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Fluxos de circulação profunda

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Existem vários pontos onde ocorrem fluxos da superfície oceânica para maiores profundidades, induzindo assim uma circulação profunda. Esta circulação está sujeita à força de Coriolis, resultando em desvios e alguns fluxos em direção à superfície (ressurgência), que estão associados às correntes de superfície.

O modelo clássico para essas correntes é o de Stommel e Arons, que, embora simples, explica os diferentes fluxos de profundidade observados.

[1] Ocean Circulation Theory, Joseph Pedlosky, Springer 1998 (7.3 Stommel-Arons Theory: Abyssal Flow on the Sphere)

>Modelo

ID:(1623, 0)



Mecanismos

Iframe

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Código
Conceito

Mecanismos

ID:(15584, 0)



Circulação termohalina

Conceito

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A circulação mais profunda é conhecida como circulação termohalina (Termohaline Circulation - THC), pois o seu movimento está associado a variações de temperatura (termo) e salinidade (halina). Para compreender como isso ocorre, é necessário descrever primeiro a estrutura do sistema.

De forma simplificada, o oceano pode ser modelado como um sistema de três camadas:

- Uma camada superior em que o movimento da água é gerado pelas correntes de ar sobre ela.
- Uma camada intermediária cujo movimento é gerado por diferenças de densidade nos oceanos, originadas por diferenças de temperatura e salinidade (termohalina).
- Uma camada profunda que pode ser considerada em repouso.

O aumento da densidade em direção aos polos, onde a água é mais fria, faz com que a água literalmente afunde, criando uma subducção abaixo da camada superficial. O diagrama a seguir resume o que foi descrito:

ID:(12095, 0)



Circulação termohalina sobre o planeta

Descrição

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Se observarmos o globo terrestre, a circulação termohalina é gerada perto de um dos polos (norte ou sul) por meio da água que, devido a uma maior salinidade e menor temperatura, começa a afundar. Seu fluxo é direcionado em direção ao equador, havendo um afloramento que faz com que parte da água suba e flua em direção ao polo para suprir a água que está descendo.

Representação do Atlântico Norte no modelo Stommel e Arons [1], [2]

[1] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanI. Stationary planetary flow patterns on a sphere. (Sobre a circulação abissal do oceano mundial - I. Padrões estacionários de fluxo planetário em uma esfera.) Deep Sea Research (1953), 6(2), 140-154.

[2] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanII. An idealized model of the circulation pattern and amplitude in oceanic basins. (Sobre a circulação abissal do oceano mundial - II. Um modelo idealizado do padrão e amplitude da circulação em bacias oceânicas.) Deep Sea Research (1953), 6(3), 217-233.

ID:(12096, 0)



Modelo de caixa

Descrição

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O modelo de Stommel e Arons [1], [2] considera o oceano como uma caixa bidimensional com coordenadas nos eixos x e y. Especificamente:

- Coordenadas no eixo x: x_w (oeste) e x_e (leste).
- Coordenadas no eixo y: y_s (sul) e y_n (norte).

Essas coordenadas são representadas no seguinte gráfico:

Modèle de boîte Atlantic [1], [2].

[1] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanI. Stationary planetary flow patterns on a sphere. (Sobre a circulação abissal do oceano mundial - I. Padrões estacionários de fluxo planetário em uma esfera.) Deep Sea Research (1953), 6(2), 140-154.

[2] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanII. An idealized model of the circulation pattern and amplitude in oceanic basins. (Sobre a circulação abissal do oceano mundial - II. Um modelo idealizado do padrão e amplitude da circulação em bacias oceânicas.) Deep Sea Research (1953), 6(3), 217-233.

ID:(12082, 0)



Tempos característicos

Descrição

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Cada etapa está associada a um tempo característico:

Tempo de viagem com o fluxo principal \Delta t_y
Tempo de desvio com o fluxo de perda \Delta t_x
Tempo de surgência \Delta t_z

ID:(13426, 0)



Velocidades e acelerações por fluxo

Descrição

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Cada tempo característico está associado às velocidades e acelerações ao longo do caminho percorrido:

- Com o fluxo principal v_y, a_y.
- Com o fluxo de perda v_x, a_x.
- Com a surgência v_z, a_z.

Em geral, a velocidade inicial (v_y) desencadeia, através da força de Coriolis, as acelerações que levam à perda e à surgência.

ID:(13427, 0)



Geometria de Fluxo Perdido

Descrição

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O fluxo de perda não é uniforme e distribui-se ao longo da latitude, sendo modelado em função da sua distância em relação à posição mais ao norte. Assim, ele é nulo em latitudes do norte e máximo na borda sul do retângulo onde a circulação é modelada:

ID:(13428, 0)



Geometria de fluxo ascendente

Descrição

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Uma vez que o fluxo de perda não é uniforme, a surgência também não será. Dentro do mesmo modelo, assume-se que a surgência é máxima na borda leste do retângulo onde a circulação é modelada. De forma análoga à perda, assume-se uma relação linear:

ID:(13429, 0)



Principais fluxos de correntes profundas

Descrição

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No modelo do fluxo profundo, existem quatro fluxos a serem considerados:

O fluxo principal F_w, que se move ao longo do fundo do mar.
O fluxo de perda F_i, que é a fração desviada devido à força de Coriolis.
O fluxo de surgência U_x, que corresponde à fração do fluxo de perda que atinge a superfície.
O fluxo de afundamento S_0, proveniente das correntes superficiais, incluindo as perdas que voltam a afundar.

ID:(13425, 0)



Correntes subaquáticas e Coriolis

Descrição

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A chamada Força de Coriolis desempenha um papel essencial na dinâmica da água nos polos, influenciando como as massas de água descem devido às variações de temperatura e salinidade.



Ao analisar o Oceano Atlântico, pode-se observar um movimento da água do polo em direção ao equador, que se desvia para oeste. Esse fenômeno é causado pelo atraso em relação à rotação do planeta, ao passar de uma zona de menor velocidade ao longo da latitude para uma de maior velocidade. Esse comportamento pode ser modelado pela equação de Coriolis para a direção x, que com é

a_{s,x} = f v_y



Nessa equação, o fator de Coriolis f é positivo no hemisfério norte e negativo no sul, gerando uma tendência para a corrente se "aproximar" do continente americano.

O contorno geográfico do continente permite um movimento na direção x (longitude), resultando em uma aceleração na direção y (latitude), que pode ser calculada com

a_{s,y} = - f v_x



Esse cálculo revela que, próximo ao equador, ocorrem deslocamentos que afastam a água da corrente principal, movendo-a para o norte. Se analisarmos a aceleração na direção z (profundidade) e considerarmos que o \beta também muda de sinal com a hemisferio, o resultado é positivo. Em outras palavras, observa-se uma ascensão que pode ser estimada com aceleração de Coriolis na direção z m/s^2, fator Beta Coriolis rad/s m, raio do planeta m e velocidade paralela m/s por meio de

a_{cz} = R \beta v_x

.

ID:(12122, 0)



Fluxos de profundidade de Stommel-Arons

Descrição

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No final, Stommel e Arons [1], [2] resolvem o modelo, indicando os principais fluxos profundos que existem em todo o globo:

[1] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanI. Stationary planetary flow patterns on a sphere. (Sobre a circulação abissal do oceano mundial - I. Padrões estacionários de fluxo planetário em uma esfera.) Deep Sea Research (1953), 6(2), 140-154.

[2] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanII. An idealized model of the circulation pattern and amplitude in oceanic basins. (Sobre a circulação abissal do oceano mundial - II. Um modelo idealizado do padrão e amplitude da circulação em bacias oceânicas.) Deep Sea Research (1953), 6(3), 217-233.

ID:(12099, 0)



Estrutura do modelo Stommel-Arons

Descrição

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Quando Stommel e Arons [1], [2] desenvolveram seu primeiro modelo de circulação termohalina, eles subdividiram os diferentes oceanos em zonas com surgência definida (setas apontando para cima) e duas fontes, uma no Ártico e outra na Antártica:

Modelo de circulação global em Sv (Sverdrup) (10^6 m^3/s) [2].

[1] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanI. Stationary planetary flow patterns on a sphere. (Sobre a circulação abissal do oceano mundial - I. Padrões estacionários de fluxo planetário em uma esfera.) Deep Sea Research (1953), 6(2), 140-154.

[2] Stommel, H., & Arons, A. B. (1960). On the abyssal circulation of the world oceanII. An idealized model of the circulation pattern and amplitude in oceanic basins. (Sobre a circulação abissal do oceano mundial - II. Um modelo idealizado do padrão e amplitude da circulação em bacias oceânicas.) Deep Sea Research (1953), 6(3), 217-233.

ID:(12098, 0)



Verdadeira circulação termohalina

Descrição

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Medições têm mostrado que a circulação termohalina é um sistema integrado que abrange todo o globo. Existem pelo menos dois pontos que podem ser considerados como fontes, e seu percurso penetra todos os oceanos.

ID:(12097, 0)



Estudo do possível colapso do fluxo profundo

Descrição

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Através de múltiplas simulações, são estudados os efeitos do derretimento do gelo polar na supressão dos afundamentos e seu impacto na circulação profunda. Existem indicações de que a circulação começou a diminuir, no entanto, o colapso da circulação profunda não significa necessariamente que o mesmo ocorrerá com a circulação superficial, que é impulsionada pelos ventos. O que pode ocorrer é um deslocamento na circulação superficial, resultando em uma redução na contribuição da Corrente do Golfo de águas quentes para o norte da Europa.

A seguir, é apresentado um diagrama das variações dos fluxos em unidades de Sv (Sverdrup), equivalente a 10^6,m^3/s:

Assumindo uma taxa de afundamento de aproximadamente 20 Sv, conclui-se que em algumas simulações a circulação profunda é interrompida. Essas variações estão associadas a diferentes cenários futuros de atividade humana e considerações para aspectos em que há menos certeza sobre sua ocorrência. Mais detalhes podem ser encontrados nos relatórios do Painel Intergovernamental sobre Mudanças Climáticas (IPCC).

ID:(13430, 0)



Modelo

Top

>Top



Parâmetros

Símbolo
Texto
Variáve
Valor
Unidades
Calcular
Valeur MKS
Unidades MKS
H
H
Altura média do fluxo
m
x_e
x_e
Distância da borda leste e meridiano de Greenwich
m
y_n
y_n
Distância equador borda norte
m
\beta
beta
Fator Beta Coriolis
rad/s m
f
f
Fator de Coriolis
rad/s
f_0
f_0
Fator de Coriolis de referência
rad/s
T_i
T_i
Fluxo principal
m^3/s
\varphi
phi
Latitude
rad
R
R
Raio do planeta
m
\omega
omega
Velocidade angular do planeta
rad/s

Variáveis

Símbolo
Texto
Variáve
Valor
Unidades
Calcular
Valeur MKS
Unidades MKS
a_{c,z}
a_cz
Aceleração de Coriolis na direção z
m/s^2
\Delta y
Dy
Comprimento da caixa do modelo Stommel e Arons
m
T_w
T_w
Fluxo de perda
m^3/s
U_x
U_x
Fluxo médio de ressurgência por latitude
m^3/s
S_0
S_0
Ingresso
m^3/s
\Delta x
Dx
Largura da caixa do modelo Stommel e Arons
m
\Delta t_y
Dt_y
Movimento característico do intervalo de tempo em y
s
\Delta t_z
Dt_z
Movimento característico do intervalo de tempo em z
s
x
x
Posição de longitude
m
y
y
Posição em latitude
m
v_z
v_z
Velocidade de ressurgência
m/s
v_y
v_y
Velocidade no meridiano
m/s
v_x
v_x
Velocidade paralela
m/s

Cálculos


Primeiro, selecione a equação: para , depois, selecione a variável: para
a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R f = f_0 + beta * y S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_y = f * v_z /( H * beta ) v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x

Cálculos

Símbolo
Equação
Resolvido
Traduzido

Cálculos

Símbolo
Equação
Resolvido
Traduzido

Variáve Dado Calcular Objetivo : Equação A ser usado
a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R f = f_0 + beta * y S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_y = f * v_z /( H * beta ) v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x




Equações

#
Equação

a_{cz} = R \beta v_x

a_cz = R * beta * v_x


\beta =\displaystyle\frac{ 2 \omega \cos \varphi }{ R }

beta = 2* omega * cos( phi )/ R


f = f_0 + \beta y

f = f_0 + beta * y


S_0 + T_i = T_w + U_x

S_0 + T_i = T_w + U_x


S_0 = v_z \Delta x \Delta y

S_0 = v_z * Dx * Dy


T_i = \displaystyle\frac{f v_z}{\beta} \Delta x

T_i = f * v_z * Dx / beta


T_w =\displaystyle\frac{ S_0 }{ y_n }\left(\displaystyle\frac{ f_0 }{ \beta } + 2 y \right)

T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n


T_w = v_z \Delta x \left(\displaystyle\frac{ f }{ \beta } + y \right)

T_w = v_z * Dx *( f / beta + y )


U_x = v_z \Delta x ( y_n - y )

U_x = v_z * Dx * ( y_n - y )


v_y = \displaystyle\frac{f}{\beta H} v_z

v_y = f * v_z /( H * beta )


v_z =\displaystyle\frac{ \beta }{ f }\displaystyle\frac{ \Delta t_z }{ \Delta t_y } R v_y

v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f )


v_z(x) =\displaystyle\frac{2 v_z }{ H }( x_e - x )

v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H

ID:(15585, 0)



Variação do fator de Coriolis no arco

Equação

>Top, >Modelo


Analogamente ao fator de Coriolis, podemos estudar como o fator varia ao longo do arco, o que nos leva a obter o fator Beta Coriolis (\beta) dado por la latitude (\varphi), o raio do planeta (R) e la velocidade angular do planeta (\omega) por:

\beta =\displaystyle\frac{ 2 \omega \cos \varphi }{ R }

\beta
Fator Beta Coriolis
rad/s m
9060
\varphi
Latitude
rad
8596
R
Raio do planeta
m
8566
\omega
Velocidade angular do planeta
rad/s
8595
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x

Em analogia a o fator de Coriolis (f) definido com la latitude (\varphi) e la velocidade angular do planeta (\omega) como:

f = 2 \omega \sin \varphi



o fator varia no arco R\theta, com o raio do planeta (R) e la latitude (\varphi) como a latitude, de acordo com:

\displaystyle\frac{\partial f}{\partial (R\varphi) }=\displaystyle\frac{ 2\omega\cos\varphi }{R}



portanto, o fator Beta Coriolis (\beta) pode ser definido como:

\beta =\displaystyle\frac{ 2 \omega \cos \varphi }{ R }

ID:(12105, 0)



Ressurgência baseada na aceleração de Coriolis

Equação

>Top, >Modelo


Com base na relação entre a aceleração de Coriolis e as velocidades em cada eixo, podemos estimar a aceleração da ressurgência que ocorrerá na circulação. Utilizando a parametrização que depende do tamanho do setor e da latitude da localização, obtemos la aceleração de Coriolis na direção z (a_{c,z}) em função de o fator Beta Coriolis (\beta), o raio do planeta (R) e la velocidade paralela (v_x):

a_{cz} = R \beta v_x

a_{c,z}
Aceleração de Coriolis na direção z
m/s^2
8599
\beta
Fator Beta Coriolis
rad/s m
9060
R
Raio do planeta
m
8566
v_x
Velocidade paralela
m/s
9073
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x

Quando há movimento na direção x (leste-oeste), ocorre la aceleração de Coriolis na direção z (a_{c,z}) com la x velocidade do objeto (v_x), la velocidade angular do planeta (\omega) e la latitude (\varphi):

a_{c,z} = 2 \omega v_x \cos \varphi



Isso é complementado por la aceleração de Coriolis na superfície, na direção x (a_{s,x}) (leste-oeste), com o fator de Coriolis (f) e la y velocidade do objeto (v_y):

a_{s,x} = f v_y



e la aceleração de Coriolis na superfície, na direção y (a_{s,y}) (norte-sul) com o fator de Coriolis (f) e la x velocidade do objeto (v_x), que é definido como:

a_{s,y} = - f v_x



Onde o fator de Coriolis (f) é definido como:

f = 2 \omega \sin \varphi



Portanto, podemos introduzir o fator Beta Coriolis (\beta), definido como:

\beta =\displaystyle\frac{ 2 \omega \cos \varphi }{ R }



Com isso, obtemos:

a_{cz} = R \beta v_x

ID:(12104, 0)



Relação entre surgência e corrente

Equação

>Top, >Modelo


A continuidade do fluxo nos permite determinar como as velocidades estão relacionadas em cada fase. Dessa forma, podemos estimar la velocidade de ressurgência (v_z) com base em o fator Beta Coriolis (\beta), o fator de Coriolis (f), o movimento característico do intervalo de tempo em y (\Delta t_y), o movimento característico do intervalo de tempo em z (\Delta t_z), o raio do planeta (R) e la velocidade no meridiano (v_y):

v_z =\displaystyle\frac{ \beta }{ f }\displaystyle\frac{ \Delta t_z }{ \Delta t_y } R v_y

\beta
Fator Beta Coriolis
rad/s m
9060
f
Fator de Coriolis
rad/s
8600
\Delta t_y
Movimento característico do intervalo de tempo em y
s
9065
\Delta t_z
Movimento característico do intervalo de tempo em z
s
9066
R
Raio do planeta
m
8566
v_z
Velocidade de ressurgência
m/s
9074
v_y
Velocidade no meridiano
m/s
9075
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x

Se assumirmos tempos característicos para cada dimensão, podemos estimar as acelerações de Coriolis como velocidades divididas pelos seus tempos característicos, ou seja:

v_i =a_i \Delta t_i



onde i=x,y,z. Com a componente z, temos de acordo com aceleração de Coriolis na direção z m/s^2, fator Beta Coriolis rad/s m, raio do planeta m e velocidade paralela m/s que:

a_{cz} = R \beta v_x



Isso nos leva a:

v_z=\beta R v_x\Delta t_z



Por outro lado, com a equação para a componente x da aceleração de Coriolis, que é dada por , temos que, se não considerarmos o sinal:

v_x=\displaystyle\frac{v_y}{f\Delta t_y}



Substituindo v_x nesta equação anterior, temos com que:

v_z =\displaystyle\frac{ \beta }{ f }\displaystyle\frac{ \Delta t_z }{ \Delta t_y } R v_y

ID:(12089, 0)



Velocidade inferior

Equação

>Top, >Modelo


Como a velocidade de surgência é determinada por fator Beta Coriolis rad/s m, fator de Coriolis rad/s, movimento característico do intervalo de tempo em y s, movimento característico do intervalo de tempo em z s, raio do planeta m, velocidade de ressurgência m/s e velocidade no meridiano m/s,

v_z =\displaystyle\frac{ \beta }{ f }\displaystyle\frac{ \Delta t_z }{ \Delta t_y } R v_y



e a relação entre os tempos deve cumprir com , onde a velocidade é

\displaystyle\frac{ R }{ \Delta t_y }\sim \displaystyle\frac{ H }{ \Delta t_z }



a velocidade no fundo é dada por como

v_y = \displaystyle\frac{f}{\beta H} v_z

H
Altura média do fluxo
m
9067
\beta
Fator Beta Coriolis
rad/s m
9060
f
Fator de Coriolis
rad/s
8600
v_z
Velocidade de ressurgência
m/s
9074
v_y
Velocidade no meridiano
m/s
9075
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x

.

ID:(12090, 0)



Ressurgência

Equação

>Top, >Modelo


A surgência depende da velocidade em direção à superfície e da posição na caixa. Uma vez que é maior em direção ao equador e relativamente uniforme ao longo da largura, ela é modelada de forma a variar apenas com a distância em relação à borda norte da caixa:

y_n - y



Portanto, com , temos o fluxo de surgência:

U_x = v_z \Delta x ( y_n - y )

y_n
Distância equador borda norte
m
9057
U_x
Fluxo médio de ressurgência por latitude
m^3/s
9076
\Delta x
Largura da caixa do modelo Stommel e Arons
m
9056
y
Posição em latitude
m
9070
v_z
Velocidade de ressurgência
m/s
9074
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x

ID:(12085, 0)



Velocidade de ressurgência ao longo da largura

Equação

>Top, >Modelo


A velocidade de surgência é determinada usando o valor distância equador borda norte m, fluxo médio de ressurgência por latitude m^3/s, largura da caixa do modelo Stommel e Arons m, posição em latitude m e velocidade de ressurgência m/s.

O fluxo dentro da caixa pode ser modelado usando a equação

U_x = v_z \Delta x ( y_n - y )

.

Especificamente, observa-se que a velocidade de surgência é maior em direção à borda oeste, o que pode ser representado por

v_z(x) =\displaystyle\frac{2 v_z }{ H }( x_e - x )

H
Altura média do fluxo
m
9067
x_e
Distância da borda leste e meridiano de Greenwich
m
9054
x
Posição de longitude
m
9071
v_z
Velocidade de ressurgência
m/s
9074
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x



con distância equador borda norte m, fluxo médio de ressurgência por latitude m^3/s, largura da caixa do modelo Stommel e Arons m, posição em latitude m e velocidade de ressurgência m/s.

A presença do fator 2 no modelo considera a média levando em conta o gradiente existente.

ID:(12086, 0)



Conservação de fluxo

Equação

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A conservação do fluxo implica que o fluxo que se move ao longo da costa leste da América, representado por T_w, e as componentes que sofrem afloramento, representadas por U_x, são inicialmente gerados pelo volume que afunda, indicado como S_0, além daqueles provenientes da circulação por meio do afloramento. Portanto, podemos expressar da seguinte forma:

S_0 + T_i = T_w + U_x

T_w
Fluxo de perda
m^3/s
9063
U_x
Fluxo médio de ressurgência por latitude
m^3/s
9076
T_i
Fluxo principal
m^3/s
9062
S_0
Ingresso
m^3/s
9064
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x

ID:(12087, 0)



Modelo de origem

Equação

>Top, >Modelo


Neste caso, existem dois tipos de fluxos: o fluxo superficial e o fluxo em direção ou a partir da profundidade. Por conservação, podemos assumir que o fluxo total que flui em direção às profundidades no ponto S_0 deve corresponder ao fluxo total gerado pela surgência. Esta última ocorre em toda a superfície e com velocidade vertical, portanto:

S_0 = v_z \Delta x \Delta y

\Delta y
Comprimento da caixa do modelo Stommel e Arons
m
9059
S_0
Ingresso
m^3/s
9064
\Delta x
Largura da caixa do modelo Stommel e Arons
m
9056
v_z
Velocidade de ressurgência
m/s
9074
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x

ID:(12088, 0)



Fluxo de fundo

Equação

>Top, >Modelo


Se a velocidade for multiplicada por altura média do fluxo m, fator Beta Coriolis rad/s m, fator de Coriolis rad/s, velocidade de ressurgência m/s e velocidade no meridiano m/s:

v_y = \displaystyle\frac{f}{\beta H} v_z



com a altura H e a largura \Delta x, obtemos o fluxo:

T_i \sim v_y H \Delta x



Portanto, com altura média do fluxo m, fator Beta Coriolis rad/s m, fator de Coriolis rad/s, velocidade de ressurgência m/s e velocidade no meridiano m/s, o fluxo é:

T_i = \displaystyle\frac{f v_z}{\beta} \Delta x

\beta
Fator Beta Coriolis
rad/s m
9060
f
Fator de Coriolis
rad/s
8600
T_i
Fluxo principal
m^3/s
9062
\Delta x
Largura da caixa do modelo Stommel e Arons
m
9056
v_z
Velocidade de ressurgência
m/s
9074
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x

ID:(12091, 0)



Fluxo de saída

Equação

>Top, >Modelo


Considerando a equação de balanço, com fluxo de perda m^3/s, fluxo médio de ressurgência por latitude m^3/s, fluxo principal m^3/s e ingresso m^3/s:

S_0 + T_i = T_w + U_x



a contribuição da fonte com comprimento da caixa do modelo Stommel e Arons m, ingresso m^3/s, largura da caixa do modelo Stommel e Arons m e velocidade de ressurgência m/s, que é:

S_0 = v_z \Delta x \Delta y



o fluxo de fundo fator Beta Coriolis rad/s m, fator de Coriolis rad/s, fluxo principal m^3/s, largura da caixa do modelo Stommel e Arons m e velocidade de ressurgência m/s:

T_i = \displaystyle\frac{f v_z}{\beta} \Delta x



e a surgência, com distância equador borda norte m, fluxo médio de ressurgência por latitude m^3/s, largura da caixa do modelo Stommel e Arons m, posição em latitude m e velocidade de ressurgência m/s:

U_x = v_z \Delta x ( y_n - y )



Assumindo que a zona chega ao equador (y_s\sim 0 e, portanto, \Delta y = y_n-y_s\sim y_n), temos que, com distância equador borda norte m, fluxo médio de ressurgência por latitude m^3/s, largura da caixa do modelo Stommel e Arons m, posição em latitude m e velocidade de ressurgência m/s:

T_w = v_z \Delta x \left(\displaystyle\frac{ f }{ \beta } + y \right)

\beta
Fator Beta Coriolis
rad/s m
9060
f
Fator de Coriolis
rad/s
8600
T_w
Fluxo de perda
m^3/s
9063
\Delta x
Largura da caixa do modelo Stommel e Arons
m
9056
y
Posição em latitude
m
9070
v_z
Velocidade de ressurgência
m/s
9074
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x

ID:(12092, 0)



Desenvolvimento do fator de Coriolis

Equação

>Top, >Modelo


Como o fator de Coriolis é dado por :

f = 2 \omega \sin \varphi



ele pode ser relacionado ao fator beta com base em sua variação ao redor de uma posição. Isso ocorre porque, na expansão de Taylor, obtemos:

f \sim f_0 + \frac{df}{dy}y



onde a derivada é:

\frac{df}{dy} = 2\omega\cos\theta = \beta



Assim, utilizando , temos:

f = f_0 + \beta y

\beta
Fator Beta Coriolis
rad/s m
9060
f
Fator de Coriolis
rad/s
8600
f_0
Fator de Coriolis de referência
rad/s
9072
y
Posição em latitude
m
9070
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x

ID:(12093, 0)



Fluxo de saída, independente da velocidade

Equação

>Top, >Modelo


Com fator Beta Coriolis rad/s m, fator de Coriolis rad/s, fluxo de perda m^3/s, largura da caixa do modelo Stommel e Arons m, posição em latitude m e velocidade de ressurgência m/s, a equação

T_w = v_z \Delta x \left(\displaystyle\frac{ f }{ \beta } + y \right)



pode ser reescrita como

f = f_0 + \beta y



utilizando fator Beta Coriolis rad/s m, fator de Coriolis rad/s, fator de Coriolis de referência rad/s e posição em latitude m,

T_w =\displaystyle\frac{ S_0 }{ y_n }\left(\displaystyle\frac{ f_0 }{ \beta } + 2 y \right)

y_n
Distância equador borda norte
m
9057
\beta
Fator Beta Coriolis
rad/s m
9060
f_0
Fator de Coriolis de referência
rad/s
9072
T_w
Fluxo de perda
m^3/s
9063
S_0
Ingresso
m^3/s
9064
y
Posição em latitude
m
9070
U_x = v_z * Dx * ( y_n - y ) v_zx = 2* v_z * ( x_e - x )/ H S_0 + T_i = T_w + U_x S_0 = v_z * Dx * Dy v_z = beta * R * v_y * Dt_z / ( Dt_y * f ) v_y = f * v_z /( H * beta ) T_i = f * v_z * Dx / beta T_w = v_z * Dx *( f / beta + y ) f = f_0 + beta * y T_w = S_0 * ( f_0 / beta + 2* y )/ y_n a_cz = R * beta * v_x beta = 2* omega * cos( phi )/ R a_czHDyx_ey_nbetaff_0T_wU_xT_iS_0DxphiDt_yDt_zxyRomegav_zv_yv_x

ID:(12094, 0)