Estresse do vento - Wind stress

Na oceanografia física e na dinâmica dos fluidos , o estresse do vento é o estresse de cisalhamento exercido pelo vento na superfície de grandes corpos d'água - como oceanos , mares , estuários e lagos . Tensão é a quantidade que descreve a magnitude de uma força que está causando a deformação de um objeto. Portanto, a tensão é definida como a força por unidade de área e sua unidade SI é o Pascal . Quando a força deformadora atua paralelamente à superfície do objeto, essa força é chamada de força de cisalhamento e a tensão que ela causa é chamada de tensão de cisalhamento . Quando o vento sopra sobre a superfície da água, o vento aplica uma força do vento na superfície da água. O estresse do vento é o componente dessa força do vento que é paralelo à superfície por unidade de área. Além disso, o estresse do vento pode ser descrito como o fluxo do momento horizontal aplicado pelo vento na superfície da água. O estresse do vento causa uma deformação do corpo d'água, gerando ondas de vento . Além disso, o estresse do vento impulsiona as correntes oceânicas e, portanto, é um importante condutor da circulação oceânica em grande escala. O estresse do vento é afetado pela velocidade do vento , pelo formato das ondas do vento e pela estratificação atmosférica . É um dos componentes da interação ar-mar, sendo os outros a pressão atmosférica na superfície da água, bem como a troca de energia e massa entre a água e a atmosfera .

Dinâmica

Figura 1.1 Um esboço de um oceano em repouso com um vento zonal soprando sobre a superfície do oceano.

Figura 1.2 Um esboço de um oceano que ainda está em repouso, mas agora o vetor de tensão de superfície zonal induzida pelo vento também é representado.

Figura 1.3 Um esboço de um oceano no hemisfério norte onde ondas de vento e uma corrente de superfície Ekman foram geradas devido à ação de cisalhamento da tensão zonal do vento. No hemisfério norte, a corrente de superfície Ekman é direcionada 45 ° à direita do vetor do vento.

Figura 1.4 Um esboço da camada limite de um oceano no hemisfério norte onde uma tensão zonal do vento gera uma corrente de Ekman de superfície e outras correntes de Ekman mais profundas que são viradas para a direita. No fundo da camada limite do oceano, a espiral de Ekman é representada. Além disso, é representado o transporte líquido de Ekman que é direcionado 90 ° para a direita do vetor de tensão do vento.

O vento que sopra sobre um oceano em repouso gera primeiro ondas de vento em pequena escala que extraem energia e impulso do campo de ondas. Como resultado, o fluxo de momento (a taxa de transferência de momento por unidade de área e unidade de tempo) gera uma corrente. Essas correntes de superfície são capazes de transportar energia (por exemplo, calor ) e massa (por exemplo, água ou nutrientes ) ao redor do globo. Os diferentes processos descritos aqui estão representados nos esboços mostrados nas figuras 1.1 até 1.4. As interações entre o vento, as ondas do vento e as correntes são uma parte essencial da dinâmica mundial dos oceanos . Eventualmente, as ondas de vento também influenciam o campo de vento levando a uma complexa interação entre vento e água, da qual estão em andamento pesquisas para uma correta descrição teórica. A escala Beaufort quantifica a correspondência entre a velocidade do vento e os diferentes estados do mar . Apenas a camada superior do oceano, chamada de camada mista , é agitada pelo estresse do vento. Essa camada superior do oceano tem uma profundidade da ordem de 10m.

O vento que sopra paralelo à superfície da água deforma essa superfície como resultado da ação de cisalhamento causada pelo vento rápido que sopra sobre a água estagnada. O vento que sopra sobre a superfície aplica uma força de cisalhamento na superfície. O estresse do vento é o componente dessa força que atua paralelamente à superfície por unidade de área. Esta força do vento exercida na superfície da água devido à tensão de cisalhamento é dada por:

${\ displaystyle F_ {x} = {\ frac {1} {\ rho}} {\ frac {\ partial \ tau _ {x}} {\ partial z}},}$

${\ displaystyle F_ {y} = {\ frac {1} {\ rho}} {\ frac {\ partial \ tau _ {y}} {\ partial z}}.}$

Aqui, F representa a força de cisalhamento, representa a densidade do ar e representa a tensão de cisalhamento do vento. Além disso, x corresponde à direção zonal ey corresponde à direção meridional . Os derivados verticais dos componentes da tensão do vento também são chamados de viscosidade turbulenta vertical . A equação descreve como a força exercida na superfície da água diminui para uma atmosfera mais densa ou, para ser mais preciso, uma camada limite atmosférica mais densa (esta é a camada de um fluido onde a influência do atrito é sentida). Por outro lado, a força exercida na superfície da água aumenta quando a viscosidade vertical do redemoinho aumenta. O estresse do vento também pode ser descrito como uma transferência para baixo de momento e energia do ar para a água. ${\ displaystyle \ rho}$${\ displaystyle \ tau}$

A magnitude da tensão do vento ( ) é frequentemente parametrizada em função da velocidade do vento a uma certa altura acima da superfície ( ) na forma ${\ displaystyle \ tau}$${\ displaystyle U_ {h}}$

${\ displaystyle \ tau _ {\ text {wind}} = \ rho _ {\ text {air}} C_ {D} U_ {h} ^ {2}.}$

Aqui, é a densidade do ar da superfície e C _D é um coeficiente de arrasto do vento adimensional que é uma função de repositório para todas as dependências restantes. Um valor frequentemente usado para o coeficiente de arrasto é . Uma vez que a troca de energia, momento e umidade são frequentemente parametrizados usando fórmulas atmosféricas em massa, a equação acima é a fórmula em massa semi-empírica para a tensão do vento de superfície. A altura na qual a velocidade do vento é referida nas fórmulas de arrasto do vento é geralmente 10 metros acima da superfície da água. A fórmula para o estresse do vento explica como o estresse aumenta para uma atmosfera mais densa e velocidades de vento mais altas. ${\ displaystyle \ rho _ {\ text {air}}}$${\ displaystyle C_ {D} = 0,0015}$

Quando as forças de estresse do vento, que foram dadas acima, estão em equilíbrio com a força de Coriolis , isso pode ser escrito como:

${\ displaystyle -fv = {\ frac {1} {\ rho}} {\ frac {\ partial \ tau _ {x}} {\ partial z}},}$

${\ displaystyle fu = {\ frac {1} {\ rho}} {\ frac {\ partial \ tau _ {y}} {\ partial z}},}$

onde f é o parâmetro Coriolis , u e v são respectivamente as correntes zonal e meridional e e são, respectivamente, os zonal e meridional forças de Coriolis . Esse equilíbrio de forças é conhecido como equilíbrio de Ekman. Algumas suposições importantes subjacentes ao equilíbrio de Ekman são que não há limites, uma camada de água infinitamente profunda, viscosidade vertical constante, condições barotrópicas sem fluxo geostrófico e um parâmetro de Coriolis constante. As correntes oceânicas geradas por esse equilíbrio são chamadas de correntes de Ekman. No hemisfério norte , as correntes de Ekman na superfície são direcionadas com um ângulo de ° à direita da direção da tensão do vento e no hemisfério sul elas são direcionadas com o mesmo ângulo à esquerda da direção da tensão do vento. As direções de fluxo de correntes posicionadas mais profundamente são desviadas ainda mais para a direita no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério sul. Este fenômeno é denominado espiral de Ekman . ${\ displaystyle -fv}$${\ displaystyle fu}$${\ displaystyle 45}$

O transporte Ekman pode ser obtido integrando verticalmente a balança Ekman, dando:

${\ displaystyle U_ {E} = {\ frac {\ tau _ {y}} {f \ rho D}},}$

${\ displaystyle V_ {E} = - {\ frac {\ tau _ {x}} {f \ rho D}},}$

onde D é a profundidade da camada Ekman . O transporte Ekman com média de profundidade é direcionado perpendicularmente ao estresse do vento e, novamente, direcionado à direita da direção do estresse do vento no hemisfério norte e à esquerda da direção do estresse do vento no hemisfério sul. Os ventos ao longo da costa, portanto, geram transporte para ou para longe da costa. Para pequenos valores de D , a água pode retornar de ou para as camadas mais profundas de água, resultando na subida ou descida de Ekman . A ressurgência devido ao transporte de Ekman também pode acontecer no equador devido à mudança de sinal do parâmetro Coriolis no hemisfério norte e sul e os ventos estáveis ​​de leste que estão soprando para o norte e sul do equador.

Devido à forte variabilidade temporal do vento, a força do vento na superfície do oceano também é altamente variável. Esta é uma das causas da variabilidade interna dos fluxos oceânicos, visto que essas mudanças na força do vento causam mudanças no campo de ondas e nas correntes geradas. A variabilidade dos fluxos oceânicos também ocorre porque as mudanças na força do vento são perturbações do fluxo médio do oceano, o que leva a instabilidades . Um fenômeno bem conhecido que é causado por mudanças no estresse do vento de superfície sobre o Pacífico tropical é o El Niño-Oscilação Sul (ENOS).

Padrões globais de estresse do vento

Figura 2.1 Climatologia entre 1990-2020 da tensão zonal média anual do vento [N / m ]. Os valores positivos implicam que o estresse do vento é direcionado para o leste.${\ displaystyle ^ {2}}$

Figura 2.2 Climatologia entre 1990-2020 da tensão média anual do vento meridional [N / m ]. Os valores positivos implicam que o estresse do vento é direcionado para o Norte${\ displaystyle ^ {2}}$

Figura 2.3 Animação da climatologia durante 1990-2020 da tensão zonal média mensal do vento [N / m ]. Os valores positivos implicam que o estresse do vento é direcionado para o leste${\ displaystyle ^ {2}}$

Figura 2.4 Animação da climatologia ao longo de 1990-2020 da tensão média mensal do vento meridional [N / m ]. Os valores positivos implicam que o estresse do vento é direcionado para o Norte${\ displaystyle ^ {2}}$

O estresse do vento médio anual global força a circulação global do oceano. Os valores típicos para a tensão do vento são cerca de 0,1Pa e, em geral, a tensão do vento zonal é mais forte do que a tensão do vento meridional, como pode ser visto nas figuras 2.1 e 2.2. Também pode ser visto que os maiores valores de estresse do vento ocorrem no Oceano Antártico para a direção zonal com valores em torno de 0,3Pa. As Figuras 2.3 e 2.4 mostram que as variações mensais nos padrões de tensão do vento são apenas mínimas e os padrões gerais permanecem os mesmos durante todo o ano. Pode-se ver que há fortes ventos de leste (ou seja, soprando em direção ao oeste), chamados de ventos de leste ou alísios próximos ao equador, ventos de oeste muito fortes em latitudes médias (entre ± 30 ° e ± 60 °), chamados de oeste, e mais fracos de leste ventos em latitudes polares. Além disso, em uma grande escala anual, o campo de estresse do vento é bastante homogêneo em termos de zonas. Importantes padrões de tensão do vento meridional são correntes na direção norte (sul) nas costas leste (oeste) dos continentes do hemisfério norte e na costa oeste (leste) no hemisfério sul, uma vez que geram ressurgência costeira que causa atividade biológica. Exemplos de tais padrões podem ser observados na figura 2.2 na costa leste da América do Norte e na costa oeste da América do Sul.

Circulação oceânica em grande escala

O estresse do vento em um dos motores da circulação oceânica em grande escala com outros fatores sendo a atração gravitacional exercida pela Lua e o Sol, diferenças na pressão atmosférica ao nível do mar e convecção resultante do resfriamento atmosférico e evaporação . No entanto, a contribuição do estresse do vento para forçar a circulação geral oceânica é maior. As águas oceânicas respondem ao estresse do vento devido à sua baixa resistência ao cisalhamento e à relativa consistência com que os ventos sopram sobre o oceano. A combinação de ventos de leste perto do equador e ventos de oeste em latitudes médias impulsiona circulações significativas nos oceanos Atlântico Norte e Sul, nos oceanos Pacífico Norte e Sul e no Oceano Índico com correntes de oeste perto do equador e correntes de leste em latitudes médias. Isso resulta em fluxos de giro característicos no Atlântico e no Pacífico, consistindo em um giro subpolar e subtropical. Os fortes ventos de oeste no oceano Meridional impulsionam a Corrente Circumpolar Antártica, que é a corrente dominante no Hemisfério Sul, da qual nenhuma corrente comparável existe no Hemisfério Norte.

As equações para descrever a dinâmica dos oceanos em grande escala foram formuladas por Harald Sverdrup e passaram a ser conhecidas como dinâmica de Sverdrup. Importante é o equilíbrio Sverdrup, que descreve a relação entre a pressão do vento e o transporte meridional verticalmente integrado de água. Outras contribuições significativas para a descrição da circulação oceânica em grande escala foram feitas por Henry Stommel, que formulou a primeira teoria correta para a Corrente do Golfo e as teorias da circulação abissal. Muito antes de essas teorias serem formuladas, os marinheiros já conheciam as principais correntes oceânicas de superfície. Como exemplo, Benjamin Franklin já publicou um mapa da Corrente do Golfo em 1770 e na descoberta europeia da Corrente do Golfo data da expedição de 1512 de Juan Ponce de León . Além dessa medição hidrográfica, existem dois métodos para medir as correntes oceânicas diretamente. Em primeiro lugar, a velocidade euleriana pode ser medida usando um medidor de corrente ao longo de uma corda na coluna de água . E em segundo lugar, pode ser usado um derivador, que é um objeto que se move com as correntes das quais a velocidade pode ser medida.

Ressurgência impulsionada pelo vento

A ressurgência impulsionada pelo vento traz nutrientes de águas profundas para a superfície, o que leva à produtividade biológica. Portanto, o estresse do vento impacta a atividade biológica ao redor do globo. Duas formas importantes de ressurgência impulsionada pelo vento são a ressurgência costeira e a ressurgência equatorial .

A ressurgência costeira ocorre quando o estresse do vento é direcionado com a costa à sua esquerda (direita) no hemisfério norte (sul). Nesse caso, o transporte Ekman é direcionado para longe da costa, forçando as águas de baixo a se moverem para cima. As áreas costeiras de ressurgência bem conhecidas são a Corrente das Canárias , a Corrente de Benguela , a Corrente da Califórnia , a Corrente de Humboldt e a Corrente da Somália . Todas essas correntes sustentam pescarias importantes devido ao aumento das atividades biológicas.

A ressurgência equatorial ocorre devido aos ventos alísios soprando em direção ao oeste tanto no hemisfério norte quanto no hemisfério sul. No entanto, o transporte Ekman associado a esses ventos alísios é direcionado 90 ° à direita dos ventos do hemisfério norte e 90 ° à esquerda dos ventos do hemisfério sul. Como resultado, ao norte do equador a água é transportada para longe do equador e para o sul do equador a água é transportada para longe do equador. Essa divergência horizontal de massa deve ser compensada e, portanto, ocorre a ressurgência.

Ondas de vento

Ondas de vento são ondas na superfície da água que são geradas pela ação de cisalhamento do estresse do vento na superfície da água e o objetivo da gravidade, que atua como uma força restauradora , para retornar a superfície da água à sua posição de equilíbrio. As ondas de vento no oceano também são conhecidas como ondas de superfície do oceano. As ondas de vento interagem com os fluxos de ar e água acima e abaixo das ondas. Portanto, as características das ondas de vento são determinadas pelos processos de acoplamento entre as camadas limites da atmosfera e do oceano. As ondas de vento também desempenham um papel importante nos processos de interação entre o oceano e a atmosfera. As ondas de vento no oceano podem viajar milhares de quilômetros. Swell consiste em ondas de vento que não são afetadas pelo vento local e foram geradas em outro lugar. Uma descrição adequada dos mecanismos físicos que causam o crescimento das ondas de vento e está de acordo com as observações ainda não foi concluída. Uma condição necessária para o crescimento das ondas de vento é uma velocidade mínima do vento de 0,05 m / s.

Expressões para o coeficiente de arrasto

O coeficiente de arrasto é uma quantidade adimensional que quantifica a resistência da superfície da água. Devido ao fato de que o coeficiente de arrasto depende do passado do vento, o coeficiente de arrasto é expresso de forma diferente para diferentes escalas temporais e espaciais. Ainda não existe uma expressão geral para o coeficiente de arrasto e o valor é desconhecido para condições instáveis ​​e não ideais. Em geral, o coeficiente de arrasto aumenta com o aumento da velocidade do vento e é maior para águas mais rasas. O coeficiente de arrasto geostrófico é expresso como:

${\ displaystyle C_ {g} = {\ frac {\ tau} {U_ {g} ^ {2}}},}$

onde está o vento geostrófico que é dado por: ${\ displaystyle U_ {g}}$

${\ displaystyle U_ {g} = {\ frac {1} {\ rho f}} {\ frac {\ partial p} {\ partial y}}.}$

Em modelos climáticos globais, geralmente um coeficiente de arrasto apropriado para uma escala espacial de 1 ° por 1 ° e uma escala de tempo mensal é usado. Em tal escala de tempo, o vento pode flutuar fortemente. A tensão de cisalhamento média mensal pode ser expressa como:

${\ displaystyle <\ tau> = \ rho <C_ {D}> <U> ^ {2} \ left (1 + {\ frac {<U '^ {2}>} {<U> ^ {2}} }\direito),}$

onde é a densidade, é o coeficiente de arrasto, é o vento médio mensal e U ' é a flutuação da média mensal. ${\ displaystyle \ rho}$${\ displaystyle C_ {D}}$${\ displaystyle <U>}$

${\ displaystyle <C_ {D} = 1,3 \ vezes 10 ^ {- 3} \ left (1 + {\ frac {<U '^ {2}>} {<U> ^ {2}}} \ right). }$

Medidas

Não é possível medir diretamente o estresse do vento na superfície do oceano. Para obter medições do estresse do vento, outra quantidade facilmente mensurável como a velocidade do vento é medida e, em seguida, por meio de uma parametrização, as observações do estresse do vento são obtidas. Ainda assim, as medições da tensão do vento são importantes, pois o valor do coeficiente de arrasto não é conhecido para condições instáveis ​​e não ideais. As medições da tensão do vento em tais condições podem resolver o problema do coeficiente de arrasto desconhecido. Quatro métodos de medição do coeficiente de arrasto são conhecidos como o método de tensão de Reynolds, o método de dissipação, o método de perfil e um método de uso de sensoriamento remoto por radar.

Tensão do vento na superfície da terra

O vento também pode exercer uma força de tensão na superfície do solo, o que pode levar à erosão do solo.

Referências