E1 Núcleo Dinâmico

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O núcleo dinâmico do oceano é o conjunto de equações de movimento que governam o comportamento do fluido oceânico em um planeta em rotação. Essas equações derivam das equações de Navier-Stokes para um fluido em rotação, simplificadas com duas aproximações específicas para o oceano: a aproximação de Boussinesq, segundo a qual as variações na densidade da água só importam quando se considera a flutuabilidade e não a inércia do fluido, e a aproximação hidrostática, segundo a qual a pressão em qualquer ponto do oceano é igual ao peso de toda a coluna de água acima dele. Com essas duas simplificações, as equações de Navier-Stokes tornam-se as equações oceanográficas primitivas, a base de todo o núcleo dinâmico do oceano. É precisamente essa base matemática que permite que o mesmo tipo de equações descreva tanto o oceano quanto a atmosfera, embora com diferentes aproximações.

Dentro dessas equações oceanográficas primitivas, a força de Coriolis é o que desvia qualquer movimento horizontal da água: para a direita no Hemisfério Norte e para a esquerda no Hemisfério Sul. É precisamente essa deflexão sistemática que faz com que a circulação geral do oceano não flua em linha reta, mas sim se organize em grandes giros oceânicos, tanto no Hemisfério Norte quanto no Hemisfério Sul.

Fora da fina camada que o vento agita diretamente na superfície, o equilíbrio dominante no oceano em grande escala é o fluxo geostrófico: o gradiente de pressão horizontal é exatamente equilibrado pela força de Coriolis, e é esse equilíbrio que faz com que a água, em vez de fluir de áreas de alta pressão para áreas de baixa pressão, flua paralelamente às linhas de pressão constante, assim como ocorre com o vento geostrófico na atmosfera.

A vorticidade potencial, dentro desse mesmo oceano em grande escala, é a quantidade fundamental que se conserva enquanto não houver fontes de atrito ou flutuabilidade para alterá-la. É essa conservação que dá origem a duas das características mais marcantes da circulação oceânica: correntes de oeste intensas e estreitas, como a Corrente do Golfo e a Corrente de Kuroshio, e os grandes giros ciclônicos e anticiclônicos que dominam cada bacia oceânica.

A eficácia com que esse equilíbrio geostrófico é mantido depende de três números adimensionais, cada um resumindo uma relação de força diferente: o número de Rossby, o número de Ekman e o número de Reynolds. No oceano em grande escala, tanto o número de Rossby quanto o de Ekman são muito menores que um, e é precisamente essa pequenez que permite que o equilíbrio geostrófico domine, em última análise, qualquer outro efeito nessa escala.

O comportamento esperado de todo esse núcleo dinâmico do oceano inclui correntes que seguem o equilíbrio geostrófico em grande parte do oceano, uma camada de Ekman com apenas cerca de cem metros de espessura, na qual o vento impulsiona o transporte perpendicular à sua própria direção, e uma camada limite de fundo igualmente fina próxima ao leito oceânico. No entanto, esse mesmo equilíbrio geostrófico deixa de predominar em dois locais muito específicos: nas correntes da borda oeste e na mesoescala dos vórtices oceânicos, onde o número de Rossby sobe para valores entre um décimo e um, tornando a não linearidade do próprio termo de inércia significativa e fazendo com que o núcleo dinâmico do oceano se comporte de maneira muito menos previsível.

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