Fisica Marinha CEM

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OCEANOGRAFIA FÍSICA 
COM ÊNFASE EM 
AMBIENTES 
ESTUARINOS 
 
 
 
 
Maria Regina Fonseca Guimarães 
& 
Eduardo Marone 
 
 
 
 
 
agosto de 1996
PARTE I: CONTEÚDO GERAL.................................................................................................................................... 0 
I.1- PROPRIEDADES FÍSICAS DA ÁGUA DO MAR ..........................................................................................................0 
PROPRIEDADES PRINCIPAIS................................................................................................................................ 1 
OUTRAS PROPRIEDADES....................................................................................................................................... 9 
I.2 - APÊNDICE MATEMÁTICO.....................................................................................................................................15 
OPERADORES MATEMÁTICOS ...........................................................................................................................15 
I.3 - CONCEITOS PRELIMINARES...................................................................................................................................18 
FORÇANTES QUE ATUAM NO OCEANO..........................................................................................................18 
TIPOS DE CORRENTES.........................................................................................................................................19 
EQUAÇÕES DE CONSERVAÇÃO PARA O OCEANO......................................................................................21 
VORTICIDADE .........................................................................................................................................................22 
I.4 - CIRCULAÇÃO E MASSAS DE ÁGUA OCEÂNICAS.................................................................................................23 
INTRODUÇÃO ..........................................................................................................................................................23 
CIRCULAÇÃO SUPERFICIAL...............................................................................................................................25 
CIRCULAÇÃO DE FUNDO ....................................................................................................................................31 
MASSAS D'ÁGUA.....................................................................................................................................................34 
CONSIDERAÇÕES FINAIS ....................................................................................................................................36 
I.5- O BALANÇO DE ÁGUA, SAL E CALOR NOS OCEANOS ........................................................................................37 
PRINCÍPIOS DE CONSERVAÇÃO .......................................................................................................................38 
I.6- PRINCÍPIOS GERAIS DA GERAÇÃO E PROPAGAÇÃO DE ONDAS .......................................................................45 
AS FORÇAS CAUSADORAS DE ONDAS.............................................................................................................47 
PRINCIPAIS CLASSES DE ONDAS......................................................................................................................48 
I.7- PRINCÍPIOS GERAIS DA TEORIA DAS MARÉS.......................................................................................................50 
A FORÇA PRODUTORA DA MARÉ......................................................................................................................51 
EFEITOS ROTACIONAIS........................................................................................................................................56 
CORRENTES DE MARÉ.........................................................................................................................................57 
PREVISÕES DE MARÉ ...........................................................................................................................................57 
MARÉS EM REGIÕES OCEÂNICAS TÍPICAS....................................................................................................60 
I.8- CAMADAS DE CONTORNO .......................................................................................................................................62 
CAMADAS DE EKMAN..........................................................................................................................................63 
CAMADAS DE FUNDO...........................................................................................................................................66 
CONTORNO COSTEIRO.........................................................................................................................................67 
I.9- PROCESSOS DE RESSURGÊNCIA COSTEIRA............................................................................................................67 
MODELO PARA RESSURGÊNCIA DE EKMAN-SVERDRUP..........................................................................68 
OBSERVAÇÕES .......................................................................................................................................................69 
MODELAGEM MATEMÁTICA - MODELOS DE ESTRATIFICAÇÃO CONTÍNUA ......................................69 
I.10- INTERAÇÃO MAR-AR............................................................................................................................................70 
O BALANÇO RADIATIVO NA ATMOSFERA.......................................................................................................71 
O SISTEMA GLOBAL DE VENTOS .......................................................................................................................72 
TRANSPORTE DE CALOR EM DIREÇÃO AOS PÓLOS PELA ATMOSFERA ..............................................74 
A INTERAÇÃO ATMOSFERA-OCEANO..............................................................................................................79 
 
 
 
0 
 
Oceanografia Física com Ênfase em 
Ambientes Estuarinos 
 
Parte I: Conteúdo Geral 
I.1- Propriedades Físicas da Água do Mar 
 
Grande parte das características únicas do oceano são consequência da própria 
natureza da água. A molécula da água é polar, ou seja, como é formada por dois 
íons negativos (hidrogênios) e um positivo (oxigênio), possui lados positivo e 
negativo. Esta polaridade é responsável por sua elevada constante dielétrica 
(abilidade de suportar um campo elétrico) e também por seu alto poder solvente. A 
água é capaz de dissolver mais substâncias que qualquer outro fluido. Esta 
propriedade explica a abundância de íons no oceano, que resulta em seu caráter 
salino. 
A natureza polar da molécula da água induz à formação de cadeias tipo 
polímeros de até oito moléculas. Para manter as moléculas ligadas, é necessária 
uma certa quantidade de energia. Isto explica a abilidade oceânica de absorver 
energia térmica, a qual desempenha um papel importante tanto na interação entre 
oceanos e atmosfera quanto na determinação do clima na Terra. 
A medida que a água é aquecida, a atividade molecular aumenta e ocorre uma 
expansão térmica. Ao mesmo tempo, a energia adicionada fica disponível para a 
formação das cadeias cujo alinhamento faz com que a água "encolha". A 
combinação desses efeitos opostos faz com que a temperatura associada à 
máxima densidade da áqua pura seja 4oC em vez do ponto de congelamento. Na 
água do mar este efeito é mascarado pela presença dos sais dissolvidos. 
Outra consequência da estrutura em cadeias moleculares é a elevada tensão 
superficialda água que tem como um dos efeitos a formação de ondas capilares, 
para as quais a tensão superficial é a força restauradora. Apesar de seu pequeno 
tamanho, tais ondas desempenham um papel importante na determinação do atrito 
entre vento e água, que é responsável pela geração de ondas maiores e pelos 
principais sistemas de circulação superficial dos oceanos. 
Toda característica da água do mar que pode ser representada por um número 
ou por um vetor é definida como uma propriedade física da água do mar e a 
distribuição espacial desta propriedade define o chamado campo da mesma. 
É possível classificar as propriedades com base em vários critérios: 
· Com relação ao caráter matemático, podem ser escalares ou vetoriais. 
· Se as mesmas existirem independentemente do movimento do fluido, como no 
caso da densidade, por exemplo, são denominadas hidrostáticas. 
· Se, por outro lado, forem propriedades associadas ao movimento do fluido, 
como a velocidade das correntes e a amplitude das ondas, são denominadas 
hidrodinâmicas. 
 
 
1 
· Se ainda forem propriedades relacionadas a processos de trocas de calor, 
como a temperatura e o calor específico, são denominadas 
hidrotermodinâmicas. 
As unidades de medida comumente utilizadas na descrição das propriedades 
físicas da água do mar expressam-se no Sistema Internacional de Unidades (SIU). 
 
PROPRIEDADES PRINCIPAIS 
Temperatura 
 
A temperatura (T) mede o grau de agitação das moléculas de um corpo e está 
relacionada, pelas equações termodinâmicas, à outras propriedades como: 
pressão, energia interna, capacidade calorífica e etc... Além disso é um parâmetro 
modificador de propriedades como a densidade, condutividade elétrica e 
velocidade de propagação do som, por exemplo. Na oceanografia, a temperatura é 
sempre expressa na escala Celsius (oC), no entanto ao nos referimos à variações 
de temperatura, podemos expressá-las em Kelvin (K), para evitar confusões com 
as temperaturas "in situ" (oC). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
- pag 36 Pickard-descriptive 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
figura I.1 - Temperatura superficial dos oceanos em fevereiro (Pickard & 
Emery, 1982). 
 
A distribuição da temperatura na superfície oceânica é aproximadamente zonal 
(as isolinhas de temperatura são paralelas ao Equador), como pode ser observado 
na figura I.1. Entretanto, próximo à costa as isolinhas são desviadas pela ação das 
correntes e ao longo dos contornos leste dos oceanos frequentemente ocorrem 
 
 
2 
baixas temperaturas devido à ressurgência de águas frias de subsuperfície. As 
temperaturas superficiais para o oceano aberto variam de cerca de 28oC, ao norte 
do Equador, a cerca de -2oC, próximo às geleiras das altas latitudes. 
Abaixo da superfície, a água pode, em geral, ser dividida em três zonas, em 
termos de sua estrutura de temperatura (figura I.2). Existe uma camada superficial, 
cuja profundidade varia de 25 a 200m, e que devido à mistura causada pelo vento, 
possui basicamente a mesma temperatura da água de superfície, sendo 
denominada camada de mistura; uma segunda camada, de 200 a 1000m de 
espessura, denominada zona da termoclina principal, na qual se verifica um 
acentuado decréscimo de temperatura a medida que a profundidade aumenta e 
uma camada profunda, que se extende da base da zona da termoclina até o fundo 
oceânico, onde as variações de temperatura ocorrem lentamente. 
 
 
 
 
 
 
 
- pag 38 
 
 
 
 
 
 
 
figura I.2 - Perfis médios típicos de temperatura x profundidade para o 
oceano aberto (Pickard & Emery, 1982). 
 
A temperatura da camada superficial apresenta variações sazonais, em 
particular nas médias latitudes. No inverno, a temperatura da superfície é baixa, as 
ondas são grandes e a camada de mistura é profunda. No verão, a temperatura da 
superfície aumenta, a água se torna mais estável e frequentemente se observa a 
formação de uma termoclina sazonal na camada superficial (figura I.2). 
A região da termoclina, ou termoclina principal (que existe independentemente 
de ser verão ou inverno) é altamente estável, pois a forte variação vertical de 
temperatura (estratificação) torna esta camada uma barreira térmica, tornando 
difícil a transferência de propriedades ao longo da coluna d'água, e fazendo desta 
região uma espécie de camada de separação entre águas superficiais e de fundo. 
Nas altas latitudes, as temperaturas superficiais são bem menores que nas 
baixas latitudes, enquanto que as temperaturas das águas profundas não 
apresentam muita variação. Como consequência, pode não existir termoclina 
principal em regiões de alta latitude, apenas termoclina sazonal. 
Variações diurnas de temperatura nas águas superficiais são pequenas no 
oceano aberto (dificilmente maiores que 0,3K), mas podem ser consideráveis em 
 
 
3 
regiões de águas rasas e abrigadas, próximo à costa (de 2 a 3K). A insignificante 
variação em oceano aberto se dá em parte pelo fato de geralmente haver mistura 
da água aquecida com a água fria de subsuperfície. Um fator mais importante é 
que a maior parte do calor recebido diariamente pela radiação solar é utilizado na 
evaporação da água, deixando apenas uma parte diponível para o aumento da 
temperatura da mesma. 
Nas águas profundas, abaixo da região da termoclina, a temperatura em geral 
decresce a medida que a profundidade aumenta. No entanto, em fossas profundas, 
de mais de 3000m, com o aumento da pressão, o volume da parcela de água 
diminui e a temperatura "in situ" aumenta. Assim, ao tratar de fenômenos ocânicos 
onde ocorrem variações consideráveis na profundidade das massas d'água, é 
melhor utilizar a chamada temperatura potencial (Q), que é a temperatura que 
uma parcela de água teria se fosse levada adiabaticamente (sem troca de calor ou 
mistura durante o processo) até a superfície, ou seja a temperatura que ela teria à 
pressão atmosférica. A temperatura potencial é um parâmetro que também serve 
para caracterizar tipos de água (águas de mesma origem possuem mesma Q). 
 
Salinidade 
 
Idealmente os oceanógrafos gostariam de conhecer a salinidade absoluta, ou 
seja, a medida da concentração total dos materiais sólidos dissolvidos num 
determinado volume de água do mar (massa), quantidade que depende de uma 
análise química detalhada e complexa, o que a torna inconveniente para os 
propósitos práticos da oceanografia. 
Em 1889, Knudsen e colaboradores desenvolveram um método de 
determinação da concentração de sais de uma amostra de água do mar baseado 
em sua evaporação; com base nesse método, publicaram em 1902 a seguinte 
definição de salinidade (S): 
quantidade total dos materiais sólidos, em gramas, contidos em um 
quilograma de água do mar quando todos os carbonatos são 
convertidos em óxido, todos os brometos e iodetos substituídos por 
cloretos, e toda matéria orgânica completamente oxidada . 
A aplicação desse método, porém, apresenta dificuldades técnicas além de ser 
difícil de ser realizado a bordo. Entretanto, já em 1884, Dittmar, analisando 77 
amostras da expedição pioneira do Challenger, constatou que, embora a 
concentração de sal varie bastante (no espaço e no tempo), 
 a proporção relativa dos constituintes maiores permanece constante, 
o que possibilita determinar a salinidade analizando apenas um dos constituintes 
maiores. O cloro, elemento mais abundante, foi o escolhido, dada a disponibilidade 
de uma técnica analítica simples: titulação com nitrato de prata, usando o cromato 
de potássio como indicador. Assim, definiu-se clorinidade como 
 a massa em gramas (medida no vácuo) dos cloretos contidos em um 
quilograma de água do mar (também medido no vácuo) quando todos os 
brometos e iodetos são substituidos por cloretos. 
 
 
4 
 Uma vez determinada a clorinidade, a salinidade pode ser calculada por meio da 
expressão:S = 1,80655 Cl, 
 
ambas as quantidades dadas em (o/oo). Para a água pura, a salinidade é zero. A 
padronização do reagente químico se fazia com a água normal de Copenhagem, 
para a qual o valor de salinidade adotado foi 35o/oo, estabelecendo um segundo 
ponto para a escala da salinidade. 
Outro método de se medir salinidade, conhecido como método indutivo, é 
baseado na condutividade elétrica da amostra de água, ou seja, na capacidade 
da água de conduzir elétrons, que é uma função direta de sua temperatura e 
salinidade. Os aparelhos fornecem a temperatura da medição e a chamada razão 
R15 (razão entre as condutividades de uma amostra de água e a da água normal 
de Copenhagen, estando ambas as soluções a 15 oC e a pressão atmosférica). 
Por este método, verificou-se que a densidade pode ser obtida com melhor 
precisão do que pelo método químico e como a densidade é uma das principais 
razões para a determinação da salinidade, este método é o mais utilizado 
atualmente. Em 1966 foi obtida uma equação relacionando a salinidade com a 
razão R15 . 
Considerando-se que os salinômetros indutivos devem ser padronizados, seria 
desejável que isso fosse feito independentemente de qualquer estoque de água 
normal, o que é possível ao se utilizar uma solução de KCl, denominada água 
padrão, para a qual a condutividade é a mesma da água normal de Copenhagem, 
mantendo a continuidade com a escala estabelecida por Knudsen. Assim, em 
1978, foi introduzida a Escala Prática de Salinidade, definida em termos da razão 
K15, razão entre as condutividades de uma amostra de água e a de uma solução 
de cloreto de potássio (KCl), cuja concentração é igual a 32,4356 g/kg, estando 
ambas as soluções a 15 oC e a pressão atmosférica. O valor de salinidade 35 foi 
definido como sendo aquele para o qual a razão K15 é igual a 1. Desde então a 
Unesco recomenda que, uma vez utilizada esta nova metodologia para medição de 
salinidade, não há necessidade de se colocar unidades nos valores obtidos; 
entretanto, como toda grandeza física escalar é composta de um número e sua 
respectiva unidade, alguns autores tem utilizado o ‘psu’ (unidades práticas de 
salinidade). 
Em mar aberto, os valores observados de salinidade variam de 33 psu a 37 psu. 
Em áreas costeiras pode variar de 15 psu a 28 psu, sendo que o valor médio 
mundial é de 34,7 psu. O valor máximo ocorre no Mar Vermelho: 40 psu. 
A distribuição horizontal da salinidade nas águas de superfície é basicamente 
zonal sendo determinada pelos efeitos opostos de evaporação (aumentando) e 
precipitação (diminuindo), (figuras I.3 e I.4). O máximo de salinidade ocorre na 
região dos ventos alísios, onde a evaporação anual excede a precipitação. Já o 
máximo de temperatura ocorre próximo ao equador, pois nesta região a quantidade 
de radiação solar entrando no mar é máxima. Da figura I.3 , observa-se que o 
 
 
5 
mínimo de densidade acompanha o máximo de temperatura e a distribuição de 
salinidade exerce menor influência sobre a densidade. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
4.1 pag. 32 
 
 
 
 
 
 
 
 
figura I.3 - Variação com a latitude da temperatura, salinidade e densidade 
(st) superficiais - média para todos os oceanos (Pickard & Emery, 1982). 
 
 
 
 
 
 
 
fig4.9 p.44 -Pickard Descriptive 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
figura I.4 - Salinidade da superfície oceânica em agosto (Pickard & Emery, 
1982). 
 
 
 
6 
 
 
A distribuição vertical da salinidade não é tão simples de ser descrita quanto a 
da temperatura. Na água de superfície, para o oceano aberto (exceto a região 
polar), a densidade, responsável pela estabilidade de um corpo de água na 
vertical, é determinada principalmente pela temperatura. Portanto, água de 
temperatura mais alta (menor densidade) geralmente é encontrada nas camadas 
superficiais, enquanto que as de temperatura mais baixa (maior densidade), nas 
camadas profundas. As variações de salinidade que ocorrem no oceano aberto em 
geral não afetam a densidade a ponto de se sobrepor ao efeito da temperatura. 
Assim, é possível encontrar tanto salinidade baixa quanto alta nas águas 
superficiais. 
A distribuição vertical de salinidade para as regiões equatoriais, tropicais e 
subtropicais, apresenta um mínimo entre 600 e 1000m, com valores voltando a 
aumentar a partir de 2000m. No oceano Atlântico, ocorre um suave decréscimo 
abaixo dessa profundidade. Nos trópicos, frequentemente se observa um forte 
máximo entre 100 e 200m, próximo ao topo da termoclina (figura I.5), resultante do 
afundamento da água que flui em direção ao equador em regiões de máxima 
salinidade tropical. Nas altas latitudes, onde o valor na superfície é baixo, a 
salinidade geralmente aumenta com a profundidade até cerca de 2000m, sem que 
haja mínimo de subsuperfície. Em regiões costeiras, onde a descarga de rios é 
intensa, em geral se observa uma região de acentuado aumento de salinidade, a 
haloclina, entre as águas superficiais, de baixa salinidade, e as profundas, mais 
salinas. Nessas regiões, onde as variações de salinidade são muito maiores que 
as de temperatura, a densidade é determinada principalmente pela distribuição da 
salinidade. 
 
 
 
 
 
 
figs. p.46 
 
 
 
 
 
 
 
 
figura I.5 - Perfis médios típicos de salinidade para o oceano aberto e perfil 
de temperatura para os trópicos (Pickard & Emery, 1982). 
 
Em águas profundas (4000m ou mais), a salinidade é relativamente uniforme, 
variando de 34,6 psu a 34,9 psu para todo o planeta. As temperaturas das águas 
 
 
7 
profundas também possuem um pequeno intervalo de variação (-0.9 a 2oC), o que 
significa que o ambiente do oceano profundo é bastante uniforme. Não se tem 
tantas informações a respeito de variações temporais da salinidade quanto para a 
temperatura, a qual é mais facilmente medida. Variações anuais de salinidade no 
oceano aberto são em geral menores que 0,5 psu, a não ser em regiões de 
acentuada variação anual na precipitação. Estes efeitos se restringem à camada 
superficial pois em tais regiões o efeito da redução de salinidade pode superar o 
efeito da temperatura, reduzindo a densidade da água, o que mantém na superfície 
a água de baixa salinidade. 
Assim como a temperatura, a salinidade é um fator determinante de outras 
propriedades da água do mar. 
· Variam diretamente com a salinidade: densidade, viscosidade molecular, 
índice de refração, condutividade elétrica, coeficiente de expansão térmica, 
velocidade do som e pressão osmótica. 
· Variam inversamente com a salinidade: calor específico, temperatura do 
ponto de congelamento, temperatura de máxima densidade e condutividade 
térmica. 
 
Pressão 
 
Define-se pressão (p) como 
 a grandeza dada pela relação entre a intensidade da força que atua 
perpendicularmente e a área em que ela se distribui. 
Assim, uma mesma quantidade de força, aplicada a uma área pequena produzirá 
uma pressão maior do que se aplicada a uma área grande, como quando se aperta 
a ponta de um lápis, por exemplo. 
No cálculo da pressão se considera apenas a componente da força 
perpendicular à superfície; ao se considerar todas as componentes (tangenciais e 
perpendiculares), tem-se a grandeza denominada tensor de tensão (t), que 
contém informações tanto sobre compressão quanto sobre deformação do fluido. 
A unidade de pressão no SI é o newton por metro quadrado (N/m2), também 
denominada pascal (Pa). Eventualmente é usado o dina por centímetro quadrado 
(dyn/cm2) ou bária (b). A relação entre essas unidades é: 
 
1Pa = 10 b 
 
Muitas são as forças que atuam sobre uma parcela de água no mar. Existem 
forças de atrito, forças que surgem pelo fato de a Terra ser um corpo em rotação e 
forças associadas a movimentos de outras massas d'água, entre outras. Cada uma 
dessas forças será abordada em detalhe na secção I.3. Os movimentosno oceano 
podem ser divididos em verticais e horizontais, sendo descritos por uma equação 
denominada equação do movimento. Muitas vezes a componente vertical da 
equação do movimento para um ponto em equilíbrio no interior do oceano (que 
possa ser considerado homogêneo e incompressível) é dada pela expressão: 
p = pA + r .g.h, 
 
 
8 
 
ou seja, a pressão p em um ponto situado à profundidade h no interior do oceano é 
o resultado da pressão atmosférica (pA) somada à pressão exercida pela coluna 
d'água situada acima do ponto, denominada pressão hidrostática e expressa 
pelo produto r .g.h . 
 
Densidade 
 
A densidade da água do mar (r) é definida como 
a massa de uma parcela de água dividida por seu volume. 
A distribuição da densidade da água do mar controla os movimentos em grande 
escala das massas de água, sua circulação tri-dimensional e também desempenha 
um papel extremamente importante na geração da circulação nos estuários, 
circulação esta denominada circulação gravitacional. A expressão matemática que 
relaciona a densidade com a temperatura, salinidade e pressão é denominada de 
equação de estado da água do mar. Para o caso dos estuários, que em sua 
maioria são corpos de água de pequena profundidade, pode-se determinar a 
densidade da água unicamente pela temperatura e salinidade, uma vez que o efeito 
da pressão pode ser desprezado, nesses casos. 
A densidade é expressa fisicamente em kilogramas por metro cúbico (kg/m3), 
sendo que em oceano aberto os valores observados variam de 1021,00 kg/m3 (na 
superfície) a cerca de 1070,00 kg/m3 (a 10.000m de profundidade). Por 
conveniência, é comum, em oceanografia, citar somente os últimos quatro dígitos, 
fazendo uso de uma quantidade denominada ss,t,p, definida como: 
 
 ss,t,p = densidade - 1000 
 
onde s é a salinidade, t a temperatura e p a pressão. Quando o efeito da pressão 
pode ser ignorado, faz-se uso da quantidade ss,t,p comumente abreviada de st e 
quando somente a salinidade é considerada no cálculo da densidade, utiliza-se o 
s 0. 
O volume específico (a = 1/r) é o recíproco da densidade, com unidades 
dadas em m3/kg. Uma de suas aplicações é no cálculo de correntes a partir 
distribuições de massa, através do método geostrófico , que será descrito na 
secção I.3. Para os propósitos práticos da oceanografia é conveniente referir a ao 
chamado oceano padrão, que é um oceano de temperatura e salinidade 
constantes (T=0oC e S=35). Daí vem as seguintes definições de anomalias em 
relação ao oceano padrão, cuja aplicação prática será vista adiante: 
 
 
 
 anomalia termostérica: DS,T = a S,T,0 - a35,0,0 
 e 
 anomalia do volume específico : d = aS,T,p - a 35,0,p . 
 
 
9 
 
A distribuição da densidade na superfície oceânica pode ser descrita 
grosseiramente como variando de 22, próximo ao equador, até 26 a 27, nas 
latitudes 50o a 60o e diminuindo suavemente em direção aos pólos (figura I.3 ). 
A densidade, em geral, aumenta com a profundidade, mas não uniformemente. 
Nas regiões equatoriais e tropicais, geralmente existe uma camada superficial 
rasa, de densidade aproximadamente constante seguida de uma camada 
denominada picnoclina, onde ocorre um acentuado aumento de densidade e 
abaixo desta, uma região profunda, onde o aumento com a profundidade se dá 
mais suavemente. Os valores de st para águas profundas estão em torno de 27,9 e 
apresentam pouca variação latitudinal. Como consequência, em altas latidudes, 
onde o st é cerca de 27 ou mais, existe uma variação menor da densidade com a 
profundidade, e a picnoclina é menos evidente. 
A taxa de variação da densidade com a profundidade determina a estabilidade 
estática da água, que seria a resistência da coluna d'água a movimentos verticais. 
Assim, onde a estabilidade é alta, existe dificuldade de movimento e mistura na 
vertical. Se a densidade aumenta com a profundidade, a coluna é estável; se 
diminui, é instável e se é constante, a estabilidade é neutra e a água pode ser 
misturada verticalmente sem esforço. Na camada superior (50 a 100m) ligeiras 
instabilidades ocorrem com frequência nas médias latitudes, provavelmente devido 
ao aumento de salinidade causado pela evaporação. Abaixo da camada superficial 
não é comum haver condições instáveis, a não ser na interface de corpos de água 
com diferentes distribuições de densidade, durante o processo de mistura. A água 
na picnoclina é bastante estável, ou seja é necessária uma grande quantia de 
energia para deslocar uma parcela de água para cima ou para baixo nesta 
camada. O resultado é que a turbulência, responsável pela maioria da mistura entre 
diferentes corpos de água, encontra maior dificuldade de penetrar esta camada, 
fazendo da picnoclina uma barreira à passagem de água e suas propriedades, 
tanto para cima como para baixo. 
 
OUTRAS PROPRIEDADES 
Estado de Movimento 
 
É possível definir o estado de movimento de uma parcela de água conhecendo 
sua massa, posição e velocidade. A velocidade 
r
V informa como é seu movimento 
num dado instante. No SI a velocidade é medida em m/s, apesar de ser comum a 
utilização, em meteorologia e oceanografia, da unidade milhas/h, conhecida como 
nós (1 nó é aproximadamente igual a 0,5 m/s). 
Um fluxo de água é definido como o volume de água que passa através de uma 
secção transversal por unidade de tempo. Há dois tipos de fluxo num fluido: o 
laminar, no qual o fluido se move suavemente, em camadas paralelas, havendo 
somente transferência de quantidade de movimento entre as camadas e o 
turbulento, caracterizado pela presença de vórtices ou turbilhões, havendo 
transferência tanto de quantidade de movimento quanto de massa entre as 
 
 
10 
camadas do fluido. O estado hidrodinâmico do mar é fundamentalmente turbulento 
e é comum se referir ao mesmo como sendo a sobreposição de perturbações 
(movimentos aleatórios) ao fluxo laminar, ou seja: 
 
fluxo turbulento = fluxo laminar + pertubações 
 
É nestas pertubações que podem ser reconhecidos comportamentos ‘caóticos’ nos 
oceanos. 
 
Coeficientes de Difusão 
 
Difusão é o processo de homogenização de uma propriedade distribuida num 
fuido através de um fluxo da propriedade das regiões de alta concentração para as 
de baixa. Este é um processo que ocorre a nível molecular, sem a necessidade da 
existência de agitação externa. De acordo com a lei de Fick esse fluxo (F ) é dado 
por: 
F = - D 
r
Ñ p , 
 
onde 
r
Ñp é o gradiente da propriedade, um vetor que representa a variação 
espacial da propriedade em três dimensões, apontando da região de mínimo para 
a de máximo e D é o coeficiente de difusão molecular, a constante de 
proporcionalidade entre o fluxo e o gradiente. O sinal negativo serve para inverter o 
sentido do vetor gradiente, indicando que o fluxo está orientado das regiões de 
máximo para as de mínimo. Quando a concentração da propriedade é dada por 
unidade de volume, e não de massa, é utilizado o coeficiente cinemático de 
difusão molecular, D', definido por D/r. 
O fenômeno de difusão molecular gera um processo de mistura, pois a 
propriedade passa a ser distribuida por todo o volume. Se, por outro lado, 
houvesse uma agitação, haveria uma distribuição mais rápida da propriedade por 
todo o volume e, neste caso, estariamos na presença de um processo de difusão 
turbulenta, o qual gera uma mistura turbulenta. O processo de difusão turbulenta 
pode ser simulado através de uma lei semelhante à de Fick, substituindo o 
coeficiente molecular por outro coeficiente, várias ordens de grandeza maior que D, 
denominado coeficiente de difusão turbulenta. 
Os coeficientes de difusão de uma propriedade são, em geral, denominados 
"coeficiente de difusão da propriedade", como o coeficiente de difusão de sal, por 
exemplo. Quando a propriedade é a quantidade de movimento ouo calor, são 
denominados de coeficiente de viscosidade turbulenta e condutividade térmica 
turbulenta, respectivamente. Estes coeficientes são, em geral, funções do espaço e 
do tempo, também dependendo da escala do fenômeno estudado. 
 
Coeficientes de Viscosidade 
 
 
 
11 
Ao definir viscosidade é útil o seguinte exemplo. Considere duas placas de área 
S, paralelas, inseridas num fluido e separadas por uma distância H. Uma das 
placas está fixa, enquanto que a outra é posta em movimento com velocidade 
constante U. 
A força necessária para manter a placa se movimentando com velocidade 
constante será denotada F. Empiricamente sabe-se que esta força é proporcional à 
área das placas e à velocidade U, mas inversamente proporcional à distância H, ou 
seja, 
 
F a 
SU
H
 Þ F = m SU
H
. 
 
m é a constante de proporcionalidade denominada coeficiente dinâmico de 
viscosidade, onde viscosidade quer dizer dissipação de energia por atrito interno 
ou molecular. Algumas vezes é conveniente considerar estas forças divididas pela 
densidade do fluido, neste caso, o coeficiente m/r é definido como coeficiente 
cinemático de viscosidade (n). 
A velocidade do fluido arrastado entre as duas placas pode variar, sendo maior 
próxima à placa em movimento e nula próximo à placa fixa. Assim, a força viscosa 
é melhor descrita ao se considerar a diferença de velocidade du para uma 
distância infinitesimal dh: 
 
F = mS 
du
dh
 Þ
F
S
 = x = m
du
dh
. 
 
 Quando há viscosidade existe deformação do fluido e surgem os cisalhamentos 
que são as variações do vetor velocidade do fluido na direção perpendicular ao 
movimento. A grandeza x é a tensão de cisalhamento , definida como a força 
viscosa entre as camadas do fluido por unidade de área. Assim m pode ser definido 
como a constante de proporcionalidade entre a tensão x e o gradiente vertical de 
velocidade. 
Quando o fluxo é laminar, a única forma de dissipação da energia é pelo atrito 
molecular. Já num fluxo tubulento, as flutuações irregulares das velocidades 
instantâneas permitem a transferência de energia das escalas de movimento 
maiores para as menores, onde são, então, dissipadas pelo atrito molecular. Pode-
se dizer que a turbulência se comporta como uma força viscosa, de modo que pode 
ser chamada de força pseudo-viscosa. Daí vem o conceito de viscosidade 
turbulenta, que é a dissipação de energia e momento devido à turbulência, que 
ocorre de maneira análoga a ação da viscosidade molecular, porém em uma 
escala muito maior. O coeficiente de viscosidade turbulenta é representado por 
A. Assim, 
 
para fluxo laminar x = m du
dh
 
e 
 
 
12 
para fluxo turbulento x = A du
dh
. 
 
O coefiiciente de viscosidade molecular pode variar com a temperatura e 
pressão, mas em geral é específico para cada fluido, sendo da ordem de 10-
3kg/m.s para a água do mar. O coeficiente de viscosidade turbulenta na direção 
horizontal (Ah) é bem maior que na vertical (Av): 
 
Ah = 3,5x109m e Av = 3,5x105m. 
 
Os altos valores de Ah em relação a Av refletem as diferentes extensões nas quais a 
mistura pode ocorrer na horizontal ou na vertical. A estratificação leva à 
estabilidade, que age no sentido de suprimir a mistura vertical; além disso, as 
dimensões oceânicas horizontais são bem maiores que as verticais, o que faz com 
que os movimentos turbulentos na horizontal sejam bem menos limitados que na 
vertical. 
 
Coeficiente de Difusão de Sal 
 
O fluxo de sal (F s) provocado por um gradiente de salinidade (
r
ÑS ) no oceano, é 
representado matematicamente pela expressão: 
 
Fs = Ks
r
ÑS , 
 
onde Ks é o coeficiente de difusão molecular de sal. Num fluxo turbulento Ks é 
substituido pelos coeficientes turbulentos, na horizontal (Kh) e na vertical (Kv): 
 
Kh = 107 Ks e Kv = 1012 Ks . 
 
Coeficiente de Condutividade Térmica 
 
De maneira análoga à difusão de sal, o coeficiente molecular de 
condutividade térmica (Kt) é a constante de proporcionalidade entre o fluxo de 
calor (Fc) e o gradiente de temperatura (
r
ÑT ) : 
 
Fc = Kt 
r
ÑT , 
 
sendo as relações de Kt com os coeficientes de condutividade térmica turbulenta 
horizontal (Kth) e vertical (Ktv) dadas por: 
 
Kth = 1010 Kt e Ktv ³105 Kt . 
 
 
 
13 
Calor Específico 
 
O calor específico de uma substância é uma propriedade física intimamente 
relacionada à capacidade térmica e a entropia do sistema. Esta quantidade 
somente pode ser definida quando não há mudança de fase do sistema. 
A capacidade térmica média de uma substância (C), é definida como sendo a 
razão entre a quantidade de calor (DQ) fornecida ou retirada do sistema e o 
correspondente valor de variação de temperatura (DT), logo, 
 
C = D
D
Q
T
 
 
No SI, a capacidade térmica é expressa em J/K (Joules por Kelvin) ou J/oC. 
A capacidade térmica é uma propriedade do sistema. No entanto, é conveniente 
definir uma propriedade que seja uma característica da substância e independente 
de sua massa (m). Assim, define-se calor específico (c) como sendo a razão entre 
a capacidade térmica e a massa da substância, 
 
c = 
C
m
c
Q
m T
Þ =
D
D
 
 
No SI, o calor específico é expresso em J/kg.K ou J/kg.oC. Entretanto, também é 
comum a unidade Cal/g.oC, sendo que 1Cal/g.oC equivale a 4186,8J/kg.oC. 
Para os oceanos, os valores típicos de c estão entre 0,95 e 0,97 Cal/g.oC. 
 
Velocidade do Som 
 
O som é uma forma de energia que resulta do movimento oscilatório de um 
corpo elástico, e que provoca uma vibração, a qual se transmite ao meio, formando 
as ondas sonoras. A onda sonora é uma onda longitudinal também chamada de 
onda de pressão ou compressão, cuja direção de propagação é paralela à direção 
do avanço da perturbação. Quando essas ondas tem frequência apropriada, e são 
captadas pelo ouvido e enviadas ao cérebro, percebe-se o som. A velocidade de 
propagação da onda sonora (velocidade do som) é governada pela natureza do 
meio, dependendo, nos oceanos, da temperatura, salinidade e pressão em que se 
encontra. Para salinidade igual a 35psu, pressão atmosférica e temperatura 0oC, a 
velocidade do som no mar é de 1446m/s (cerca de quatro vezes e meia a 
velocidade do som no ar) e aumenta 2,5 m/s por cada oC aumentado; 1,4m/s para 
cada 1 de salinidade acrescentada e 1,8m/s para cada 100m a mais em 
profundidade. 
 
Cor 
 
 
 
14 
A cor aparente das camadas superficiais dos oceanos é causada pela reflexão 
de certos componentes da luz visível somada aos efeitos de matéria dissolvida, 
concentração de plancton, detritos e etc... Não existe uma grande quantidade de 
registros da cor do mar, entretanto, pode-se dizer que, em geral, o azul escuro é 
característico dos mares tropicais e equatoriais, particularmente onde a produção 
biológica é pequena. Águas costeiras são esverdeadas e nas altas latitudes a cor 
varia do azul esverdeado ao verde, nas regiões polares. Temporariamente, 
concentrações de plâncton podem causar a aparência de vermelho, branco, pardo 
ou outras. 
 
Transparência 
 
É a propriedade que tem a água do mar de transmitir luz de diferentes 
comprimentos de onda. A transparência pode ser medida em porcentagem de 
radiação que penetra em 1 metro de água ou em profundidade média na qual o 
disco de Secchi* desaparece e reaparece. As moléculas da água espalham mais 
luz de comprimento de onda curto (azul) que de comprimento de onda longo 
(vermelho), assim, quanto menor o comprimento de onda, maior a transparência. 
 
 água 
 costeira 
água oceânica 
1m 60% 75% 
10m 15% 45% 
50m 0,01% 5% 
100m 0% 0,5% 
 
* Disco de metal, pintado de branco, de 30cm de diâmetro, usado para se 
estimar a transparência da água do mar. 
 
Índicede Refração 
 
Refração é o processo pelo qual a energia radiante, ao passar do meio em que 
se propaga para um outro meio, sofre, na superfície de separação dos dois meios, 
um desvio em sua direção de propagação. O índice de refração é definido como o 
quociente entre a velocidade da luz no vácuo e na substância em questão. No 
oceano, o valor do índice varia com os valores de temperatura e salinidade, 
oscilando entre 1,334 e 1,341. 
 
Radiatividade 
 
Durante muitos séculos, os oceanos tem sido utilizados para o despejo de 
detritos. Historicamente este despejo não criou muitos problemas, mas resíduos 
radiativos de alta dosagem são bilogicamente perigosos e a gravidade disto se 
 
 
15 
deve em parte à incapacidade dos sentidos humanos de detectá-los durante a 
exposição. Assim, tem-se pesquisado e discutido intensamente a utilização do mar 
como depósito de resíduos radiativos. 
 
I.2 - Apêndice Matemático 
 
OPERADORES MATEMÁTICOS 
 
Por simplicidade as definições a seguir serão dadas em coordenadas 
cartesianas. O sistema de coordenadas cartesianas está ilustrado na figura I.6. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
figura I.6 - eixos cartesianos x, y, z e os vetores unitários 
v r r
i j k, , . 
 
· O Gradiente de um campo escalar (
r
Ñf ) Þ O gradiente de uma função escalar 
da posição f(x,y,z) é expresso por 
 
grad f º 
r r r r
Ñ º + +f
f
x
i
f
y
j
f
z
k
¶
¶
¶
¶
¶
¶
, 
 
onde o operador del (ou nabla) é definido por 
 
v v r r
Ñ º + +i
x
j
y
k
z
¶
¶
¶
¶
¶
¶
 . 
 
O gradiente é a aplicação do operador nabla a um campo escalar. Este 
operador é um vetor. No entanto ele não pode existir sozinho; ele só possui 
significado quando atuando sobre uma função escalar, vetorial ou um tensor. 
Cada uma de suas parcelas expressa uma variação em relação a uma direção 
diferente. 
 
 
16 
Exemplo: Um exemplo de função escalar da posição é a pressão, assim 
 
r r r r
Ñ º + +P
P
x
i
P
y
j
P
z
k
¶
¶
¶
¶
¶
¶
 , 
 
que é um vetor cuja direção é normal às superfícies de mesmo valor de 
pressão, apontando da superfície de menor para a de maior pressão. A 
magnitude deste vetor representa o quanto variou espacialmente a pressão. 
No caso de um tanque preenchido por um fluido homogêneo, onde a pressão só 
varia verticalmente, o gradiente de pressão se reduz a: 
 
r r
Ñ ºP
P
z
k
¶
¶
 . 
 
 A figura I.7 é uma representação das superfícies isobáricas no tanque e do 
vetor gradiente de pressão resultante. 
 
 
 
 
 
 
figura I.7 - Vetor gradiente de pressão num tanque contendo um fluido 
homogêneo. 
 
· O Divergente de um campo vetorial (
r r
Ñ. f ) Þ O divergente de uma função 
vetorial da posição é definido como o produto escalar entre o operador nabla, v
Ñ, e a função 
r r r r
f f i f j f kx y z= + + , 
 
div 
r r r
f f
f
x
f
y
f
z
x y zº Ñ º + +.
¶
¶
¶
¶
¶
¶
 , 
 
 
 
17 
que é um escalar. Cada parcela expressa a variação de uma componente da 
função, segundo uma direção em relação a essa mesma direção. 
Exemplo: Um exemplo de função vetorial da posição é a velocidade, assim, 
 
r v
Ñ º + +.V
u
x
v
y
w
z
¶
¶
¶
¶
¶
¶
 , 
 
onde 
r r r r
V ui vj wk= + + . O Ñ.
r
V pode ser maior, menor ou igual a zero. Quando é 
positivo é denominado de divergência da velocidade; quando é negativo, de 
convergência. Enquanto as divergências estão associadas a um aumento de 
volume do elemento de fluido, as convergências estão associadas a uma 
diminuição do volume do mesmo. O divergente de velocidade nulo representa que 
não houve alteração no volume, o que não quer dizer que a forma do elemento não 
varie. A figura I.8 ilustra algumas possíveis situações para um fluido movendo-se 
horizontalmente (
r r r
V ui vj= + ) e só apresentando variações de velocidade na direção 
x. 
 
 
 
figura I.8 - Exemplos de divergência e convergência num elemento de 
volume. 
 
O primeiro caso é um exemplo de divergência: 
r r
Ñ ×V = 
¶
¶
u
x
u u
xi
=
-2 1
D
 > 0, 
e o segundo, de convergência: 
r r
Ñ ×V = 
¶
¶
u
x
u u
xi
=
-2 1
D
 < 0 
 
 
 
18 
· O Rotacional de uma função vetorial da posição (
r r
Ñ´ f ) Þ é definido como 
o produto vetorial entre o operador nabla, 
v
Ñ, e a função 
r r r r
f f i f j f kx y z= + + , 
 
rot 
r r r
r r r
f f
i j k
x y z
f f fx y z
º Ñ ´ º ¶ ¶
¶
¶
¶
¶ = 
¶
¶
¶
¶
¶
¶
¶
¶
¶
¶
¶
¶
f
y
f
z
i f
z
fz
x
j
f
x
f
y
kz y x y x-
æ
è
ç
ö
ø
÷ + -
æ
è
ç
ö
ø
÷ + -
æ
è
ç
ö
ø
÷
r r r . 
 
Cada uma das derivadas que formam o vetor representam medidas da variação 
de uma componete da função segundo uma direção, em relação a uma direção 
perpendicular à mesma. O vetor resultante possui direção normal ao plano em 
que se encontram a função 
r
f e 
v
Ñ. 
 
Exemplo: Utilizando mais uma vez a velocidade, temos, 
 
v v
r r r
Ñ´ ºV
i j k
x y z
u v w
¶
¶
¶
¶
¶
¶ = 
¶
¶
¶
¶
¶
¶
¶
¶
¶
¶
¶
¶
w
y
v
z
i
u
z
w
x
j
v
x
u
y
k-
æ
è
ç
ö
ø
÷ + -
æ
èç
ö
ø÷
+ -
æ
è
ç
ö
ø
÷
r r r
 . 
 
O rotacional da velocidade, também denominado de vorticidade, expressa a 
tendência de giro da parcela de fluido considerada e será descrito em maior 
detalhe adiante. 
 
 
· O Laplaciano de um campo escalar (Ñ2 f ) Þ É definido como o divergente do 
gradiente de uma função escalar f, 
 
Ñ2 f = 
r r
Ñ Ñ. f = 
v r r
i
x
j
y
k
z
¶
¶
¶
¶
¶
¶
+ +
æ
è
ç
ö
ø
÷ .
¶
¶
¶
¶
¶
¶
f
x
i
f
y
j
f
z
k
r r r
+ +
æ
è
ç
ö
ø
÷ = 
¶
¶
¶
¶
¶
¶
2
2
2
2
2
2
f
x
f
y
f
z
+ + , 
 
e é um escalar. 
Exemplo: tomando como a função escalar a temperatura, temos 
 
Ñ2T = 
r r
Ñ Ñ. T = 
¶
¶
¶
¶
¶
¶
2
2
2
2
2
2
T
x
T
y
T
z
+ + 
 
I.3 - Conceitos Preliminares 
 
FORÇANTES QUE ATUAM NO OCEANO 
 
 
 
19 
Nas seguintes definições se considera as forçantes atuando sobre um elemento 
de volume unitário de água do mar. 
· Força gravitacional Þ esta Forçante que atua sobre um elemento de volume 
é devida à atração gravitacional exercida por todos os corpos em especial a 
Terra, Lua e Sol. As forças exercidas pela Lua e pelo Sol são responsáveis pelo 
fenômeno das marés. A força gravitacional por unidade de massa, exercida 
pela Terra sobre um elemento de volume de água do mar é representada por 
r
g . 
A direção é a do raio da Terra e o sentido aponta para o centro do planeta. 
· Efeito Centrífugo Þ esta Forçante existe quando é adotado como referencial 
um ponto fixo na Terra, ou seja, um referencial não inercial. A forçante centrífuga 
por unidade de massa é igual e oposta à aceleração centrípeta, defletindo as 
massas na direção perpendicular ao eixo de rotação, no sentido do eixo para a 
superfície do planeta. É comum somar a força gravitacional por unidade de 
massa à forçante centrífuga por unidade de massa, resultando na Força de 
gravidade por unidade de massa, representada por 
r
g *. 
· Efeito de Coriolis Þ esta Forçante também ocorre pelo fato de se adotar um 
referencial não inercial e é expressa, por unidade de massa, como o seguinte 
produto vetorial: 
2
r
W x 
r
V , 
 onde 
r
W é a velocidade de rotação da Terra e 
r
V a velocidade da parcela de 
água em relação à Terra. A forçante de Coriolis só existe quando há movimento 
em relação à Terra, ou seja, quando 
r
V ¹ 0 e atua nosentido de modificar os 
movimentos, defletindo-os para a direita no hemisfério Norte e para a esquerda 
no hemisfério Sul. 
· Força de gradiente de pressão Þ é provocada por uma variação espacial de 
pressão, sendo dirigida do local de maior para o de menor pressão. A Força de 
gradiente de pressão, por unidade de massa num volume unitário, é expressa 
matematicamente por: 
- 
r
ÑP
r
, 
 onde P é a pressão e r a densidade da água. 
· Força de atrito molecular Þ o atrito entre camadas do fluido depende 
linearmente do cisalhamento da velocidade, sendo expressa, por unidade de 
massa num volume unitário, como: 
m
r
Ñ2
v
V , 
 onde m é coeficiente de viscosidade molecular. 
 
TIPOS DE CORRENTES 
 
As correntes podem ser classificadas segundo diversos critérios. A seguir será 
apresentada uma classificação conforme os mecanismos geradores. 
 
 
 
20 
· Correntes de gravidade Þ ocorrem devido à inclinação da superfície livre da 
água, que gera gradiente horizontal de pressão, provocando movimento de 
água da região de alta para a de baixa pressão. 
 
· Correntes termohalinas Þ geradas pela alteração da densidade (por 
variações de temperatura ou salinidade) em alguma região do oceano. O 
aumento da densidade na superfície faz com que a água mergulhe (buscando 
uma região de mesma densidade) deslocando as águas profundas; assim, a 
gênesis da circulação termohalina é um fluxo vertical mergulhando a uma 
profundidade intermediária ou mesmo ao fundo, prosseguindo como um fluxo 
horizontal, com as águas recém afundadas deslocando as antigas residentes no 
local. 
 
 · Correntes de maré Þ movimentos horizontais de água associados à 
propagação da onda de maré, uma onda longa cujas correntes associadas não 
variam ao longo da coluna d'água, exceto próximo aos contornos. Em oceano 
aberto, a direção da corrente gira de 360o, continuamente, diurna ou 
semidiurnamente. Em regiões costeiras podem atingir até 3m/s, sendo a 
direção determinada pela topografia local. Como invertem o sentido 
periodicamente, não são responsáveis por transporte de massa. 
 
· Correntes geradas pelo vento Þ ocorrem principalmente na primeira centena 
de metros de profundidade e é basicamente uma circulação horizontal. A força 
geradora é o atrito do vento, transferindo energia cinética para a superfície. A 
direção da corrente, entretanto, não é a do vento, mas 43o a esquerda, no 
hemisfério sul (devido à deflexão pelo efeito de Coriolis). 
 
 · Correntes geostróficas Þ havendo um gradiente horizontal de pressão, existe 
movimento de água da região de pressão maior para a de menor; existindo 
movimento, passa a atuar a força de Coriolis. Em movimentos de grande escala 
a aceleração de Coriolis torna-se dominante, uma vez que as acelerações 
relativas passam a ser desprezíveis, podendo ocorrer, então, um balanço entre 
a Forçante de gradiente de pressão e a força de Coriolis. Surge, assim, a 
corrente geostrófica, não mais na direção do gradiente, mas perpendicular ao 
mesmo (ao longo das linhas de pressão constante), a direita da força de 
Coriolis no hemisfério Sul e a esquerda, no hemisfério Norte. 
 
· Correntes geradas por ondas de gravidade superficial Þ o movimento 
orbital das partículas individuais de água numa onda de gravidade superficial é 
aproximadamente circular, havendo, entretanto, um pequeno movimento na 
direção de propagação, da ordem de 20 cm/s. Além disso, o efeito da 
arrebentação das ondas na praia provoca o aparecimento de duas correntes: 
uma paralela à costa, com valores de até 50 cm/s (corrente litorânea) e outra 
dirigida para alto mar, com valores de até 100 cm/s (corrente de retorno). 
 
 
 
21 
· Correntes geradas por ondas de gravidade internas Þ A marcante 
descontinuidade na distribuição vertical da densidade origina, nas interfaces, as 
ondas de gravidade internas, que podem gerar correntes de até 150 cm/s. 
 
EQUAÇÕES DE CONSERVAÇÃO PARA O OCEANO 
 
Quando uma propriedade física pode ser expressa em função da posição e do 
tempo, sua distribuição espaço-temporal define o chamado "campo" dessa 
propriedade. Desta forma, temos os campos de temperatura e salinidade, que 
definem o campo de massa, os campos de velocidade, de calor, e assim por 
diante. O fluxo dessas propriedades pode, então, ser estudado através das leis de 
conservação das mesmas. 
 
· Equação da conservação de quantidade de movimento 
 
Esta equação é a aplicação da 2a lei de Newton (
r r
F ma= ) para a Oceanografia. 
Esta relação nos diz que se uma força resultante 
r
F age sobre um corpo de massa 
m, o corpo irá adquirir uma aceleração ou taxa de variação da velocidade, va , na 
direção da resultante das forças aplicadas sobre ele. 
É conveniente escrever v
r
a F m= , de forma que podemos dizer que a aceleração 
observada é decorrente da força resultante por unidade de massa. Assim, para um 
elemento do fluido de volume unitário (m=r), temos: 
 
¶
¶ r
m
r
r
r r r r v r rV
t
V V V P g V+ Ñ = - ´ - Ñ + + Ñ*( . ) 2
1 2W . 
 
Do lado esquerdo estão a aceleração num ponto fixo do espaço, também chamada 
de termo inercial ou variação local do vetor velocidade e um termo não linear 
representando a advecção de velocidade (transporte das propriedades de um 
fluido em razão do movimento da própria massa desse fluido). Do lado direito estão 
as forças de Coriolis, de gradiente de pressão, gravitacional combinada à 
centrífuga e Forçante de atrito molecular, por unidade de massa. 
 
· Equação da conservação de massa ou da continuidade 
 
 A medida que um elemento material se move, sua massa permanece constante 
(não considerando os casos de velocidades próximas à da luz); entretanto, seu 
volume pode mudar, mas de uma maneira que seja dependente do campo de 
movimento. A equação que relaciona a taxa de variação da densidade ao campo 
de movimento é a equação de conservação de massa ou da continuidade. Esta 
expressão estabelece a conservação de massa num volume unitário de um fluido 
em movimento. Ela nos diz que, na ausência de fontes ou sorvedouros de matéria, 
a variação local da densidade do fluido no interior da parcela, 
¶r
¶t
, deve resultar de 
 
 
22 
variações no fluxo de massa, r rv , devendo existir, portanto, uma divergência de r rv 
através dos contornos do volume de fluido, ou seja, 
 
¶r
¶
r
t
V= -Ñ.
r
 
 
Esta expressão ainda pode ser escrita de outra maneira, 
 
¶r
¶
r r
¶r
¶
r r
t
V V
t
V V= - Ñ + Ñ Û + Ñ = - Ñ( . . ) ( . ) .
v v r r
 , 
 
segundo a qual a taxa de variação total da densidade (¶r
¶t
V+ Ñ( . )
r
r) é atribuida 
ao divergente de velocidade. Num fluido incompressível, entretanto, não existem 
alterações de volume, de forma que o divergente de velocidade é nulo. Neste caso, 
a equação da continuidade se reduz a: 
 
Ñ = Û + + =.
r
V
u
x
v
y
w
z
0 0
¶
¶
¶
¶
¶
¶
, 
 
a qual é uma boa aproximação para a água do mar. 
 
· Equação da conservação de sal 
 
Esta expressão estabelece que na ausência de fontes e/ou sorvedouros de sal, a 
variação total da salinidade no elemento de fluido considerado é devida à 
variações (divergência) no fluxo difusivo de sal, K SS
r
Ñ (proporcional ao gradiente 
de salinidade), 
 
¶
¶ r r
S
t
V S K S
K
SS
S+ Ñ = Ñ Ñ = Ñ( . ) .( )
r r1 2 
 
· Equação da conservação de calor 
 
A interpretação física desta expressão é análoga à anterior, 
 
¶
¶ r
T
t
V T
K
c
TT
p
+ Ñ = Ñ( . )
r 2 . 
 
VORTICIDADE 
 
O vetor vorticidade, como descrito na secção de operadores matemáticos, é 
definido como o rotacional da velocidade e expressa a tendência de giro da 
parcela de fluido considerada. A direção do vetor resultante, normal ao plano do23 
movimento, é a direção do eixo de rotação da parcela e o sentido do vetor 
expressa o sentido da rotação (se positivo, anti-horária e se negativo, horária). 
Cada derivada de que é composto o vetor representa o cizalhamento de uma 
componente da velocidade. Basta haver cizalhamento em uma componente 
para que a parcela gire; havendo, entretanto, mais termos de cisalhamento, 
existe a possibilidade de haver uma composição entre eles, causando a 
neutralização da tendência de giro. 
Mesmo fluidos em repouso com relação à Terra possuem vorticidade em 
relação ao sistema inercial das estrelas fixas pois a Terra está em rotação em 
relação a este sistema. A esta vorticidade damos o nome de vorticidade 
planetária, que é descrita matematicamente como o rotacional da velocidade 
tangencial de rotação da Terra, sendo igual ao dobro de sua velocidade angular 
(2
r
W ). Se o fluido tem uma tendência de girar além da rotação da Terra (se 
apresentar cizalhamento de alguma componente de seu campo de velocidade), 
diz-se que o fluido possui uma vorticidade relativa (
r
w ). Por fim, definimos 
vorticidade absoluta como a soma dessas duas tendências de giro 
(
r r r
w wa = +2W ). 
Vorticidade Potencial - Sendo l uma propriedade escalar e conservativa 
de um fluido barotrópico (para o qual as isolinhas de salinidade são paralelas às 
de pressão) e invíscido (no qual as forças de atrito envolvidas são desprezíveis), 
pode ser demonstrado que a quantidade dada pelo gradiente de l multiplicado 
pela vorticidade absoluta e dividido por sua densidade, não varia no decorrer do 
tempo, ou seja, essa quantidade é conservativa e a ela damos o nome de 
vorticidade potencial (P ). Assim, 
P= ×
Ñr
r
w
l
ra
 . 
Este teorema foi deduzido por Ertel em 1942. O nome vorticidade potencial 
advém do fato que existe um reservatório de vorticidade entre duas iso-
superfícies de l . Se, por exemplo, uma parcela de fluido, entre essas 
superfícies, move-se para um local onde a distância entre as mesmas é maior, 
haverá uma diminuição do 
r
Ñ l . Como P é constante, é necessário que haja 
um aumento proporcional de 
r
w
r
a ; se a variação de r é pequena, rw a 
aumenta; ou seja, a coluna d’água passa a girar. 
A conservação de vorticidade potencial explica o comportamento das ondas 
de Rossby, que serão discutidas adiante, no capítulo de ondas. 
 
I.4 - Circulação e Massas de Água Oceânicas 
 
INTRODUÇÃO 
 
 
 
24 
Apesar de flutuações mais ou menos periódicas, as águas oceânicas 
encontram-se em movimento seguindo padrões consistentes que prevalecem ao 
longo do tempo. Estas são as chamadas correntes oceânicas. 
A circulação de superfície dos oceanos é relativamente simétrica, sendo a 
presença de grandes giros, o padrão predominante. Nas regiões tropicais e 
subtropicais do hemisfério Norte, os giros possuem sentido horário, enquanto que 
no hemisfério Sul, anti-horário. Próximo aos contornos Oeste as correntes são 
menos espalhadas e bem mais intensas que ao Leste, especialmente no 
hemisfério Norte, com as Correntes do Golfo e Kuroshio, atingindo velocidades de 
aproximadamente 250 cm/s. Na região equatorial, um pouco ao Norte e um pouco 
ao Sul, ocorrem as correntes Norte e Sul Equatorial, ambas para Oeste; estas duas 
correntes são separadas por uma Corrente Contra Equatorial, fluindo para Leste, 
bastante marcada no Pacífico (50 cm/s), já nem tanto no Atlântico (mais restrita à 
costa da Africa) e nem sempre presente no Índico (devido aos ventos Monsões). 
Nas altas latitudes os padrões de circulação são mais complexos. No hemisfério 
Norte a circulação é limitada principalmente pelos continentes; o oceano Ártico 
possui um padrão próprio de circulação, interagindo pouco com o Pacífico Norte e 
bastante com o Atlântico Norte. No continente antártico, as limitações impostas 
pelos outros continentes não existem, havendo interação com todos os oceanos; lá 
ocorre a corrente oceânica de maior volume de transporte (cerca de 260 x 106 m3/s 
ou 260 Sverdrups) e maior velocidade, a Corrente Circumpolar Antártica, formada 
pelos fortes ventos de oeste e pela diferença de densidade, fluindo de oeste para 
leste através de todos os oceanos em torno do continente. 
 A circulação em águas profundas é fortemente influenciada pela topografia de 
fundo, o que implica na não existência de características globais. Para essas águas 
se considera, normalmente, cada região em particular, sendo necessária, as vezes, 
a divisão dessas águas em camadas. 
Como visto, as águas dos oceanos estão continuamente se movendo, seja na 
forma de correntes intensas, como a Corrente do Golfo seja na forma de pequenos 
vórtices. Pode-se perguntar: o que guia todo este movimento? a resposta é: a 
energia do sol e a rotação da Terra. 
A maneira mais óbvia pela qual o sol guia a circulação oceânica é através da 
circulação da atmosfera, ou seja, pelos ventos. É transferida energia dos ventos 
para as camadas superficiais do oceano através do acoplamento friccional entre 
oceano, atmosfera e superfície oceânica. 
O sol também guia a circulação oceânica, causando variações na temperatura e 
salinidade da água do mar, que controlam sua densidade. Variações na 
temperatura são causadas por fluxos de calor através da interface ar-mar; 
variações na salinidade ocorrem pela adição ou remossão de água doce, 
principalmente por evaporação e precipitação, mas também, em regiões polares, 
pelo congelamento e degelo das águas. Todos estes processos estão associados 
direta ou indiretamente ao efeito da radiação solar. Quando a água de superfície 
torna-se mais densa que a água ao redor, ocorre uma instabilidade, fazendo com 
que a água superficial afunde. A circulação vertical (governada pela densidade) que 
resulta do resfriamento e/ou aumento de salinidade é conhecida como circulação 
termohalina. 
 
 
25 
A contribuição da rotação da Terra nos padrões da circulação oceânica pode 
ser ilustrada com o seguinte exemplo: considere um míssil lançado para o norte de 
um "rocket launcher" posicionado no equador. Quando deixa o lançador, o míssil 
está se movendo tanto para leste, com a mesma velocidade da superfície da Terra, 
assim como para norte, com sua velocidade de lançamento. A medida que o míssil 
se move para norte, a Terra está girando para leste, abaixo dele. No princípio, por 
possuir componente de velocidade para leste de mesmo módulo que a da 
superfície da Terra, o míssil parece seguir em linha reta. Por outro lado, a 
velocidade tangencial na superfície de um corpo que gira é função da distância da 
superfície ao eixo de rotação. Como a Terra é uma esfera, a distância ao eixo de 
rotação varia, fazendo com que sua velocidade tangencial na superfície se altere 
com a latitude. Assim, a velocidade da Terra para leste na superfície é maior no 
equador, diminuindo em direção aos pólos, de forma que a medida que o míssil se 
move para norte, a Terra move-se para leste mais lentamente abaixo dele. Como 
resultado, em relação à Terra, o míssil está se movendo não só para norte como 
também para leste, numa taxa progressivamente maior. Esta aparente deflexão de 
objetos que estão se movendo sobre a superfície da Terra, não sujeitos ao atrito, 
sejam eles mísseis, parcelas de água ou de ar, é levada em conta através do efeito 
de Coriolis. 
 
CIRCULAÇÃO SUPERFICIAL 
 
Correntes induzidas pelo vento, a espiral de Ekman e as ondas de 
tempestade 
 
O vento soprando sobre a superfície da água exerce uma tensão friccional na 
direção em que o mesmo está soprando e gerando ondas. Existe algum movimento 
de partículas de água para a frente no movimento das ondas e a magnitude da 
tensão que o vento exerce depende da rugosidade da superfície da água, de forma 
que os dois processos estão intimamente correlacionados. 
 
 
 
 
 
 
fig.14.1 do livro citado acima 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
26 
 
 
figura I.9 - O balanço de forças na camada de Ekman conduz a uma 
corrente média 90o à direita da direção da tensão do vento, no H.N. 
(Harvey, 1975). 
 
A situação mais simples para se considerar a natureza das correntes geradas 
pela tensão do vento é aquela na qual se tem um vento soprando com velocidade 
constante sobre um oceano homogêneo, infinito e profundo. Neste caso o 
movimento das águas não é impedido por nenhuma barreira continental e o 
coeficiente de viscosidade (turbulenta) permanece constante com a profundidade. 
É razoável assumir que em tal situação a velocidade da corrente resultante é 
máxima na superfície e decresce a medida que a profundidade aumenta, sendo 
que abaixo de certa profundidade, na qual a corrente seja desprezivelmente 
pequena, podemos ignorar o atrito. Considerando a camada acima desta 
profundidade como uma coisa só, e assumindo que o vento permanece 
estacionário por um período longo o suficiente para permitir que se estabeleça uma 
corrente estacionária com aceleração nula, temos que a magnitude da tensão do 
vento (t ) se iguala ao efeito de Coriolis, de forma que a velocidade média da 
corrente (u ), e o consequente transporte de água nesta camada, é a 90o da direção 
do vento anticiclonicamente (sentido horário para o Hemisfério Norte e anti-horário 
para o Hemisfério Sul) (figura I.9). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
fig. 14.2 
 
 
 
 
 
 
figura I.10 - Espiral de Ekman, mostrando a variação da velocidade da 
corrente com a profundidade na camada de Ekman (Harvey, 1975). 
 
Em qualquer profundidade, portanto, a água está sujeita a 3 forçantes - a tensão 
da camada superior (no caso de ser a superfície, o vento), a tensão na camada 
inferior e ao efeito de Coriolis. A consequência disto é a corrente se desviar cada 
vez mais anticiclonicamente a medida que a profundiadde aumenta. Ekman, que 
explicou este ponto teoricamente, mostrou que a corrente superficial se desvia 45o 
 
 
27 
da direção do vento em sentido anticiclônico e que a velocidade da corrente 
decresce exponencialmente com a profundidade, a medida que gira mais 
anticiclonicamente até que, numa profundidade D, possui cerca de 4% da 
intensidade superficial com direção exatamente oposta à corrente superficial. Esta 
estrutura de correntes é conhecida como Espiral de Ekman (figura I.10), e a 
profundidade D, que varia com a viscosidade turbulenta e com a latitude, é 
chamada de profundidade de influência friccional, estando tipicamante entre 100 
e 200m. A velocidade da corrente superficial depende dos mesmos fatores que D, e 
da tensão do vento, sendo geralmente de 1% a 3% da velocidade do vento. 
A estrutura completa da espiral de Ekman nunca foi observada nos oceanos, em 
parte devido às suposições em que se baseia (vento estacionário, oceano infinito e 
homogêneo e mais nenhuma força agindo) serem um tanto irreais. Observações da 
corrente superficial bem distante da costa, entretanto, tem mostrado velocidades 
semelhantes àquelas previstas por Ekman e desvios anticiclônicos em relação a 
direção do vento, apesar de serem menores que 45o. Um exemplo clássico é a 
deriva do navio Fram no Ártico, o qual foi 20 o a 40 o à direita do vento; esta 
informação foi dada a Ekman quando ele estudava este problema, de forma que 
sua teoria foi desenvolvida na tentativa de fornecer uma explicação para o mesmo. 
Outros parâmetros atmosféricos podem afetar os movimentos da água assim 
como o vento. A superfície do mar reage como um barômetro invertido às variações 
de pressão atmosférica. Uma baixa atmosférica, é então acompanhada de nível do 
mar alto, e se os ventos associados a essa baixa fazem com que a água se mova 
em direção a costa contra a qual ela se empilha, níveis de água particularmente 
altos podem ser experimentados. Tanto depressões de média latitude quanto 
ciclones são sistemas em movimento; se a velocidade deles é apropriada, tais 
altos níveis de água, denominados ondas de tempestade ou ressacas podem 
viajar com estes sistemas na forma de ondas longas. Desta forma, fenômenos 
meteorológicos podem ser responsáveis pelo aumento ou diminuição do nível do 
mar em um dado local. Este fenômeno é particularmente importante quando os 
registros são maiores do que aqueles previstos astronomicamente, o que implica 
em intrusão de água do mar em locais onde isso normalmente não acontece, 
podendo causar grandes inundações. Matinhos, no Estado do Paraná, é um 
exemplo de local que frequentemente é vítima de ressacas. Marone & Camargo 
(1995) analisaram um evento de alteração do nível do mar devido a fatores 
meteorológicos, ocorrido em agosto de 1993, que causou muitos estragos em 
Matinhos. A principal causa deste evento foi o vento associado à combinação da 
passagem de uma frente fria pelo oceano e de um centro de alta pressão pelo 
continente, aumentando a área oceânica sob a ação de ventos do quadrante sul. No 
sudeste do Brasil estes ventos acumulam água na costa devido ao transporte de 
Ekman. Além disso, a transferência de momento da atmosfera para o oceano em 
locais de grande profundidade gerou grandes ondas que tiveram fortes efeitos 
destrutivos na zona costeira. Apesar do número de frentes frias ser maior durante o 
inverno, não se pode afirmar que ressacas não ocorram em outras épocas do ano. 
Os fatores que propiciam este fenômeno não estão diretamente relacionados com 
as estações do ano. 
 
 
28 
 Isto ocorre frequentemente no Mar do Norte, onde uma onda de tempestade, 
acompanhando uma depressão movendo-se rapidamente para leste, com seu 
centro passando bem ao norte da Inglaterra, viaja em torno da costa da Escócia e 
segue, num caminho anti-horário em torno da margem do mar do Norte. 
 
Descrição 
 
Os oceanos Atlântico e Pacífico, representados esquematicamente na figura 
I.11, são essencialmente similares na forma, extendendo-se para o norte, e 
estreitando-se em suas extremidades. Os ventos entre as latitudes 10o e 50 o são 
essencialmente anticiclônicos em torno das altas subtropicais. Isso faz com que as 
águas na camada de Ekman, acima da profundidade de influência friccional sejam 
transportadas para o centro do oceano. Esta convergência causa uma deformação 
na termoclina, alem de fazer com que o nível do mar se incline para baixo a partir 
do centro para as extremidades, causando uma corrente de gradiente anticiclônica, 
ou seja, no mesmo sentido do vento (figura I.12). 
Este giro subtropical é bastante assimétrico, em particular nos oceanos do norte, 
com seu centro deslocado para oeste, de forma que a Corrente do Golfo no 
Oceano Atlântico Norte e a de Kuroshio no Pacífico Norte, são bem mais intensas 
que quaisquer outras da porção leste desses oceanos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
figura 14.3 
 
 
 
 
 
figura I.11 - Representação esquemática das distribuições de pressão e 
vento num oceano idealizado (Harvey, 1975). 
 
 
 
 
 
 
29 
 
 
 
 
fig. 14.4 
 
 
 
 
 
 
 
figura I.12 - Movimentos de água associados a ventos anticiclônicos no 
H.N. 
(a) pressão atmosférica, ventos e os correspondentes transportes de 
Ekman para a direita. 
(b) topografia resultante da superfície do mar e as correspondentes 
correntes de gradiente, abaixo da profundidade de influência friccional. 
(Harvey, 1975). 
 
De acordo com a equação de conservação da vorticidade, a quantidade de 
gradiente de vorticidade planetária advectada pelo campo de massa é igual à 
vorticidade transmitida à água pela rotação da tensão do vento (circulação das 
massas de ar), adicionada à vorticidade perdida pelo atrito com o fundo, 
adicionada à vorticidade retirada (ou adicionada) à coluna d’água quando o 
gradiente de velocidade é grande (próximo a contornos). A intensificação das 
correntes no contorno oestedos oceanos é causada pelo fato de o 1parâmetro 
de Coriolis, f, variar com a latitude. Se simplificarmos bastante a situação, 
ignorando movimentos verticais, podemos considerar os fatores que causam 
variações na vorticidade, a medida que a água se move em torno do giro 
subtropical. No hemisfério Norte, por todo o giro, a água vai adquirindo vorticidade 
relativa negativa devido à tensão anticiclônica que o vento imprime à superfície. A 
água da porção leste do oceano se move em direção ao equador e sua vorticidade 
negativa induzida pelo vento pode ser apenas suficiente para se ajustar à 
componente vertical da vorticidade planetária positiva reduzida das latitudes mais 
baixas, de forma que sua vorticidade absoluta é conservada. No lado Oeste, a água 
se move em direção ao pólo, ganhando vorticidade planetária negativa de forma a 
sua vorticidade absoluta tornar-se cada vez mais negativa. Assim, existe uma ação 
reguladora, para impedir que a vorticidade aumente indefinidamente, realizada pelo 
atrito, tanto nos contornos laterais quanto no fundo do mar, ou ainda, por 
viscosidade dentro da água. Isto requer velocidades bem maiores do lado oeste, 
uma vez que o atrito é algo como proporcional ao quadrado da velocidade da água. 
O resultado é que as velocidades são tipicamente da ordem de dez vezes maiores 
 
1Componente vertical da vorticidade planetária, num dado ponto sobre a superfície terrestre, ou seja, 
a vorticidade planetária multiplicada pelo seno da latitude local. 
 
 
30 
nas correntes quentes dos contornos oeste, que nas correntes frias do lado leste, 
além das correntes nos contornos oeste se extenderem a profundidades maiores. A 
assimetria dos giros subtropicais ao sul do equador não é tão marcante, e no 
Pacífico Sul a fria corrente do Peru no lado leste é talvez a característica dominante. 
O diferente padrão de distribuição de terra e mar no hemisfério Sul parece ser o 
responsável por este contraste. 
A figura I.13 mostra as correntes de superfície dos oceanos, características para 
o inverno do hemisfério Norte. Na região dos ventos Alíseos, a água é transportada 
através dos oceanos para o lado oeste, de forma que existe uma inclinação da 
superfície do mar de oeste para leste. Ao longo da zona de convergência inter-
tropical, onde os ventos são leves, a água é capaz de fluir de volta para leste e 
próximo ao Equador a força de Coriolis tem pouco efeito sobre a mesma; assim, 
tem-se a Contra Corrente Equatorial . Exatamente sobre o Equador, onde a força 
de Coriolis muda de direção, existe divergência de água superficial. Este fenômeno 
'puxa' a termoclina para mais próximo da superfície, também promovendo mistura 
vertical na mesma, o que faz com que a água acima da termoclina no equador seja 
mais densa que em qualquer outro lado, e abaixo dela menos densa que em 
qualquer outro lado. Como consequência, os gradientes de pressão na 
profundidade da termoclina (cerca de 100m) se inclinam do Equador para os outros 
lados, dando origem a correntes geostróficas para leste, tanto imediatamente ao 
norte quanto ao sul do Equador. Alem disso, do outro lado do Equador, a direção 
das correntes induzidas pelo vento a 100 m de profundidade é aproximadamente 
oposta àquela das correntes superficiais (efeito da espiral de Ekman); estas 
correntes, apesar de muito fracas causam convergência no Equador, contribuindo 
ao fluxo ali com uma componente para leste. Há também o gradiente de pressão 
direcionado para leste, resultante da inclinação da superfície da água, e todos 
esses fatores, juntamente com a ausência da força de Coriolis no Equador, 
parecem ser os responsáveis pela existência da Contra-corrente Equatorial que 
tem sido observada em cada um dos oceanos. Estas correntes são comparáveis à 
Corrente do Golfo em termos de velocidades e volume de água que as mesmas 
transportam. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
figura 14.5 
 
 
 
 
31 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
figura I.13 - Correntes de superfície globais durante o inverno do H.N. 
(Harvey, 1975). 
 
Em latitudes maiores que 50 o existe um marcante contraste entre os hemisférios 
Norte e Sul. No Atlântico e Pacífico Norte, o movimento da água é obstruido pelas 
barreiras continentais, já no hemisfério Sul é possível viajar ao redor do globo com 
a Corrente Circumpolar Antártica. Acima dos oceanos do Sul, os ventos são 
essencialmente de Oeste, causando um um transporte líquido de água para fora do 
continente Antártico. Isso faz com que a superfície do mar se incline para cima na 
direção do Equador e as correntes de gradiente associadas vão para leste, mais 
uma vez, na mesma direção em que o vento está soprando. Existe, entretanto, uma 
zona de convergência muito importante em torno da Antártica, entre cerca de 50 o e 
60o , conhecida como Convergência Antártica. Existe um marcado aumento de 
temperatura no mar, a medida que prosseguimos para Norte através desta 
Convergência, e é aí que a água submerge para formar a Água Intermediária 
Antártica. Sua localização tem sido relacionada à zona dos ventos mais fortes do 
Oceano Sul, mas a sua posição é constante demais para que ela seja atribuida 
inteiramente ao campo de ventos, e existem várias teorias relacionando a mesma à 
circulação da água de sub-superfície. 
 
CIRCULAÇÃO DE FUNDO 
 
São conhecidas algumas zonas de convergência e divergência no fluxo das 
camadas superiores do oceano. A divergência ocorre particularmente onde o 
transporte induzido pelo vento é para fora da costa, requerendo ressurgência. Essa 
ressurgência traz água rica em nutrientes para a zona eufótica, e assim estas áreas 
são caracterizadas por uma produtividade biológica considerável. As principais 
regiões onde isso ocorre são as correntes de contorno leste frias dos giros 
subtropicais (figura I.14). As baixas temperaturas dessas correntes são ainda 
diminuidas pela ressurgência de água fria, de forma que nevoeiros de advecção 
('advection fogs') são frequentemente observados nessas regiões. Os movimentos 
verticais de água associados a essas convergências e divergências são limitados 
principalmente pela água acima e no interior da termoclina principal. 
 
 
 
32 
 
 
 
 
 
 
 
fig. 14.6 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
figura I.14 - Ressurgência nas correntes de contorno leste, no H.N. 
(a) Plano horizontal, mostrando os transportes de Ekman resultantes da 
tensão do vento. 
(b) Perfil mostrando os movimentos verticais associados e a inclinação da 
superfície do mar. 
(c) Possível balanço de forças e corrente resultante. (Harvey, 1975). 
 
Considerações teóricas mostram que em toda a parte dos oceanos deve haver 
uma lenta ressurgência de água através da termoclina principal (esta conclusão é 
obtida tanto ao se considerar a divergência no fluxo acima da termoclina principal, 
quanto ao se considerar os processos necessários à manutenção da termoclina, 
apesar da ocorrência de transporte de calor para baixo por difusão). Para 
compensar esta ressurgência, a água afunda, mas apenas em alguns poucos locais 
dos oceanos, determinados por fatores climatológicos. Estas áreas podem ser 
localizadas através de análise de massas d'água, em particular pelo estudo da 
concentração de oxigênio dissolvido nas massas de água profundas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
33 
 
 
 
figura 14.7 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
figura I.15 - Representação esquemática tri-dimensional das correntes de 
superfície e subsuperfície no Oceano Atlântico (Harvey, 1975). 
 
Massas d'água intermediárias que nunca afundam para profundidades maiores 
que 2000m no oceano, se originam, por exemplo, na Zona de Convergência 
Antártica, e nos mares Mediterrâneo e Vermelho. As únicas regiões de origem de 
massas de água de fundo são: em torno do continente Antártico