Introdução

Os Oceanos da Terra:
• Cobrem 70.8% da superfície da Terra
• Estão interligados (“oceano global”)
• Tem dimensões e volumes enormes (contém 97% da água da Terra)
Os Oceanos:
• Pacífico
• Atlântico
• Índico
• Árctico
e ainda….
• Oceano
Antárctico ou do
Sul
Comparação entre oceanos e continentes
Pacífico Atlântico Índico
metros
profundidade relativa dos oceanos
superfície da Terra
altiude média
dos continentes
Ártico
metros
nível do mar
Monte Everest - a montanha
mais alta (8850 metros)
Pacífico
Índico
metros
metros
metros
dimensões relativas dos oceanos
Atlântico
Profundidade dos oceanos
e altitude dos continentes
altiude média
dos continentes
(840 metros)
Ártico
profundidade média dos
continentes (840 metros)
Fossa das Marianas – o ponto
mais profundo (11022 metros)
A curva hipsográfica
Altitude (km)
Monte Everest (8850 metros)
Continentes – 29.2%
Montanhas
Altitude média dos continentes (840 metros)
Profundidade (km)
nível do mar
Margem continental
Profundidade média do oceano (3729 metros)
Oceano profundo
Fossas
Oceanos – 70.8%
Fossa das Marianas (11022 metros)
Milhões de quilómetros quadrados
Percentagem da superfície da Terra
Percentagem da área
A curva hipsográfica mostra a relação entre a altitude dos
continentes e a profundidade do oceano
O fundo do Oceano
Margem continental passiva
terra
plataforma continental
Margem continental activa (convergente)
plataforma continental
nível do mar
vertente continental
rampa continental
nível do mar
planície
abissal
vertente continental
fundo oceânico
50 km
distorção vertical =10X
plataforma
vertente
rampal
50 km
planície
abissal
terra
fossa
oceânica
50 km
distorção vertical =10X
nível do mar
rift
vertente
montanhas submarinas
crista submarina
distorção vertical = escala horizontal/escala vertical = 50/5 = 10X
plataforma
A plataforma e vertente continental são por
vezes cortadas por grandes canhões
submarinos. Alguns estão relacionados com
rios, mas muitos não estão, como são
exemplo alguns canhões submarinos da
Península Ibérica
O fundo submarino ao largo da Península Ibérica
TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE
As propriedades físicas da água pura relevantes para o estudo da dinâmica de
fluidos são a pressão e a temperatura. Para a água do mar tem que se juntar a
salinidade.
A temperatura e a salinidade são duas das mais importantes propriedades físicas
da água do mar pelas seguintes razões:
•ajudam a identificar massas de água particulares no oceano;
•em conjunto com a pressão determinam a densidade da água do mar (ρ(S,T,P)).
A densidade é o factor mais importante no movimento vertical das águas
oceânicas, pois determina a profundidade à qual uma massa de água alcança o
estado de equilíbrio no campo gravítico.
Propriedades Conservativas da água do mar são propriedades que variam apenas
por mistura de massas de água, depois da água se ter afastado do contacto com a
atmosfera e outras influências externas. Exemplos: temperatura potencial e
salinidade.
Propriedades Não-Conservativas da água do mar são propriedades que podem
variar por processos distintos da mistura de massas de água. Exemplos: temperatura
‘in situ’, oxigénio dissolvido e concentração de nutrientes.
TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE
 A temperatura é uma medida da energia cinética média das moléculas que
constituem uma dada substância → propriedade microscópica. Do ponto de vista
macroscópico, a temperatura é uma propriedade de todos os sistemas
termodinâmicos em equilíbrio térmico, ou seja, dois sistemas estão em equilíbrio
térmico se e só se as suas temperaturas forem iguais.
 Transformações Adiabáticas são transformações que os fluidos sofrem em
consequência da sua compressibilidade, sem haver troca de calor com o ambiente
envolvente: quando um fluido se expande perde energia interna e a temperatura
desce; quando se comprime ganha energia interna e a temperatura aumenta.
 Temperatura Potencial - Como a água é ligeiramente compressível, uma porção
de água trazida do oceano profundo para a superfície expande-se e tende a
arrefecer. A temperatura de uma porção de água do mar trazida adiabaticamente
até à superfície é mais baixa do que a medida in situ. Esta propriedade
termodinâmica chama-se temperatura potencial e é usada para comparar massas
de água a profundidades significativamente diferentes ou quando se estuda
movimentos verticais sobre uma gama de profundidades elevada.
TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE
 A dissolução dos sais na água pura provoca modificações nas suas propriedades:
• pequenas variações na compressibilidade, expansão térmica e índice de
refracção;
• grandes variações na densidade, nas temperaturas do ponto de congelação e de
densidade máxima e na condutividade eléctrica.
Temperatura de densidade máxima e do ponto de
congelação da água do mar em função da salinidade.
TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE
 Salinidade é uma medida da quantidade de sais dissolvidos na água do mar. Até
1980 a salinidade era expressa em partes por mil ( ppm ou ‰). A salinidade média
dos oceanos é 35 ‰.
 Métodos de Medição da Salinidade:
• Medição Gravimétrica: método moroso e impreciso devido à decomposição de
alguns sais durante o aquecimento até à evaporação.
• Medição Química: baseado na titulação para determinar a clorinidade;
utilizado até meados da década de 60 do século XX.
• Métodos Físicos: baseados na condutividade eléctrica; utilização de uma
fórmula empírica para converter razões de condutividade em salinidades.
 Definição actual de salinidade baseada em fórmulas empíricas, que envolvem uma
razão de condutividades padrão, R15=C(S,15,0)/C(35,15,0).
 A salinidade é determinada a partir de medições da conductividade eléctrica e da
temperatura. Sensores de conductividade (C), temperatura (T) e pressão (D, do
inglês depth) são habitualmente reunidos no mesmo aparelho de medida, o CTD.
TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE
 A importância do conhecimento da densidade, ρ, está no facto do movimento das
massas de água intermédias e profundas ser controlado, entre outros factores, pela
densidade, ou seja, pela estabilidade gravitacional. Como a densidade depende
da temperatura e da salinidade, a circulação vertical é controlada por variações
destes dois parâmetros e por esta razão é designada Circulação Termohalina.
 A densidade da água do mar à superfície é controlada apenas pela temperatura e
pela salinidade, mas no interior do oceano também depende da pressão, pois a
água é um fluido ligeiramente compressível.
 A densidade decresce com a temperatura e cresce com a salinidade e a pressão.
 As unidades de densidade são kg/m3.
Gama de valores: 1021 kg/m3 à superfície ― 1070 kg/m3 a 10000 metros de
profundidade. O valor médio é aproximadamente 1030 kg/m3.
 Em Oceanografia utiliza-se por vezes o volume específico, α=1/ρ, e quase sempre
uma quantidade chamada σt (sigma-t) ,σt =ρ(S,T,P0)-1000, em que P0 é a pressão
ao nível do mar (1 atmosfera).
TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE
 Como a densidade varia apenas nos dois últimos algarismos e como normalmente
se compara massas de água à mesma profundidade (mesma pressão), ou gama de
profundidades, o uso de σt é mais prático. Embora σt tenha unidades, é usual
omiti-las.
• Exemplo: T=10ºC, S=35‰ e P=0  ρ=1026,96 kg.m-3  σt =26.96.
 Gama de valores para σt: 21 (superfície) ― 28,3 (10000 m).
 Associado à temperatura potencial, , define-se também a densidade potencial,
sigma- , representada pelo símbolo σ.
 Não existe método rápido, prático e seguro para medir a densidade in situ. Pode
ser medida em laboratórios, mas os métodos são lentos. Na prática a densidade é
deduzida a partir da temperatura, salinidade e pressão, medidas directamente. A
dependência entre a densidade, a temperatura, a salinidade e a pressão é
representada pela “equação de estado da água do mar”, que é bastante complicada.
TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE
 A temperatura do oceano aberto está compreendida entre –2º C e 30º C e a
salinidade entre 30 e 40. Cerca de 90% do oceano aberto está entre –2º C e 10º C
e entre 34 e 35 e representa maioritariamente água sub-superficial. O restante é
água de superfície.
A densidade (em unidades de sigma-t) em função da
temperatura e da salinidade, numa gama apropriada para todo
o oceano. Note-se que 90% da água de todo o oceano está
dentro da área a tracejado.
Note-se ainda que a relação entre a densidade, a temperatura
e a salinidade é não linear, mais na temperatura que na
salinidade. A densidade é menos sensível a variações de
temperatura a baixas temperaturas que a altas temperaturas.
TEMPERATURA, SALINIDADE E DENSIDADE
 Em Oceanografia considera-se a pressão hidrostática, isto é, a pressão devido
apenas à coluna de água acima de um dado nível (profundidade), o que implica
que P=0 quando o nível é a superfície,que está à pressão atmosférica.
 A Equação Fundamental da Hidrostática descreve a variação de pressão, p, com
a profundidade, z, numa coluna de fluido:
p=gz.
 Considerando  constante, a equação hidrostática
traduz uma relação linear entre a pressão e a
profundidade.
 Unidades de pressão:
1 Pa=1 N.m2;
105 Pa=105 N.m2=1 bar1 atmosfera.
No oceano, pode-se usar a relação
 Z=1 m   p1 decibar (db).
ESTRUTURA VERTICAL DO OCEANO
Perfis verticais da temperatura típicos para
as diferentes latitudes do oceano. A
termoclina sasonal ocorre devido ao forte
aquecimento superficial do oceano durante o
Verão nas latitudes médias.
Sucessão de perfis de temperatura mostrando
o desenvolvimento (linhas a cheio) e o
decaimento (linhas tracejadas) da termoclina
sasonal no hemisfério Norte.
ESTRUTURA VERTICAL DO OCEANO
Perfis verticais médios de salinidade típicos para as
diferentes latitudes do oceano mundial.
Perfis verticais médios de densidade típicos para as
diferentes latitudes do oceano mundial.
ESTRUTURA VERTICAL DO OCEANO
 A região superficial (na ordem de metros ou dezenas de metros) corresponde à
“camadade mistura” onde o oceano está bem misturado devido à influência directa
do vento. Nesta região, temperatura, salinidade e consequentemente a densidade,
variam pouco em profundidade. Segue-se uma região de forte gradiente vertical
da temperatura (termoclina), da salinidade (haloclina) e em consequência, da
densidade (picnoclina). Na região profunda estes parametros voltam a variar
pouco em profundidade.
Estrutura vertical típica do oceano
ESTRUTURA VERTICAL DO OCEANO
Secção vertical norte-sul média zonal de temperatura para o oceano mundial
Secção vertical norte-sul média zonal de densidade para o oceano mundial
ESTRATIFICAÇÃO E ESTABILIDADE NO OCEANO
 Se uma massa de água mais densa está por cima de uma menos densa há
instabilidade e ocorre afundamento da água mais densa. Na situação inversa,
massa de água menos densa sobre uma mais densa, a interface de separação entre
as duas encontra-se numa situação de estabilidade, que é tanto maior quanto
maior for a diferença de densidades através da interface.
 A Estabilidade Estática é importante no escoamento de um fluido estratificado
em que  aumenta com a profundidade.
 Como critério para determinar a importância da estabilidade pode-se usar o
parâmetro de estabilidade, dado pela Equação de Estabilidade (válida para
E>50x10-8 m-1)
1 d
E
 dz
 Então, a estabilidade é definida de tal forma que
E>0, situação estável,
E=0, estabilidade neutra,
E<0, situação instável.
ESTRATIFICAÇÃO E ESTABILIDADE NO OCEANO
 A influência da estabilidade é expressa através de uma frequência de estabilidade, N,
designada por Frequência de Brunt-Väisälä ou Frequência de Estratificação,
N 2  gE  N  gE (ciclos / segundo, Hz)
 Como a Frequência de Brunt-Väisälä quantifica a importância da estabilidade, é uma
variável fundamental em Dinâmica de Escoamentos com estratificação.
 A Frequência de Brunt-Väisälä pode ser interpretada como a frequência do movimento
vertical sentido por uma parcela de fluido que é deslocada da sua posição de equilíbrio
através de uma excitação correspondente a um deslocamento vertical  a Frequência de
Brunt-Väisälä é a frequência máxima das ondas internas no Oceano e apresenta valores
típicos de alguns ciclos/hora.
ESTRATIFICAÇÃO E ESTABILIDADE NO OCEANO
Frequência de estratificação observada no Oceano Pacífico.
Esquerda: estabilidade da termoclina profunda, a leste da corrente
de Kuroshio. Direita: estabilidade da termoclina superficial,
característica das regiões tropicais. Repare-se nas diferenças de
escalas.
PRINCIPAIS MECANISMOS GERADORES DOS
MOVIMENTOS OCEÂNICOS
 O oceano está em movimento constante, com escalas desde as grandes correntes
oceânicas até aos pequenos vórtices. A génese de todos estes movimentos está na
radiação solar e na rotação da Terra.
 Contribuição da energia radiante solar:
• O Sol influencia a circulação oceânica através da circulação atmosférica. A
energia é transferida dos ventos para as camadas superficiais do oceano através
do atrito entre a atmosfera e a superfície do mar  circulação induzida pelo
vento.
• O Sol causa variações na temperatura e salinidade da água do mar, que
controlam a sua densidade: variações de temperatura são causadas por fluxos
de calor através da interface ar-água; variações de salinidade são causadas por
adição e remoção de água doce, através da precipitação, evaporação e das
transições gelo-água nas regiões polares. Quando a água superficial se torna
mais densa que a água que está por baixo, gera-se instabilidade e a água
superficial afunda-se  circulação governada pela densidade, que resulta do
arrefecimento e/ou aumento da salinidade da água superficial designada
circulação termohalina.
Correntes oceânicas de larga escala
• Correntes superficiais
– Afecta a camada do oceano acima da picnoclina (~10% do oceano)
– São consequência das cinturas de ventos na atmosfera
• Correntes profundas
– Afecta a água profunda abaixo da picnoclina (~90% do ocaeno)
– São consequência das diferênças de densidade da água do oceano
– São correntes mais vastas e lentas que as de correntes superficiais
As correntes oceânicas superficiais seguem de perto a cirulação geral da atmosfera
Padrão de ventos no Atlântico
Padrão de correntes no Atlântico
Circulação Induzida pelo Vento

Sistema de correntes superficiais no Oceano
à escala mundial.
Campo médio do vento na superfície da Terra
e posição da Zona de Convergência InterTropical em (a) Julho e (b) Janeiro.
Circulação profunda (circulação termohalina)
-As correntes profundas formam-se nas regiões subpolares quando a água mais
densa afunda
-As águas no oceano profundo são frias, calmas, escuras, não produtivas, com
pouca vida e sujeitas a altas pressões
As correntes profundas são
identificadas por medição da
temperatura e da salinidade,
a partir das quais se calcula
a densidade.
Massas de água
do Atlântico
Circulação Termohalina
no Atlântico
Secção vertical meridional do Oceano Atlântico,
mostrando o movimento das principais massas de água.
Importância da circulação oceânica na
redistribuição de energia na Terra:
A Correia de Transmissão Global
PRINCIPAIS MECANISMOS GERADORES DOS
MOVIMENTOS OCEÂNICOS
 Contribuição da rotação da Terra:
Um projéctil disparado a partir do equador para norte, move-se para leste, tal como a
Terra e para norte com a velocidade do disparo. À medida que se desloca para norte, a
velocidade com que a Terra se move para leste é cada vez menor, pois v=r,
=constante e r diminui com a latitude. Como resultado, o projéctil não se desloca só
para norte, mas também para leste relativamente à Terra (para a sua direita). O mesmo
raciocínio é válido no caso do disparado ser de norte para sul, no hemisfério norte:
relativamente à Terra desloca-se não só para sul, mas também para a sua direita (para
oeste). O mesmo acontece com as massas de água em movimento no oceano (ar na
atmosfera)  efeito da força aparente designada por força de Coriolis.
 A força de Coriolis é uma força aparente que actua sobre os corpos em movimento na
superfície terrestre, segundo um ângulo de 90º 'cum sole', i.e,. para a direita no
Hemisfério Norte e para a esquerda no Hemisfério Sul. A força de Coriolis é nula no
Equador e aumenta com a latitude, sendo máxima nos pólos terrestres.
 Componente horizontal da força de Coriolis: m2sinVH=mfVH, f-Parâmetro de Coriolis
PRINCIPAIS MECANISMOS GERADORES DOS
MOVIMENTOS OCEÂNICOS
Efeito da Rotação da Terra
(a) Um projéctil lançado para
Norte a partir do equador move-se
para Leste tal omo a Terra e para
Norte com a velocidade de
disparo.
(b) Trajectória do projéctil relativamente
à Terra. No tempo T1 o projéctil moveuse para M1 e a Terra para G1. No tempo
T2 o projéctil moveu-se para M2 e a Terra
para G2. Há depleção causada pela força
de Coriolis, maior a maiores latitudes.
A roda da bicicleta não roda no Equador,
mas vai rodando no sentido dos ponteiros
do relógio relativamente à Terra, cada vez
com maior velocidade à medida que se
aproxima do pólo.
PRINCIPAIS MECANISMOS GERADORES DOS
MOVIMENTOS OCEÂNICOS
 No estudo da dinâmica dos movimentos do Oceano utilizam-se as seguintes leis:
• Conservação da massa;
• Conservação da energia;
• 1ª Lei de Newton (se nenhuma força actua um corpo ele não muda o seu estado
de movimento);
• 2ª Lei de Newton (a taxa de variação de quantidade de movimento de um
corpo é directamente proporcional à resultante das forças que actuam o corpo);
• 3ª Lei de Newton (quando uma força actua num corpo há uma força igual e
oposta a actuar noutro corpo);
• Conservação do momento angular;
• Lei da gravitação universal de Newton..
PRINCIPAIS MECANISMOS GERADORES DOS
MOVIMENTOS OCEÂNICOS
 Principais forças a considerar no estudo dos movimentos no Oceano:
Directas, que causam o movimento:
• Atracção gravitacional (Sol e Lua);
• Tensão do vento (pode ser tangencial - atrito, ou normal - pressão);
• Força dp gradiente horizontal de pressão;
• Pressão atmosférica (1mb faz variar a superfície do oceano em cerca de 1cm);
• Sísmicas (resultam do movimento do fundo marinho);
Indirectas, que resultam do movimento:
• Força de Coriolis (surge devido à rotação da Terra);
• Forças de atrito (opõem-se ao movimento e fazem dissipar energia mecânica
convertendo-a em energia térmica).
PRINCIPAIS MECANISMOS GERADORES DOS
MOVIMENTOS OCEÂNICOS
 Os movimentos podem ser classificados de acordo com as forças que os originam:
• Circulação termohalina - resulta da variação da densidade numa região
limitada, de modo que a acção diferencial da gravidade gera movimento
relativo;
• Circulação induzida pelo vento - correntes nas camadas superficiais, ondas de
superfície e afloramento de águas da sub-superfície (upwelling);
• Correntes de maré - essencialmente horizontais, consequência directa da Lei de
Atracção Gravitacional;
• ‘Tsunamis’ - resultam de forças aplicadas junto ao fundo devido a movimentos
da crusta submarina;
• Movimentos turbulentos: resultam da tensão de corte, ou seja, dos gradientes
de velocidade, por vezes junto das fronteiras do oceano;
• Movimentos diversos: ondas internas, ondas de inércia, ondas planetárias de
Rossby, etc..
DIFERENTES ESCALAS NA CIRCULAÇÃO DOS OCEANOS
 Devido à diversidade de forças que actuam no oceano, os movimentos são um
somatório de movimentos de diversas escalas. Os movimentos no Oceano vão
desde os pequenos turbilhões, na escalas dos milímetros, até às grandes correntes
oceânicas, na escala das dezenas de milhares de quilómetros, como a corrente do
Golfo ou o giro do Atlântico Norte.
 Embora estas escalas se sobreponham, elas podem ser tratadas de forma
independente. As forças relevantes que actuam são diferentes e as leis físicas
preponderantes para a explicação dos fenómenos são em geral diferentes.
 As escalas típicas dos movimentos oceânicos são:
• larga escala;
• mesoescala;
• pequena escala;
• microescala - movimentos na escala dos centímetros ou inferior: difusão
molecular, fenómenos nas fronteiras, viscosidade, tensão superficial, etc.
DIFERENTES ESCALAS NA CIRCULAÇÃO DOS OCEANOS
 Larga escala - as grandes correntes oceânicas que determinam a circulação geral
do oceano (>1000km).
Exemplo da circulação de larga escala: circulação
geral dos oceanos.
DIFERENTES ESCALAS NA CIRCULAÇÃO DOS OCEANOS
 Mesoescala - fenómenos locais,
independentes mas por vezes com
implicações na circulação geral,
resultam da acção de forças locais e
cuja escala é da ordem de dezenas ou
centenas de quilómetros. Exemplos:
correntes e contra-correntes costeiras,
vórtices (‘eddies’) com raios de
dezenas de quilómetros, afloramento
costeiro (‘upwelling’), filamentos,
frentes, etc.
Exemplo da circulação de mesoescala:
afloramento costeiro, filamentos, vórtices,
correntes e contracorrentes costeiras, etc.
DIFERENTES ESCALAS NA CIRCULAÇÃO DOS OCEANOS
 Pequena escala - movimentos à escala de metros: cinemática e dinâmica interna
dos vórtices e filamentos, movimentos nas frentes de temperatura, movimentos
junto ao fundo em águas pouco profundas, movimentos em portos, praias,
enseadas, estuários, etc.
Exemplo da circulação de pequena escala: a hidrodinâmica costeira.
Ondas, correntes costeiras induzidas pelas ondas, Interacção entre o
escoamento e o fundo, pequenos vórtices, algumas ondas internas, etc.