesoescala. A partir desse
experimento, foram calculados campos médios mensais da profundidade da CM, os
quais foram comparados com bases de dados disponíveis para a região. Utilizaram-se
duas climatologias de profundidade de CM (ARGO, 2011); (ALVARENGA, 2010),
descritas no item 3.10.
3.8 Estudo da variabilidade da profundidade da
CM
Para avaliar a capacidade do modelo em representar a estrutura térmica , bem
como as diferentes escalas de variabilidade da profundidade da CM da METAREA-
V, foram criados fundeios virtuais no Exp.1, para o ano 2008, nos mesmos pontos e
profundidades das bóias PIRATA existentes na METAREA-V. Para definir a pro-
fundidade da CM a partir dos dados das bóias PIRATA, utilizou-se como critério a
diferença de temperatura in situ de 0,2°C.
Em seguida, para caracterizar a importância das diferentes escalas na variabi-
lidade da profundidade da CM, utilizaram-se os resultados do Exp.1, Exp.2 e Exp.3,
dos quais foram obtidas series temporais de profundidade da CM para a Metarea-V.
Estas séries foram filtradas de forma a separar as altas frequências (menores que 70
dias), que abrangem a mesoescala e a escala sinótica, das baixas frequências (maiores
que 70 dias), que contemplam a variabilidade sazonal, semianual e interanual. A
separação das escalas foi feita por meio de um filtro do tipo Butter (PARKS e BUR-
RUS, 1987), de 8 ª ordem, com frequência de corte de 70 dias que dividiu a série em
alta (< 70 dias) e baixa frequências (figura 3.2). Em seguida, para as duas séries,
calcularam-se os desvios-padrão como uma medida da variabilidade da profundidade
20

da CM, permitindo identificar regiões com menor ou maior variação da profundi-
dade da CM, nas referidas escalas. A comparação do Exp.1 com o Exp.3 permitiu
analisar o impacto da forçante sinótica uma vez que o primeiro possui a referida
escala ao passo que o segundo não. Por outro lado, a comparação do Exp.1 com
o Exp.2 permitiu avaliar a importância da mesoescala, visto que o Exp.1 também
resolve a referida escala e o Exp.3 não.
Figura 3.2: Função resposta dos filtros passa-alta (esquerda) e passa-baixa (direita) utilizados
para separar a variabilidade da profundidade da CM dos experimentos Exp.1,
Exp.2 e Exp.3 em escalas temporais menores e maiores que 90 dias.
3.9 Análise da resposta da CM aos diferentes pro-
cessos físicos existentes na METAREA-V
Uma vez descritos o padrão médio e a variabilidade da CM na METAREA-V,
foram selecionadas algumas regiões do domínio para caracterizar a resposta da pro-
fundidade da CM a fenômenos meteorológicos notáveis como a passagem de sistemas
frontais na região SE do Brasil, além de alguns processos físicos de interesse como
meandros e vórtices da CB e a passagem de ondas de plataforma na plataforma
continental sul do Brasil. Tal análise foi realizada a partir dos resultados do Exp.1,
cujos campos de profundidade da CM e das forçantes atmosféricas foram analisa-
dos no domínio do tempo (pela comparação das séries temporais dos campos) e no
domínio da frequência.
21

Figura 3.3: Mapa da batimetria do Exp.1, interpolada do ETOPO-2, destacando os
pontos utilizados nas comparações das séries temporais de profundidade da CM. Os pontos
em vermelho correspondem às localizações das bóias PIRATA
3.10 Bases de Dados Utilizadas nas comparações
dos resultados
Para análise dos resultados das simulações do HYCOM em diferentes resoluções,
utilizaram-se algumas bases de dados, com as quais foram feitas comparações, a
partir de campos médios (climatologias) e diários. Abaixo, estão descritas as prin-
cipais características das bases utilizadas:
3.10.1 The World Ocean Atlas 2005(WOA2005)
World Ocean Atlas 2005 (WOA-05) é um produto do Ocean Climate Laboratory of
the National Oceanographic Data Center (OCL/NODC) e consiste de uma clima-
tologia dos campos de propriedades in situ dos oceanos do globo. Foi produzido pela
primeira vez em 1994, e inclui um conjunto de campos climatológicos de tempera-
tura em situ (T), salinidade (S), oxigênio dissolvido (OD), fosfato, silicato e nitrato
em profundidades padrão entre 0 m e 5500 m, para períodos anual, sazonal e mensal.
Os dados possuem uma resolução horizontal de 1°e são interpolados verticalmente
para 33 níveis (0, 10, 20, 30, 50, 75, 100, 125, 150, 200, 250, 300, 400, 500, 600, 700,
800, 900, 1000, 1100, 1200, 1300, 1400, 1500, 1750, 2000, 2500, 3000, 3500, 4000,
4500, 5000, 5500 m).
22

3.10.2 Pilot Research Moored Array in the Tropical At-
lantic (PIRATA)
O projeto PIRATA foi desenvolvido para estudar as interações oceano-atmosfera
no Atlântico Tropical que afetam a variabilidade climática em escalas sazonal, inter-
anual e de longo período PIRATA (2011). Ele conta com a participação dos Estados
Unidos, da França e do Brasil e a sua operacionalização é feita por meio de uma rede
de observação in situ composta por um conjunto de 20 bóias fundeadas ao longo da
bacia do Atlântico. Essas bóias dispõem de uma série de sensores em superfície que
medem parâmetros atmosféricos (temperatura do ar, umidade relativa, precipitação,
radiação solar) e sensores oceanográficos que medem temperatura e salinidade nas
profundidades de: 1, 20, 40, 60, 80, 100, 120, 140, 180, 300 e 500 m. Os dados
possuem uma resolução temporal máxima de 10 minutos. No presente trabalho,
foram utilizados dados diários de temperatura das bóias situadas em: 4°N 23°W;
0°N 23°W; 4°N 38°W; 0°N 35°W; 8°S 30°W; 14°S 32°W e 19°S 34°W ( tabela 3.3),
no período de 2004-2009.
3.10.3 Climatologia de profundidade de CM dos dados de
perfiladores Argo
A climatologia de profundidade da CM dos dados Argo (ARGO, 2011) foi obtida
a partir de um conjunto de perfiladores (3000 ao total) que medem temperatura e
salinidade do oceano da superfície até 2000 m. Ela inclui médias mensais de 5 anos
de dados (2005 - 2009) e tem a profundidade da CM definida como a profundidade na
qual a densidade aumenta, a partir de 10m, de um valor equivalente a uma queda de
temperatura de 0,2°. Os dados são interpolados para uma grade de 1°(ARGO, 2011),
com uma resolução horizontal de aproximadamente 3°(KOBLINSKY e SMITH,
2001).
3.10.4 Climatologia de Alvarenga/2010
Essa climatologia foi desenvolvida pelo Capitão-de-Mar-e-Guerra João Bosco
Rodrigues Alvarenga, do Centro de Hidrografia da Marinha (CHM) , calculada a com
o auxílio da GLobal Database of Hydrographic Profiles and Tools for Climatological
Analysis(HydroBase2) 1 HYDROBASE2 (2011). Nela foram utilizados dados de
diferentes bancos de dados oceanográficos 2 e sua massa de dados é composta por
1 HydroBase é uma ferramenta para análise climatológica de propriedades oceanográficas, feita
utilizando técnicas desenvolvidas por (LOZIER et al., 1995) de médias isopicnais
2 1)National Oceanographic Data Center(NODC-NOAA/EUA);2)World Ocean Circulation Experiment
- Data Information Unit(WOCE-DIU);e 3)Banco Nacional de Dados Oceanográficos
(BNDO-DHN/Brasil)
23

dados coletados com BT mecânico, Garrafas de Nansen, BT descartáveis, STD,
CTD e Flutuadores ARGO. Os dados foram coletados no período entre 1921 e 2006,
para a área compreendida entre latitudes 20°N e 55°S, e longitudes de 80°W e 10°W,
e são compostos de perfis verticais de temperatura ou temperatura e salinidade. São
cerca de 300000 perfis qualificados com base no recomendado pelo GTSPP (Global
Temperature and Sanity Profile Program).
24

Capítulo 4
Resultados e Discussões
Neste capítulo serão apresentados e discutidos os resultados do presente trabalho.
Tendo em vista que o estudo da dinâmica da CM foi realizado com base em resul-
tados de simulações numéricas nas quais a parametrização utilizada foi a do modelo
KPP, numa primeira etapa, buscou-se verificar se esta parametrização era a mais
adequada para representar a dinâmica da METAREA-V. Desta forma, conforme
descrito na metodologia, foram testadas 4 parametrizações de CM em simulações
em baixa resolução (1 grau), dentre elas o KPP. Na segunda etapa, o padrão mé-
dio da profundidade da CM simulada em alta resolução (Exp.1) foi avaliado, tendo
como base de comparação dados climatológicos de profundidade de CM de duas
climatologias disponíveis para a região. Na terceira etapa, a variabilidade da CM
na METAREA-V simulada no Exp.1 foi analisada em diferentes escalas, com ênfase
nos efeitos sinóticos e de mesoescala. Para tal, utilizou-se resultados de simulações
numéricas com diferentes resoluções espaciais e diferentes forçantes atmosféricas
(Exp.1, Exp.2 e Exp.3). Por último, foi analisada a resposta da profundidade da
CM na METAREA-V às principais forçantes atmosféricas (vento e fluxos de calor),
para as seguintes situações: 1-Ao longo do ciclo anual; 2-em face das variações em
escala sinótica provocadas pela passagem de frentes frias ao sul do domínio; 3-na
presença de processos físicos de mesoescala comuns na METAREA-V como o vórtice
de São Tomé, os meandros das correntes de contorno oeste (CB e CNB) e da frente
subtropical; e 4-durante a passagem de ondas de plataforma na região da plataforma
ao sul de Cabo Frio.
25

4.1 Comparação entre modelos de Camada de
Mistura
A comparação dos modelos foi dividida em duas etapas: a primeira foi voltada
para a verificação da estabilidade de cada rodada, a partir da análise da evolução
temporal de um conjunto de variáveis médias (Energia Cinética, T e S) extraídas
dos resultados de cada experimento, para o domínio da METAREA-V. Essa etapa
serviu para verificar o desempenho das simulações com diferentes modelos de CM,
além de definir o período a partir do qual seriam tomadas as médias mensais para
comparação com dados climatológicos (1990-2000). A segunda etapa consistiu na
comparação das médias mensais calculadas para cada experimento com as clima-
tologias mencionadas.
4.1.1 Evolução temporal das variáveis médias na
METAREA-V
A Energia Cinética média na METAREA-V (figura 4.1) estabilizou-se rapida-
mente para todas as simulações, a partir de 1982, com valores entre 3000 e 6500
(J/m2). Observou-se que o experimento utilizando o modelo KT apresentou maiores
valores médios de energia cinética. Contudo, esses valores não foram significativos,
permanecendo em torno de 10% acima da média entre todas as simulações (tabela
4.1).
Figura 4.1: Evolução Temporal da EC média na METAREA para os experimentos em
baixa resolução (1grau) com diferentes parametrizações de CM.
26

Tabela 4.1: Evolução Temporal da EC média na METAREA-V(valores em J/m2)
Modelo CM Mín Máx Média
KPP 3306,1 6943,0 4256,9
KT 3667,4 7333,7 4755,6
PWP 3127,5 6703,2 4137,7
MY 3172,0 6495,9 4058,2
A Temperatura (T) média na METAREA-V de todas as simulações
estabilizou-se a partir de 1992. Para os experimentos utilizando o KPP, PWP e
MY, T estabilizou-se em torno de 4,3°C, cerca de 0,2°C mais fria que a condição
inicial. Já o experimento com o KT apresentou T média em torno de 4,5°C ao
final do período de simulação, sendo o experimento que menos variou em relação a
condição inicial (4,5°C).
A evolução temporal da Salinidade (S) média mostrou que todos os experimentos
estabilizaram-se a partir de 1995, convergindo para valores entre 34,84 e 34,85. O
experimento com o PWP apresentou valores ligeiramente inferiores ao final do ano
de 2000, entretanto essa diferença permneceu inferior a 0,005, não sendo portanto
significativa para esse resultado (figura 4.2).
Figura 4.2: Evolução temporal de variáveis médias no domínio da METAREA-V,
para os experimentos em (1 grau), com diferentes modelos de CM. (a) temperatura
média, (b) salinidade média.
O Diagrama TS médio da METAREA-V mostrou que, ao final do período
simulado, todos os experimentos apresentaram-se estáveis quanto à densidade (figura
4.3). Os experimentos com o KPP, PWP e MY tiveram pouca variação em densi-
dade, em função da compensação dos efeitos da variação de T e S ao longo dessas
simulações, resultando em uma evolução temporal da densidade ao longo de uma
isopicnal (27,62 kg/m3). O experimento com o KT estabilizou-se em torno de 27,605
kg/m3, sendo essa variação em densidade devida à variação em S ocorrida com essa
27

parametrização que, diferentemente dos demais experimentos, não foi acompanhada
por uma variação em T.
Figura 4.3: Diagrama TS médio da METAREA-V
Com relação à profundidade da CM média na METAREA-V, observou-se que
o experimento utilizando a parametrização do PWP foi o que apresentou a CM mais
profunda. Os demais experimento mantiveram valores próximos entre si, sendo que a
simulação com o modelo MY apresentou as profundidades mais rasas e, a simulação
com o KT, a maior variabilidade em alta-frequência (ruido) ao longo do tempo
(figura 4.4). Verificou-se ainda que os experimentos com modelos de Camada (KT
e PWP) calcularam profundidades de CM maiores que os modelos de Fechamento
turbulento (KPP e MY) (tabela 4.2). Tal fato indica que este é um fator importante
a ser considerado na escolha da parametrização a ser utilizada para representar a
CM na região. Essa diferença também foi observada na análise realizada para todo
o domínio de modelagem (Atlântico), conforme apresentado no APÊNDICE-A.
Tabela 4.2: Profundidade da CM média na METAREA-V(valores em metros)
Modelo CM Mín Máx Média
KPP 19,41 69,19 39,48
MY 16,26 63,10 34,60
KT 23,11 82,37 42,79
PWP 36,91 102,84 58,49
28

Figura 4.4: Evolução Temporal da profundidade da CM média na METAREA-V.
Painel superior, período de 1980-2000, painel inferior, intervalo de 1990 à 1992, para
fins de visualização.
4.1.2 Comparação dos resultados simulados com diferentes
modelos, com dados climatológicos
Análise da profundidade de CM
Em média, a profundidade da CM foi bem representada na região da METAREA-
V independentemente da parametrização utilizada. Os resultados mostraram que
a profundidade média mensal da CM simulada com as diferentes parametrizações
representou bem a região da METAREA-V, com relação à climatologia dos dados de
perfiladores Argo. A análise das médias mensais de profundidade da CM no domínio
mostrou que os modelos com as parametrizações do KT e PWP superestimaram os
dados climatológicos, ao passo que os experimentos com o KPP e MY subestimaram
os mesmos na maioria dos meses, com exceção do mês de outubro (MY) e do período
entre outubro e dezembro (KPP). Em valores absolutos, o KPP foi o experimento que
apresentou as menores diferenças médias de profundidade de CM com relação aos
dados do Argo, mostrando ser esta parametrização a mais adequada para representar
a CM na região. Contudo, ressalta-se que houve pouca diferença entre os resultados
do KPP e MY, tanto nos campos médios como nos diários (figura 4.5), o que indica
que a opção pelo MY para representar a dinâmica da CM na região de estudo
também se mostra adequada.
29

Figura 4.5: Diferença entre a profundidade da CM média na METAREA-V dos experimentos
em baixa resolução e a climatologia dos dados Argo.
Com relação à representatividade espacial da CM climatológica, o experi-
mento com o KPP foi o que melhor representou a profundidade média da CM, como
mostrado para o mês de setembro (figura 4.6). Foram identificadas regiões onde,
na maioria dos meses, os resultados das simulações superestimaram a CM do dado.
A primeira foi ao sul da METAREA-V, principalmente a oeste próximo à região
da confluência Brasil-Malvinas. A segunda, ao norte do domínio, entre 0°N e 5°N.
Estas diferenças indicam de que os modelos tendem a superestimar as regiões de
máximos e mínimos extremos. O PWP superestimou a CM climatológica na maio-
ria dos casos (exceto para região central da METAREA-V, entre os meses de abril e
agosto) como mostrado nos mapas de diferença para o mês de setembro (figura 4.6).
30

Figura 4.6: Climatologia de profundidade de CM dos perfiladores Argo (a) e mapas de
diferença entre a profundidade da CM dos experimentos em baixa resolução (1 grau) e a
referida climatologia (b),(c),(d) e (e), para o mês de setembro.
Por último, como forma de comparar os resultados dos experimentos para
resultados instantâneos, foi realizada a análise dos campos diários de profundidade
31

de CM das simulações. A mesma mostrou que os MC apresentaram um campo bem
mais ruidoso que os MFT (figura 4.7). Essa característica foi verificada durante
todo o período, com as maiores variações nos campos dos MC verificadas nos meses
de inverno, onde a CM é mais profunda. Tal fato constitui mais uma indicação de
que os MFT são mais adequados para simular a dinâmica CM na METAREA-V.
Figura 4.7: Seções meridionais em 25°W da profundidade da CM dos experimentos baixa
resolução (1 grau) utilizando diferentes parametrizações de CM para o dia 30SET2000.
Figura 4.8: Seções meridionais em 25°W da profundidade da CM média mensal para o
mês de setembro para a climatologia do Argo e para os 4 experimentos utilizando diferentes
parametrizações de CM.
32

Análise da TSM
Todos os experimentos representaram adequadamente a estrutura térmica super-
ficial (TSM) quando comparada com a climatologia do WOA-2005. Feições como o
gradiente térmico da frente subtropical, a CB, o Giro subtropical do Atlântico Sul e a
região equatorial foram bem caracterizadas nas quatro parametrizações. Observou-
se em todas as simulações que a TSM superestimou os dados do WOA-2005 na
maior parte do domínio e na maioria dos meses. Contudo, considerando-se a média
no domínio, essas diferenças mantiveram-se inferiores a 1°C. À oeste do domínio, ao
sul de 30°S, a TSM simulada subestimou a climatologia com diferenças superiores
a 4°C para os modelos KT e PWP. Este último foi o experimento que apresentou
as maiores diferenças em relação ao WOA-2005, com valores entre -4,4°C e 3,3 °C
(figura4.9).
Figura 4.9: Diferença entre a TSM média mensal na METAREA-V dos experimentos em
1 grau e a climatologia do WOA-2005. As linhas pontilhadas indicam os maiores valores de
diferença positivas e negativas encontrados em cada mês, onde se observa que os modelos
KPP e KT mantém as menores diferenças média ao longo do ano.
No final do verão, a TSM dos experimentos com o KPP, KT e MY apresenta-
ram resultados muito próximos entre si, enquanto a parametrização com o o PWP
apresentou diferenças superiores a 2°C em relação à climatologia ao sul de 20°S
e foi o único que subestimou os dados do WOA-2005 na região equatorial (figura
4.10). Ao final do inverno, observou-se que o KT apresentou menores diferenças
na região central da METAREA-V, os experimentos com o KPP e MY tiveram um
desempenho muito semelhante e o PWP manteve-se com as maiores diferenças (su-
periores a 2°C) em relação à climatologia. Considerando-se portanto o domínio como
um todo, observou-se que a TSM média na METAREA-V simulada pelos modelos
KPP, MY e KT apresentaram os melhores resultados. Os modelos e fechamento de
turbulência (KPP e MY) apresentaram melhores desempenhos ao longo de todos
33

os meses, indicando que a a escolha desse tipo de parametrização é melhor para
representar a CM na região de estudo.
Figura 4.10: Climatologia de TSM do WOA-2005 (a) e mapas de diferença entre a TSM
dos experimentos em baixa resolução (1 grau) e a referida climatologia: (b),(c),(d) e (e),
para o mês de março.
34

Figura 4.11: Climatologia de TSM do WOA-2005 (a) e mapas de diferença entre a TSM
dos experimentos em baixa resolução (1 grau) e a referida climatologia: (b),(c),(d) e (e),
para o mês de setembro.
35

Análise da Salinidade em Superfície
De uma maneira geral, os experimentos representaram bem o padrão salino médio
do oceano superior da região da METAREA-V, quando comparados com a clima-
tologia (WOA-2005). Regiões com valores máximos de salinidade em superfície (SS)
como a CB e a próximo ao giro subtropical do Atlântico sul na região central da
METAREA-V foram bem caracterizadas nos quatro experimentos analisados. Da
mesma forma, os mínimos em SS encontrados junto às descargas dos rios Amazonas
e Rio da Prata nos dados climatológicos também foram encontrados em todas as
simulações, conforme mostrado nos mapas para o mês de março (figura 4.12). Tal
fato mostra que, para a salinidade em superfície, a mudança do modelo de CM não
alterou significativamente os resultados.
Para o final do verão (março), as maiores diferenças entre os modelos e a
climatologia foram encontradas nas descargas dos rio Amazonas e do rio da Prata.
No primeiro caso, os modelos superestimaram a salinidade climatológica, no segundo
subestimaram a mesma. A SS simulada na região equatorial superestimou os dados
em todos os experimentos, indicando uma possível diferença no balanço evaporação-
precipitação entre modelos e dados (figura 4.12). Ainda na mesma figura, ao sul do
domínio, observou-se a faixa estendo-se para sudeste a partir de 25 °S e 30 °S, fora
da plataforma continental, onde os modelos superestimaram a SS.
Para o final do inverno (setembro), observou-se que os modelos superesti-
maram a SS ao norte do equador (principalmente na retroflexão da CNB); na região
em torno da latitude 25°S; nas áreas próximas à foz dos Amazonas e do Rio da Prata
e junto a costa ao sul 25°S. A SS foi subestimada na região tropical; próximo a frente
subtropical e na região da CB ao sul de 25°S. A menor salinidade encontrada na CB
é consequência da água tropical, que também foi subestimada em relação ao dado.
Da mesma forma, a região costeira mais salina ao sul de 25°S é consequência do
transporte para o norte de água da foz do Rio da Prata, que nas simulações para
essa época superaram os valores climatológicos.
36

Figura 4.12: Climatologia de SS do WOA-2005 (a) e mapas de diferença entre a SS dos
experimentos em baixa resolução (1 grau) e a referida climatologia: (b),(c),(d) e (e), para
o mês de março.
37

4.2 Estudo do padrão médio da CM simulada em
alta resolução espacial
Uma vez verificada que a implementação da parametrização do KPP é adequada
para a região da METAREA-V, prosseguiu-se com o estudo da dinâmica da CM
a partir do resultado de um experimento sinótico aninhado em alta resolução es-
pacial (1/12°- Exp.1) desenvolvido pelo grupo REMO-UFRJ. Para avaliar a repre-
sentatividade do padrão médio da profundidade da CM simulada no Exp.1, foram
comparados campos médios mensais e sazonais de profundidade da CM com duas
climatologias obtidas para a região, uma a partir de dados dos perfiladores Argo e a
outra desenvolvida pelo Capitão-de-Mar-Guerra João Bosco Rodrigues Alvarenga,
do CHM (Comunicação Pessoal). Os resultados mostraram que, em ambas com-
parações, o modelo representou bem o padrão médio da profundidade da CM para
a região, apresentando a variação sazonal bem caracterizada com o aprofundamento
da CM durante o outono/inverno e a transição para profundidade menores durante
a primavera/verão. Além disso, para cada estação, as regiões onde as climatologias
apresentaram os máximos e mínimos de profundidade da CM também foram repre-
sentadas na simulação do Exp.1 (figura 4.13), mostrando que o modelo fornece uma
boa caracterização do padrão médio da região. As maiores diferenças registradas
entre a profundidade da CM simulada e as climatologias ocorreram no segundo
semestre, entre junho e novembro e, considerando-se a média no domínio, notou-se
que os resultados simulados estiveram mais próximos aos dados da climatologia do
Argo (4.14).
As principais diferenças identificadas na comparação dos resultados do Exp.1
com a climatologia de profundidade de CM dos perfiladores Argo, foram: no verão
a profundidade da CM simulada superestimou os dados do Argo em cerca de 5 met-
ros na região próxima à frente subtropical (ao sul de 30°S) e por volta de 10-15
metros na região equatorial ao norte de 2°N (figura 4.13 c e d). Essas regiões foram
as que apresentam os valores mínimos e máximos, respectivamente, de profundidade
de CM para essa época do ano, indicando que, embora a representação do padrão
médio no domínio esteja boa, os valores extremos tendem a ser superestimados pelo
Exp.1. Na região central da METAREA-V, a profundidade da CM simulada subes-
timou a climatologia em cerca de 5 metros junto à costa e até 15 metros no oceano.
Um padrão semelhante foi observado nos meses de outono, com diferenças de 10-15
metros ao sul da METAREA-V e 5-10 metros ao norte de 2°N. No inverno ocor-
reram as maiores diferenças entre o Exp.1 e da climatologia. Ao sul do domínio, o
modelo superestimou os dados entre 10-20 metros e na região equatorial entre 0-10
m. Porém, ao norte de 2°N e a oeste de 25°W, a CM simulada subestimou a clima-
tologia entre 0-10 metros. Na primavera, a profundidade da CM média simulada
38

superestimou os dados climatológicos em praticamente todo o domínio, com difer-
enças variando entre 0-20 metros. Tal fato está relacionado ao período de transição
entre uma CM profunda típica do final do inverno para uma rasa característica do
verão, que no Exp.1 ocorreu de forma mais lenta que na climatologia.É oportuno
destacar a diferença entre as resoluções dos resultados do HYCOM (1/12°) e dos
dados Argo, aproximadamente 3°(KOBLINSKY e SMITH, 2001), fazendo com que
este último apresentasse um campo mais suavizado. Além disso, ressalta-se que na
região da plataforma continental não foi possível comparar os resultados com os
dados do Argo devido ao fato de não haver dados dos perfiladores sobre a mesma.
Para essa região, utilizou-se como base os dados da climatologia de ALVARENGA
(2010).
A comparação com a climatologia desenvolvida por ALVARENGA (2010)
(figura 4.13 e e f ) mostrou que a CM simulada subestimou os dados climatológicos
na maior parte do domínio. As diferenças mais significativas ocorreram no inverno,
onde foram encontradas valores superiores a 40 metros nas regiões central e sul da
METAREA-V. Nas demais estações do ano tais diferenças raramente superaram 20
metros, sendo os meses de verão e outono os que apresentaram menores valores. Com
relação às regiões onde a profundidade da CM simulada foi superior à climatologia,
destacam-se: a região da plataforma continental ao sul de 25°S, que apresentou
diferenças de até 15 metros no inverno/primavera. A região equatorial entre 45°W
e 50°W, que foi onde o modelo apresentou as maiores diferenças (superestimou) os
dados climatológicos, com valores de até 30 metros.
Por último, analisou-se a evolução temporal das médias mensais da profundi-
dade da CM para toda a região da METAREA-V, a fim de comparar o ciclo anual
da profundidade da CM simulada com os dados no climatológicos no domínio de
interesse. Os resultados mostraram que o ciclo anual foi bem caracterizado, apre-
sentando os aprofundamento da CM no inverno do hemisfério sul, com máximos
entre agosto e setembro, e mínimos de dezembro a março, em concordância com as
climatologias. A comparação com os dados Argo repetiu a característica observada
nos mapas da figura mostrando a transição da profundidade da CM nos meses de
setembro a dezembro ocorrendo de forma mais rápida nos dados climatológicos que
na simulação. Com relação à climatologia desenvolvida por (ALVARENGA, 2010),
verificou-se que a profundidade da CM média na METAREA-V simulada subesti-
mou a climatologia ao longo de todo o ano, com diferenças atingindo 30m durante
o inverno e primavera e inferiores a 10m no verão e no outono (figura 4.14).
39

Figura 4.13: Profundidade da CM dos resultados do Exp.1 (a) e (b), da climatologia dos
perfiladores Argo (c) e (d) e da climatologia desenvolvida por (ALVARENGA, 2010) (e)
e (f), média sazonal para os meses de verão (esquerda) e de inverno (direita). Escala em
metros
Figura 4.14: Evolução temporal da profundidade da CM (média mensal para o domínio da
METAREA-V) dos resultados do Exp.1 e das climatologias do Argo e de ALVARENGA.
40

4.3 Estudo da variabilidade da profundidade da
CM
O estudo da variabilidade da profundidade da CM e a caracterização dos efeitos
sinóticos e de mesoescala na dinâmica da mesma realizaram-se com base nos resul-
tados do experimento em alta resolução espacial com forçante sinótica (Exp.1). Este
foi comparado com: dados de temperatura e profundidade da CM das bóias do pro-
jeto PIRATA, resultados do experimento em média resolução espacial (1/4 °) com
forçantes sinóticas (Exp.2) e resultados do experimento em alta resolução espacial
(1/12 °) com forçantes climatológicas (Exp.3). As configurações dos experimentos
bem como o filtro empregado para separar as escalas de interesse foram descritas no
capítulo 3.
A comparação dos campos de temperatura mostrou que, nos níveis inferiores
a 100m, os valores de temperatura encontrados nos resultados do modelo e nos
dados da PIRATA estiveram próximos (figura 4.15). Acima de 100m, o modelo
apresentou valores menores que as bóias, com diferenças de até 2°C (figura 4.15
(C),(D),(E) e (F)). Com relação a profundidade da CM, observou-se que na maioria
dos casos analisados, os valores obtidos na simulação no Exp.1 subestimaram a CM
calculada a partir dos dados de temperatura das bóias PIRATA, com diferenças
máximas em torno de 30m. Notou-se ainda que, em algumas regiões, durante o
período de afundamento da CM (outono/inverno), a CM das bóias, calculada com
um critério de diferença de temperatura de 0,2 °C, apresentou uma variabilidade
não representada pelo modelo. Contudo, uma pequena variação no critério mostrou
que tais feições deixavam de existir, o que indica que a referida feição pode estar
mais associada ao método de diagnóstico da CM empregado.
A despeito das diferenças citadas no parágrafo anterior, observou-se que o modelo
foi capaz de representar a variabilidade da CM nas diversas escalas encontradas nos
dados. Foi identificada a variabilidade em escala sinótica (figura 4.15 A e B), em
mesoescala característica da correntes de contorno oeste (figura 4.15 E e F), além
dos ciclos anual e interanual (figura 4.17).
41

Figura 4.15: Evolução temporal da temperatura das bóias PIRATA (A,C e E) e do Exp.1
do HYCOM (B, D e F), nos pontos 0N35W (A e B), 8s30W (C e D) e 4N38W (E e F),
para o ano de 2008. No painel superior (A e B), vemos a variabilidade na escala sinótica,
caracterizada pelas perturbações em alta frequência presentes nos gráficos. No painel
central (C e D), temos a região na qual a variabilidade em escala sinótica é menor em
comparação com os extremos norte e sul da METAREA-V. Por último, no painel inferior
(E e F), destaca-se a variabilidade em mesoescala, com o afundamento e elevação das
isotermas decorrentes dos meandramentos e vórtices da CNB.
42

Figura 4.16: Evolução temporal da profundidade da CM do Exp.1 e da bóia PIRATA no
localizada em 19S34W, para o ano de 2009.
4.3.1 Estudo da variabilidade da profundidade da CM de-
vida aos efeitos sinóticos e de mesoescala
Verificou-se que a variabilidade da CM em escala sinótica foi mais intensa na
porção sul da METAREA-V, atingindo valores superiores a 50 metros em poucos dias
(figura 4.17) ao sul de 30°S. Ao norte 15°°S, esses valores atingiram máximos entre
10 e 20 metros, aproximadamente (figura 4.18). Os maiores valores de variabilidade
nessa escala foram registrados principalmente nos meses de primavera e verão. Nesse
período, a CM encontra-se mais rasa e mais sujeita a variações de espessura devido
a um acréscimo/redução de energia do vento ou dos fluxos de calor e massa em
superfície. Nos meses de outono e inverno verificou-se o processo inverso, ou seja,
o aumento da profundidade da CM aumentou a inércia térmica e mecânica a ser
vencida para provocar variações na espessura da CM, tornando-a menos sujeita a
variações em função do efeito sinótico.
A variabilidade em mesoescala apresentou valores mais significativos ao sul
da METAREA-V (ao sul de 30°S) devido a proximidade da Confluência Brasil-
Malvinas, na região equatorial junto a retroflexão da Corrente Norte do Brasil e
da Contra Corrente Norte Equatorial (figura 4.18). Nestas regiões, valores de até
40-60 metros de variação de espessura da CM foram simulados. Localmente porém,
os efeitos de mesoescala foram importantes na região da CNB e próximo à CB, as-
sociados ao meandramento e formação de vórtices observados em Cabo Frio e Cabo
de São Tomé. A região central da METAREA-V entre 5 °S e 15 °S, apresentou
os menores valores de variabilidade da profundidade da CM em mar aberto (inferi-
ores a 10 m), mostrando que variações devidas ao efeito sinótico ou à processos de
mesoescala não foram significativas para a região. Tal fato se mostra coerente com
a dinâmica atmosférica que é dominada pela alta subtropical do Atlântico Sul e com
43

a literatura sobre a circulação oceânica da região (STRAMMA e SCHOTT, 1999).
Por último, convém destacar a variabilidade interanual observada dentro da
escala sinótica, em função da frequência e intensidade das frentes e ciclones atmos-
féricos. A análise das séries de profundidade da CM filtradas com filtro passa-alta
evidenciou essa característica, apresentando anos com mais variabilidade que outros
(figura 4.17).
Figura 4.17: Evolução temporal da profundidade da CM do Exp.1 no ponto 35S45W,
filtrada com filtro passa-alta, mostrando períodos frequentes nos quais a variabilidade
superou 50 m.
44

Figura 4.18: Variabilidade da Profundidade da CM dos resultados do Exp1 (a), Exp.2
(b) e Exp.3 (c), filtrados com filtro passa-alta preservando a escalas temporais menores
que 90 dias (escala em metros).
45

4.3.2 Variabilidade nas escalas sazonal e interanual
A variabilidade da profundidade de CM em baixa frequência foi dominada pelos
ciclos anual e semianual. Tal fato pode ser comprovado por meio da análise espectral
das séries temporais de profundidade da CM, que apresentaram picos espectrais
em 365 dias e 180 dias, sendo o primeiro mais significativo (figura 4.19). Foram
encontrados valores máximos de profundidade da CM em torno de 300m e desvio-
padrão em torno de 50m, ambos ao sul da METAREA-V (figura 4.20). Esses valores
diminuíram significativamente em direção ao equador para máximos de profundidade
em torno de 60-100m e desvio-padrão de 10-20m. O ciclo semianual esteve presente
em todo o domínio, com sinal mais intenso ao norte de 15°S.
A variabilidade interanual da profundidade da CM foi observada de forma
mais significativa principalmente durante o afundamento da CM ao final do inverno,
especialmente nas latitudes mais altas. Foram encontradas diferenças de até 30m
entre anos consecutivos (figura 4.21) e observou-se que o inverno de 2006 apresentou
uma anomalia na profundidade de CM média no domínio superior aos demais anos
(aproximadamente 3m).
Figura 4.19: Análise espectral de séries temporais de profundidade da CM do Exp.1,
no período de 2004-2009, extraída de 9 pontos ao longo da longitude 30°W. Destaca-se o
domínio do ciclo anual e semianual na CM.
46

Figura 4.20: Mapa de variabilidade (desvio-padrão) da Profundidade da CM dos resultados
do Exp1 (a), Exp.2 (b) e Exp.3 (c), em baixa frequência (filtrados com filtro
passa-baixa), escala em metros.
47

Figura 4.21: Evolução temporal da profundidade da CM do Exp.1 no ponto 19S34W, para
o período de 2007 a 2009. A linha em vermelho destaca o ciclo anual e o ciclo interanual
da CM, este último apresenta diferença de 20m nos máximos de inverno dos anos de 2007
e 2008.
4.4 Resposta da CM aos diferentes processos físi-
cos presentes na METAREA-V
Um estudo de caso da resposta da CM às principais forçantes atmosféricas, em
situações específicas como a passagem de um sistema frontal, ou na presença de me-
andros e vórtices (mesoescala), ou ainda durante a passagem de onda de plataforma,
é apresentado com base nos resultados do Exp.1, para os anos de 2007 e 2008. Foram
analisados campos de profundidade da CM, elevação da superície do mar,tensão de
cisalhamento do vento, fluxos de calor e temperaruta da superfície do mar para
diferentes períodos do ano.
Os resultados mostraram que, no período de verão, houve uma boa correlação
entre a tensão de cisalhamento do vento, os fluxos de calor e a variação da profun-
didade da CM, especialmente durante a passagem de sistemas frontais, conforme
ilustrado na figura 4.22, que apresenta a passagem de uma frente fria na regiões
sudeste do Brasil. Essa rápida resposta da CM no verão se deve ao fato de que a
CM está mais rasa nessa época e portanto há uma menor inércia térmica e mecânica
a ser vencida para alterar as propriedades da mesma. Assim, os efeitos nas profun-
didades da CM de fenômenos atmosféricos em escala sinótica como a passagem de
uma frente fria foram mais evidentes. Nesse caso, com o aprofundamento em re-
sposta ao aumento da tensão de cisalhamento do vento e do balanço dos fluxos de
calor em superfície. Tal fato indica que, embora o ciclo sazonal domine a dinâmica,
fenômenos atmosféricos em escala sinótica, são capazes de modificar rapidamente a
profundidade da CM.
Nos meses de inverno a resposta da CM à forçante sinótica não foi tão clara.
48

Neste período do ano, em geral, a profundidade da CM variou de forma lenta e
gradual, dominada pelo resfriamento em superfície devido ao ciclo sazonal (figura
4.23). Essa dinâmica pode ser explicada pelo fato de que, conforme a espessura
da CM aumenta, torna-se necessário uma quantidade maior de energia para vencer
a estratificação na base da camada e variar sua profundidade. Assim, embora as
frentes frias sejam mais frequentes na METAREA-V durante o inverno, essas não
foram suficientes para aprofundar significativamente a CM. Contudo, quando con-
sideramos a transição de uma CM profunda para uma rasa, verificou-se que em
alguns casos, mesmo no inverno, houve uma redução significativa da profundidade
CM, de até 50 a 100m, num período de poucos dias. Essa foi observada nos perío-
dos que antecederam a passagem de sistemas frontais, quando os fluxos de calor
e a tensão de cisalhamento do vento estiveram menos intensos, contribuindo para
a formação de um gradiente térmico junto à superfície. Este gradiente limitou a
nova CM a valores bem inferiores aos típicos de inverno. Esse processo persistiu
por pouco tempo, cerca de um ou dois dias, de forma que a CM voltou rapidamente
para os valores de inverno.
Constata-se portanto que a resposta da CM dependem da intensidade das
variações das dessas forçantes e também de uma condição prévia da CM. No verão,
com a CM mais rasa, verificou-se uma forte correlação entre a profundidade da CM
e a tensão de cisalhamento do vento. No inverno porém, com a CM mais profunda,
houve um domínio dos fluxos nas variações da profundidade da CM, em concordância
com estudos anteriores (KRAUS e TURNER, 1967).
49

Figura 4.22: Mapa da profundidade da CM (A), Tensão de cisalhamento do vento (B)
e fluxo de calor (C) dos resultados do Exp.1 para os dias 5 a 9/jan/2007. Destaca-se a
importância do efeito sinótico associado à passagem de uma frente fria, com a resposta da
CM às variações de tensão de cisalhamento do vento e dos fluxos de calor a medida que a
frente fria avança em direção NE.
50

Figura 4.23: Mapa da profundidade da CM (A), Tensão de cisalhamento do vento (B)
e fluxo de calor (C) dos resultados do Exp.1 para os dias 18 a 23/jul/2007. Nota-se que
o aumento da tensão de cisalhamento do vento não influenciou de maneira significativa
a profundidade da CM. Todavia, esta apresentou uma grande correlação com fluxos de
calor, relacionados ao resfriamento da superfície decorrente do ciclo sazonal.
51

Os processos de mesoescala estiveram presentes em todo a METAREA-V e
seus efeitos na dinâmica da CM foram melhor observados na presença dos vórtices
oceânicos. Em geral, verificou-se que em regiões sob influência de vórtices quentes
houve um aumento na CM em cerca de 10-20m, influenciado pelo afundamento das
isotermas no interior dos mesmos, empurrando os gradientes térmicos para níveis
mais profundos que as regiões externas ao vórtice. No estudo de caso apresentado,
na figura (4.24), observa-se o deslocamento de um vórtice quente pela região da
METAREA-V em 27°S, entre 09/JUN/08 e 11/AGO/08, ocasionando um afunda-
mento da CM em cerca de 20m na seção considerada. Da mesma forma, foi analisada
a evolução de um vórtice frio na região do Cabo Frio, entre 1/SET/08 e 6/OUT/08,
sendo observada uma redução na profundidade em cerca de 30m durante a passagem
do vórtice (figura 4.25). Tal fato é explicado pela elevação das isotermas no interior
do vórtice, criando um gradiente térmico próximo a superfície, que formou uma CM
mais em geral rasa que nas regiões adjacentes. Convém ressaltar que a presença
de fenômenos em escala sinótica como sistemas frontais na região sudeste do Brasil
foram capazes de exercer influência superior a dos processos de mesoescala. Tal fato
foi observado principalmente durante o avanço de frentes frias na METAREA-V,
quando ocorreram reduções significativas na profundidade da CM, em torno de 50-
80m na região pré-frontal, dominando a dinâmica da região. Contudo, esse processo
teve uma duração curta, um ou dois dias e, após a passagem do sistema, o sinal de
mesoescala voltou a ser observado nos campos de profundidade da CM, como visto
na figura 4.25, para o dia 4/OUT/08.
Na região da plataforma continental foi identificada uma relação entre a
passagem de ondas confinadas costeiras e a variação da profundidade da CM. Nas
ondas com cristas maiores, observou-se uma subsidência com a fundamento das
isotermas e o aumento da profundidade da CM. Em muitos casos esse processo
ocasionou uma mistura suficiente para homogenizar toda a coluna d’água. A relação
entre a passagem da onda e o afundamento da CM foi proporcional à altura das
ondas, de forma que a medida que as observações se afastaram da costa, as cristas
das ondas de plataforma diminuíram e a variação na profundidade da CM também
foi menor (figura 4.26). Esse processo foi mais comum nos meses de outono/inverno
onde a passagem de ondas de plataforma foi mais frequênte (figura 4.27).
52

Figura 4.24: Mapas de SSH (A), Profundidade da CM (B) e Seção zonal de profundidade
da CM em 26°S (C),dos resultados do Exp.1 para SET e OUT/2008. Observa-se o efeito de
mesoescala com o aumento da profundidade da CM por ocasião da passagem dos vórtices
quantes pela seção selecionada e também que o efeito sinótico domina a dinâmica da CM
por ocasião da passagem das frentes frias.
53

Figura 4.25: Mapas de SSH (A), Profundidade da CM (B) e Seção zonal de profundidade
da CM em 26°S (C),dos resultados do Exp.1 para SET e OUT/2008. Nota-se o efeito de
mesoescala com redução da profundidade da CM por ocasião da passagem dos vórtices
frios pela seção selecionada.
54

Figura 4.26: Evolução temporal da elevação da superfície do mar (a e b) e profundidade
da CM (c e d) extraídos dos resultados do HYCOM em alta resolução, com forçantes
atmosféricas sinóticas em superfície (Exp.1), para dois pontos da plataforma continental.
O primeiro ponto 26S48W (esquerda) e o segundo em 26S47W (direita), para o período
de 09/04/08 a 20/04/08. Observa-se que no ponto onde a crista da onda de plataforma é
maior, a profundidade da CM apresenta uma variação igualmente maior.
Figura 4.27: Evolução temporal da temperatura, SSH e PCM (Exp1) no ponto:34S52W
sob a Plataforma) para o ano de 2008. Pode-se observar a homogenização da temperatura
nos diversos níveis e o afundamento da camada após a passagem de ondas de plataforma
55

Capítulo 5
Sumário e Conclusões
No presente trabalho, a dinâmica da Camada de Mistura (CM) na METAREA-V
foi estudada a partir de resultados de simulações numéricas com o modelo HYCOM,
com diferentes resoluções espaciais e forçantes atmosféricas em superfície. Para tal,
num primeiro momento, foram analisados quatro modelos de CM do HYCOM: K-
Profile Parameterization (KPP), Kraus-Turner (KT), Price-Weller-Pinkel (PWP) e
Mellor-Yamada (MY) a fim de identificar as melhores parametrizações para repre-
sentar a dinâmica da CM na região. A comparação mostrou que os campos diários
dos modelos de fechamento de turbulência (KPP e MY), estiveram bem mais es-
táveis que os dos modelos de camada (KT e PWP), que apresentaram campos diários
muito ruidosos. Nos campos médios, os experimentos utilizando KPP, KT e MY
apresentaram resultados mais próximos em relação à climatologia de profundidade
de CM dos perfiladores Argo. O experimento com o PWP superestimou os dados cli-
matológicos em praticamente todo o domínio, atingindo, em alguns meses, diferenças
superiores a 160m, observadas ao sul do domínio. Nos demais experimentos, essas
diferenças mantiveram-se inferiores a 80m no inverno. Destaca-se ainda a semel-
hança no desempenho dos MFT, fato observado tanto nos campos médios quanto
nos diários. Tais modelos apresentaram menores diferenças médias em relação aos
dados climatológicos, sugerindo serem os mais indicado para representar a dinâmica
da CM na METAREA-V.
Em seguida, avaliou-se confiabilidade do modelo para representar a dinâmica
da CM na METAREA-V por meio da comparação de resultados de uma simulação
numérica em alta resolução espacial (1/12°), com forçantes sinóticas, sem assimilação
(Exp.1), com dados diários de bóias PIRATA e dados climatológicos de profundidade
da CM obtidos dos perfiladores Argo e do Centro de Hidrografia da Marinha (AL-
VARENGA, 2010). Observou-se que o modelo representou corretamente a dinâmica
da CM na região, com uma boa caracterização do ciclo sazonal em todo o domínio.
Ao sul do domínio, foram registrados valores de profundidade de CM de 150-200m,
eventualmente atingindo picos de até 300m, durante o inverno, reduzindo signi-
56

ficativamente para 20-40m durante o verão. Na região equatorial esses valores se
mantiveram em torno de 60-80m no inverno e 10-30m no verão.
Na terceira etapa, a variabilidade da CM em diferentes escalas temporais e
espaciais foi analisada a partir dos resultados de 3 simulações, sendo duas em alta
resolução com diferentes forçantes atmosféricas (uma sinótica e outra climatológica)
e uma terceira em média resolução com forçante sinótica. Os resultados foram fil-
trados de forma a separar as séries em duas escalas distintas: uma que abrangeu as
variações devidas a efeitos sinóticos, bem como aquelas associadas a processos de
mesoescala e outra que englobou as variações sazonais, semianuais, anuais. Foram
obtidos os desvios-padrão das séries como uma medida da variabilidade da profun-
didade da CM para cada experimento.
Em escala sinótica, a variabilidade da CM foi mais intensa na porção sul da
METAREA-V, onde esta atingiu valores superiores a 50 metros em poucos dias,
principalmente a partir do final da primavera e verão, quando a CM esteve mais
rasa. Nesse período, a significativa variabilidade da CM foi favorecida pela menor
inércia térmica e mecânica do oceano (menores profundidades), tornando a CM
mais propensa a variações devidas a escala sinótica. A norte de 15°S, a variabili-
dade sinótica atingiu valores máximos entre 10 e 20 metros, aproximadamente. A
variabilidade em mesoescala mostrou-se mais significativa ao sul de 30S, com a prox-
imidade da Confluência Brasil-Malvinas e na região equatorial, principalmente junto
a retroflexão da Corrente Norte do Brasil. Nestas regiões, valores de até 40-60 met-
ros de variação de espessura da CM foram simulados. Localmente, porém, efeitos
de mesoescala foram importantes próximos a CB, associados ao meandramento e
formação de vórtices observados em Cabo Frio e Cabo de São Tomé.
Em escala sazonal, a variabilidade também foi mais intensa ao sul do domínio,
com máximos de aproximadamente 120 metros, observados no final do inverno, re-
duzindo gradativamente em direção ao equador para valores em torno de 40-50m.
A variabilidade interanual foi significativa em toda a METAREA-V, sendo identifi-
cada tanto no ciclo sazonal, com diferenças de profundidade de cerca de 20-30m entre
anos consecutivos, principalmente verificadas ao final do inverno, quanto na escala
sinótica, com variações de 15-20m em consequência da variabilidade na intensidade
das frentes e ciclones atmosféricos.
A analise da resposta da CM às principais forçantes em superfície (vento e
fluxos de calor) mostrou que, no período do verão, a variação na tensão de cisa-
lhamento do vento teve uma influência significativa na profundidade da CM, prin-
cipalmente quando essas foram associadas aos fenômenos atmosféricos em escala
sinóticas como as frentes frias. Nessas ocasiões, a pequena inércia térmica associada
aos baixos valores de profundidade da CM típicos do verão contribuíram para a
maior influência da tensão de cisalhamento do vento na dinâmica da CM. Durante
57

o inverno, a maior inércia térmica, fez com que as mesmas variações na tensão do
vento não fossem suficientes para alterar significativamente a profundidade da CM,
tendo esta respondido principalmente ao resfriamento em superfície devido ao ciclo
sazonal.
Os efeitos relacionados com a mesoescala foram percebidos em toda a região
da METAREA-V, sendo melhor caracterizados nas regiões sob influência de vórtices
oceânicos. A presença desses vórtices fez com que a profundidade da CM variasse
em torno entre 10-50m em relação ao seu entorno. No interior dos vórtices quentes
houve aumento na profundidade da CM de cerca de 10-20m em relação a região
do entorno, os vórtices frios provocaram uma reduziram a profundidade da CM em
cerca de 10-50m, como observado nos vórtices do Cabo de São Tomé e do Cabo Frio.
Verificou-se ainda que a presença de processos em escala sinótica, como sistemas
frontais, mascarou o sinal da mesoescala na CM. Tal fato foi bem caracterizado
durante o avanço de frentes frias no sudoeste da METAREA-V. Nessas ocasiões,
foram observadas reduções significativas na profundidade da CM na região adiante
das frentes frias, sendo esse efeito dominante até a passagem do sistema, quando o
sinal de mesoescala voltou a ser observado na CM.
Na região da plataforma verificou-se que durante a passagem de ondas con-
finadas costeiras, especialmente aquelas com cristas mais elevadas, foi observado
um aumento na profundidade da CM, que em muitos casos foi suficiente para ho-
mogenizar a coluna d’água. A variação na profundidade da CM foi diretamente
relacionada ao tamanho da crista das ondas, sendo maior junto a costa, diminuindo
gradativamente em direção à regiões mais profundas.
58

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61

Apêndice A
Evolução temporal das variáveis
médias no domínio de modelagem
Na análise da evolução temporal das variáveis médias para o domínio de mo-
delagem foram consideradas: a Energia Cinética(EC) (figura A.1), Temperatura
Potencial(T) (figura A.2), Salinidade(S) (figura A.3), diagrama TS médio (figura
A.4), Temperatura na CM, Salinidade da CM e Profundidade da CM médias no
domínio. A EC média no domínio estabilizou para todas as simulações a partir
do segundo ano de integração (figura A.1), com valores entre 2200 e 3200 (J/m2).
Nota-se que os modelos KPP e PWP estabilizaram com níveis de EC próximos:
2531(J/m2) e 2515(J/m2), respectivamente. O MY estabilizou com menores níveis
de EC, 2467(J/m2) enquanto o KT estabilizou com maior, 2751(J/m2). A evolução
da temperatura média no domínio mostra que todos os experimentos apresentaram
valores mais estáveis dessa propriedade a partir de 1995. O experimento com MY em
torno de 4.0°C, O KPP e o PWP em torno de 4.1°C. Este último foi o experimento
menos estável ao final do período analisado, apresentando ainda uma tendência ao
resfriamento. O KT, diferente dos demais, aqueceu a partir de 1990 até 1995, esta-
bilizando com valores próximos à condição inicial, em torno de 4.2°C. A tabela A.2
apresenta os valores de temperatura mínimos, máximos e médios encontrados para
cada caso.
Tabela A.1: EC média no domínio
Modelo CM EC Mín(J/m2) EC Máx(J/m2) EC média(J/m2)
KPP 1947 3024 2531
KT 1939 3278 2751
PWP 1913 3005 2516
MY 1989 2977 2467
62

Figura A.1: Evolução Temporal da EC
média no domínio
Figura A.2: Evolução Temporal da
Temperatura média no domínio
Na evolução da salinidade média no domínio, nota-se que todos os esperimen-
tos evoluíram para valores inferiores ao da condição inicial. Além disso, vê-se que
os mesmos ainda não atingiram a estabilidade ao final do período simulado. Os
experimentos com o KPP e o PWP mantiveram com valores médio próximos entre
si, o mesmo ocorrendo com os experimentos com o KT e MY. A figura (A.3) e a
tabela (A.3) mostra sintetizam essas informações. O diagrama TS (figura A.4)
mostra ainda que os experimentos evoluíram para valores de densidade inferiores
aos da condição inicial.
Figura A.3: Evolução Temporal da
Salinidade média no domínio
63
Figura A.4: Diagrama TS médio no
domínio

Tabela A.2: Evolução da Temperatura média no domínio
Modelo CM T Mín(°C) T Máx(°C) T média(°C)
KPP 4,08 4,17 4,12
KT 4,15 4,19 4,17
PWP 4,11 4,18 4,14
MY 4,01 4,17 4,06
Tabela A.3: Evolução da salinidade média no domínio
Modelo CM Sal Mín Sal Máx Sal Média
KPP 34,875 34,90 34,88
KT 34,870 34,90 34,88
PWP 34,875 34,90 34,88
MY 34,870 34,90 34,88
No caso das variáveis médias da CM, constatou-se que todas as propriedades
evoluíram rapidamente para a estabilidade. Na temperatura (figura A.5), os valores
oscilaram entre 8,1°C (KT) e 20,9 °C (PWP). O experimento com o KT apresentou
os menores valores médios, principalmente no inverno. O PWP e o KPP apresenta-
ram os maiores no verão, conforme mostrado na tabela A.4. O PWP foi o modelo
que apresentou as maiores amplitudes em temperatura (com máximo de 11,7 °C). Na
salinidade, os modelos KPP, KT e PWP apresentaram um comportamento semel-
hante ao longo das simulações, enquanto o KT esteve sempre menos salino na CM.
Além disso, este experimento também apresentou a maior amplitude em salinidade,
1.00, conforme apresentado na A.5.
Figura A.5: Evol. Temporal da Temperatura
CM Média no Domínio
64
Figura A.6: Evol. Temporal da Salinidade
CM média no domínio

Tabela A.4: Evolução Temporal da temperatura da CM média no domínio
Modelo CM T Mín(°C) T Máx(°C) T média(°C)
KPP 11,5 20,5 15,7
KT 8,1 19,3 12,6
PWP 9,2 20,9 14,9
MY 9,9 19,8 13,9
Tabela A.5: Evolução Temporal da salinidade na CM média no domínio
Modelo CM Sal Mín Sal Máx Sal Média
KPP 34,98 35,82 35,36
KT 34,67 35,68 35,05
PWP 34,93 35,84 35,34
MY 34,94 35,82 35,30
A Espessura Média da CM no domínio evidenciou a diferença entre os MC e
os MFT. As simulações com o KT e PWP apresentaram uma CM mais profunda
que àquelas com o KPP e MY figura(A.7). Nos períodos de inverno, essa diferença
entre os modelos alcançou valores superiores à 40m. Os resultados dos modelos
KPP e MY apresentaram valores muito próximos em todo o período, mostrando
que não houve diferenças consideráveis na escolha de uma ou outra parametrização
para esse domínio. Entre o KT e o PWP verificou-se que a primeira parametrização
apresentou um resultado mais ruidoso.
Tabela A.6: Evolução Temporal da profundidade da CM média no domínio(valores em
metros)
Modelo CM Mín Máx Média
KPP 37,36 90,15 62,90
KT 41,13 176,27 103,71
PWP 51,87 224,51 115,72
MY 40,85 113,28 76,89
65

Figura A.7: Evolução Temporal da profundidade da CM média no domínio, abaixo
um trecho ampliado de 1985 a 1990
66