CORRENTES OCENICAS E MASSAS DE GUA Os oceanos e a atmofera so ambos fludos e esto em mtuo contato fsico. Assim, alm de terem comportamentos semelhantes, ocorre grande interao entre eles. Os raios solares aquecem a atmosfera, o solo e os oceanos uma e meia a duas vezes mais por unidade de rea nas regies equatoriais do que nas polares (Fig. 1). Embora isso ocorra, o equador no se aquece cada vez mais e nem os plos se resfriem. H um balano energtico que transfere o calor (ou a energia) recebido pelo equador para os plos, atravs da atmosfera e dos oceanos. Este equilbrio trmico fator muito importante na gerao dos principais cintures de vento e das grandes correntes ocenicas no planeta. A atmosfera a principal via para o transporte de energia das zonas equatoriais para as polares. Nas regies de baixas latitudes, a evaporao da gua dos oceanos o mecanismo principal para a remoo do calor na superfcie terrestre. Esse transporte de calor to eficiente, ocorre graas propriedade denominada calor latente de vaporizao que muito alto no caso da gua. Esta, ao evaporar-se, retira do ambiente grande quantidade de energia, que acaba sendo transportada junto com o vapor de gua para regies mais frias do planeta. Nestas regies mais frias, a gua se resfria, desce e se condensa, liberando a energia que liberou de regies mais quentes. Atravs das correntes marinhas, os ocenos tambm levam energia do equador para os plos, contribuindo com 10% 20% da distribuo de calor no planeta como um todo.

Figura 1: Calor recebido do Sol r reirradiado pela Terra em funo da latitude. Note que as regies equatoriais e tropicais recebem mais calor do que reirradiam e nos plos ocorre o inverso (Weyl, 1970. Oceanography. An Introduction to the Marine Evironment. John Wiley & Sons, Inc., New York. 535p.).

PRESSO ATMOSFRICA Diferenas de temperatura causam diferenas de presso atmosfrica. A taxa de variao da presso atmosfrica entre duas reas denominada de gradiente de presso atmosfrica e causa o movimento horizontal do ar, ou seja, o vento. A direo dos ventos sempre se d de regies de alta presso (tambm chamados de anticiclones) para as de baixa presso (ciclones) e sua velocidade est relacionada com a magnitude do gradiente de presso. Centros de baixa presso ocorrem quando o ar se aquece, torna-se mais leve e sobe, enquanto os de alta presso, ao contrrio, ocorrem quando o ar se resfria, torna-se mais denso e desce. Esse fenmeno explica a alterao diria da brisa em regies litorneas (Fig. 2). Durante o dia o solo se aquece mais e mais rapidamente que a gua do mat, ocasionando uma rea de baixa presso sobre o continente; a brisa sopra ento do mar para ele. noite, o solo se resfria rapidamente enquanto a gua do mar o faz de forma mais lenta. A temperatura, na gua, fica maior que a do solo, ocasionando um centro de baixa presso do mar, que origina uma brisa do continente em sua direo.

Figura 2: Produo de brisa em regies costeiras causadas por diferenas de temperatura entre o dia e a noite.

FORA DE CORIOLIS Os ventos no caminham em linha reta ao longo de um gradiente de presso, mas so defletidos ou desviados em forma de curva (Fig. 3) devido a rotao da Terra.

Figura 3: Devido ao fenmeno de Coriolis, no hemisfrio sul os ventos so defletidos para a esquerda quando deixam os centros de alta presso (a), assim como quando chegam aos centros de baixa presso (b). No hemisfrio norte a deflexo ocorre para a direita.

O desvio de algo que se mova na superfcie do planeta causado pela fora de Coriolis, descrito inicialmente em 1835, pelo fsico francs Gaspar de Coriolis. Assim, no caso dos ventos, o ar forado a se desviar para a esquerda no hemisfrio sul e para a direita no hemifrio norte. Para entender esse fenmeno pode-se utilizar uma analogia entre o planeta e um carrossel, conforme demonstra a Figura 4. A curvatura aparente da bola atirada de dentro do carrossel, vista pelas pessoas que nele se encontram, chamada de efeito de Coriolis (as pessoas que esto fora do carrossel no percebem a curvatura). Essa fora muito mais comum do que se possa imaginar, j que todas as coisas que se movem sobre a superfcie do planeta desviam-se lateralmente de suas trajetrias previstas. O valor da deflexo depende da velocidade do objeto (quanto mais rpido, menor a deflexo) e de sua latitude (zero no equador e mxima nos plos).

Figura 4: Carrossel demonstrando a Fora de Coriolis. Olhando-se por cima, o carrossel gira em sentido contrrio aos ponteiros do relgio (como se estivesse olhando a Terra de cima do plo norte). Na figura superior um homem em P tenta lanar uma bola a outro situado em Q. O movimento rotacional do homem em P (flecha pequena) faz com que a bola saia na direo PE. Na figura inferior, o homem se move de P para P' e o que est em Q'

CINTURES DE VENTO Existem na atmosfera feies relativamente permanentes: centros de alta presso ocorrem sobre os plos e em latitudes tropicais, j em regies equatoriais e subpolares ocorrem centros de baixa presso. Esses gradientes de presso geram 3 sistemas gerais de ventos na atmosfera (Fig. 5): ventos alsios, que ocorrem entre 0 e 30 de latitude, soprando do leste para o oeste; ventos do oeste, entre 30 e 60 de latitude e que sopram do oeste para o leste; e, por ltimo, vento do leste nas regies polares, do leste para o oeste (na meteorologia, os pontos cardeais definem a localizao da origem do vento, e no o destino, como geralmente se costuma a usar). Tais sistema de vento so os principais responsveis pelo equilbrio de calor no planeta.

Figura 5: Sistema de ventos para uma Terra hipoteticamente recoberta inteiramente por oceanos, mostrando os maiores cintures de ventos e regies de

elevao e descida de ar.

Como explicao para a gnese destas trs clulas de ventos, tem-se que no hemisfrio sul, o ar quente, ao deixar o equador em direo ao sul, vai se resfriando e desce aos cerca de 30 de latitude. Parte desse ar completa o giro e retorna ao norte, em direo ao equador (ventos alsios); a outra poro contnua em direo Antartida (ventos do oeste). Estes ventos formam novamente outra clula ao elevar-se aos cerca de 60 de latitude. Parte desse ar que sai se elevou, retorna em direo ao equador e parte caminha em direo aos plos onde novamente forma outra clula. Na regio polar, o ar desce, retornando em direo ao equador (ventos do leste). A mesma explicao vale para o hemisfrio norte . Todos os movimentos descritos no ocorrem em linha reta no sentido norte e sul ou vice-versa mas so defletidos pelo fenmeno de Coriolis (Fig. 5). Na verdade, o padro de circulao de 3 clulas bem mais complexo, principlamente no que se refere clula do meio (dos 30 aos 60 de latitude). Nesta clula, o ar se eleva onde j frio e desce onde ainda quente. Esse fenmeno sugere que a clula se origina devido s outras duas, pois sua movimentao ocorre em direo oposta esperada se resultasse unicamente de seu aquecimento ou resfriamento. Nas regies de encontro das clulas geralmente no h ventos ou, se ocorrem, so muito fracos e irregulares (Fig. 5). So as regies mais temidas pelos velejadores! Prxima ao equador, essa regio chamada de doldrum ou calma equatorial. Alm da ausncia de ventos comum a ocorrncia de chuvas causadas pela grande evaporao. O vapor da gua ao elevar-se, resfria-se e se condensa, havendo ento a precipitao pluvial, muito tpica dos finais de tarde nessas regies. As regies prximas aos 30 de latitude, em ambos os hemisfrios so conhecidas como latitudes do cavalo. Este nome originou-se do fato de que poca em que s haviam embracaes vela, algumas vezes estas ficavam presas nessas latitudes por meses, devido ausncia de ventos. Assim, devido ao fim das raes, os cavalos que eram transportados nas embarcaes morriam, muitos esqueletos desses ruminantes devem realmente descansar no fundo dos oceanos nessas latitudes!

CORRENTES SUPERFICIAIS Como a atmosfera e o oceano esto em contato, os trs sistemas de vento descritos geram, por atrito na superfcie do mar, as principais correntes superficiais marinhas (Fig. 6). Esses movimentos de larga escala no ambiente marinho esto entre os primeiros fenmenos oceanograficos estudados, devido

a sua importncia para a navegao comercial. Hoje em dia, praticamente todas as maiores correntes superficiais so bem conhecidas.

Figura 6: Principais correntes superficiais ocenicas e as maiores regies de convergncia (linha interrompida), onde CA = convergncia rtica, CS = convergncia subtropical, CT = convergncia tropical e CN

Os ventos alsios formam as correntes equatoriais, comuns a todos os oceanos (Fig. 7). Nos oceanos Atlntico e Pacfico, tais correntes so interceptadas pelos continentes e desviadas para o norte e para o sul, deslocando-se da ao longo das partes oeste dos oceanos, so maiores e mais fortes correntes ocenicas superficiais.

Figura 7: Modelo de circulao de um oceano ideal (flechas pretas), de forma retangular e submetido somente s foras horizontais dos ventos (flechas grossas em cinza). A velocidade e sentido dos ventos superficiais esto representada graficamente de forma aproximada esquerda (Munk, 1955. Scientific American, 193(3):96-104.).

Ao soprar em direo ao oeste, os ventos alsios empurram as guas superficiais em direo ao lado oeste dos oceanos, fazendo com que haja acmulo de gua nessas regies, com um valor mdio de 4 centmetros acima do nvel normal para cada 1000 quilmetros. Esse acmulo de gua, devido a fora da gravidade quando retorna, fluindo "montanha abaixo", gera as contracorrentes equatoriais, comuns a todos os oceanos (Fig. 6). Os ventos do oeste formam as correntes que retornam para a regio equatorial, completando o giro subtropical (FIg. 7). Estes giros ocorrem no Pacfico e

Atlntico norte e sul e Oceano ndico. Nas regies subpolares, o mesmo no ocorrendo no hemisfrio sul pois no h barreiras de terra para obstruir o fluxo de gua e cri-los. Assim, a correte Circumpolar Antrtica flui completamente em volta do planeta (Fig. 6). Em algumas reas, as correntes ocenicas podem formar meandros que por sua vez podem originar anis (Fig. 8). A presena destes meandros e anis foram primeiro descritos na corrente do Golfo (Atlntico norte), mas logo se percebeu que chegam a ser comuns em diversas correntes superficiais marinhas. As fortes correntes em torno desses anis, isolam suas guas e organismos das guas adjacentes. Podem persistir por um bom tempo, possuindo uma vida mdia de 4 a 5 meses, embora j se tenha encontrado anis que durariam por 2 anos ou mais.

Figura 8: Origem de meandros (trs primeiros quadros) e anis (ltimo quadro), mostrando as suas formaes na fronteira de correntes de guas quentes com guas frias.

Os maiores volumes de gua transportados pelas correntes ocenicas superficiais ocorrem na corrente do Golfo e na Circumpolar Antrtica que transportam cada uma cerca de 100 milhes de metros cbicos por segundo! A maior parte das outras correntes so bem menores, como a do Brasil, que transporta no mximo 14 milhes de metros cbicos por segundo(1). Mesmo assim, so volumes bastante significativos se comparados ao volume

transportado pelo rio Amazonas, que atinge apenas 225 mil metros cbicos por segundo.

ESPIRAL DE EKMAN Pode-se considerar uma certa massa de gua como um conjunto de camadas ou lminas; a camada superior impulsionada pelo vento, carrega camadas imediatamente inferiores. Em cada uma destas camadas, a velocidade vai progressivamente diminuindo pela frico entre as molculas de gua e, devido ao fenmeno de Coriolis, vai tambm alterando a sua direo (esquerda no hemifrio sul e direita no hemisfrio norte). Esta alterao na direo da corrente chega inclusive, em determinada profundidade, a inverter o sentido da superfcie (Fig. 9). As correntes superficiais movem-se a cerca de 2% da velocidade do vento que as originam.

Figura 9: Espiral de Ekman, mostrando que uma massa de gua se comporta como um conjunto de camadas ou lminas e, um fluxo mdio originrio de um vento soprando na superfcie, tem uma direo perpendicular ao vento ( esquerda no hemisfrio sul e a direita no hemisfrio norte).

Tal fenmeno chamado de espiral de Ekman e persiste at que a frico no tenha mais fora para impulsionar qualquer camada, geralmente no tenha ultrapassado algumas dexenas de metros de profundidade. A grande importncia deste fenmeno reside no fato de o fluxo mdioresultante ter uma direo perpendicular do vento.

CORRENTE GEOSTRFICA Como os ventos tendem a se deslocar circularmente por causa das fora de Coriolis, que deflete seu movimento original, ao soprarem na superfcie ocenica ocasionam um acmulo de gua na proo central dos grandes cintures de vento em latitudes mdias de cada hemisfrio. Esse fenmeno ocorre devido a espiral de Ekman, que demonstra que o fluxo mdio resultante da gua tem uma direo perpendicular do vento. Esta convergncia de gua para uma regio, acarreta duas consequncias: elevao do nvel da gua originando uma colina de gua e espessamento da camada superficial (Fig. 10). As colinas de gua, caractersticas de regies de convergncia de guas superfciais, so pequenas, raramente ultrapassando 2 metros em milhares de milhas nuticas. Entretanto, a resposta da gua para esta totpografia ocenica como acontece em terra, ou seja, correndo colina abaixo por causa da fora da Gravidade. Esse movimento entretando no ocorre em linha reta, mas defletido pela fora de Coriolis, para a esquerda no hemisfrio sul e para direita no hemisfrio norte. Esse movimento de gua, resultado do balano entre a fora da gravidade e a defleco causada pela fora de Coriolis, chama-se corrente Geostrfica e um dos principais componentes que contribuem para a formao das grandes correntes superficiais ocenicas.

Figura 10: Seco de uma rea ocenica mostando a formao da corrente Geostrfica.

As correntes Geostrficas podem ser mensuradas apenas de forma indireta, atravs do clculo da topografia dinmica. Como as elevaes que se formam nas pores centrais das bacias ocenicas so de guas menos densas, j que so as guas superficiais que se acumulam, para se obter uma mapeamento da topografia dinmica, deve-se medir os valores de temperatura e salindade da coluna de gua.

A idia baseia-se no fator de que guas menos densas ocupam volume maior que guas mais densas. Assim, regies em que a colunas de gua contm uma espessura maior de guas menos densas superficiais, tendem a ficar mais altas que o inverso. Portanto, ao se conhecer a densidade da gua na coluna de gua se consegue prever o sentido do movimento das correntes e inclusive sua velocidade, pois quanto maior for a elevao da colina de gua, maior ser a velocidade da corrente resultante. Concluindo, os ventos so a fora bsica que origina as maiores correntes ocenicas superficiais, mas a inrcia e os efeitos geostrficos mantm essas correntes em movimento, mesmo durante perodos em que o vento pare de soprar.

CIRCULAO TERMOALINA Alm da superficiais, existem correntes marinhas profundas causadas por diferenas de densidade da gua do mar. Estas correntes, chamadas de termoalinas, referem-se aos movimentos de gua produzidos quanto a densidade se altera por variaes de temperatura ou salinidade em alguma regio ocenica superficial. O aumento de densidade pode ocorrer devido ao resfriamento da gua, ao excesso de evaporao sobre a precipitao pluvial ou ainda formao de gelo e consequente aumento de salinidade das guas circunvizinhas. O aumento da densidade na superfcie faz com que estas guas afundem e desloquem guas profundas; assim, a origem da circulao termoalina um fluxo vertical de gua superficial, mergulhando a uma profundidade intermediria ou prxima ao fundo, dependendo da densidade dessa gua. O prosseguimento um fluxo horizontal, com as guas recm-afundadas deslocando as antigas residentes no local. Como o processo de formao de guas densas est principalmente ligado reduo de temperatura ou aumento de salinidade devido formao de gelo, geralmente as correntes termoalinas originam-se em altas latitudes. Estas guas frias e densas afundam e lentamente fluem em direo ao equador. A circulao termoalina , desse modo, importantssima no estabelecimento das caractersticas dos oceanos profundos. O contedo relativamente alto de oxignio das guas profundas com relao s guas mais rasas reflete sua origem polar. Sem a fonte superficial desse gs, as guas profundas dos oceanos poderiam se esgotar do oxignio pela oxidao do material orgnico que contm. A velocidade das correntes termoalinas muito pequena, de cerca de 1 centmetro por segundo. Usando-se o conceito de tempo de residncia, que o tempo mdio que dada uma substncia (gua profunda, no caso) permanece no oceano antes de ser reciclada, cerca de 500 a 1000 anos podem ser necessrios para repor toda a gua profunda do Oceano Atlntico!

MASSAS DE GUA Massa de gua definida como uma grande poro de gua que tem associada uma faixa particular de valores de salinidade e temperatura. Adquire suas caractersticas de temperatura e salinidade na superfcie e, uma vez que afunde, tais caractersticas s podem ser alternadas por misturas com massas de guas adjacentes. Essas misturas, porm, ocorrem de forma muito lenta, fazendo com que as massas de gua tendam a manter suas faixas de temperaturas e salinidades originais. So batizadas de acordo com a profundidade na qual so encontradas (onde atingem seu equilbrio vertical) e com a regio geogrfica de procedncia. A identificao importante porqu fornece informao de seu local de origem e circulao profunda, alm da taxa na qual guas de diferentes densidades se misturam. De maneira geral, as guas de grandes profundidades so formadas em altas latitudes e, as mais prximas da superfcies, originrias de latitudes menores (Fig. 11). As guas de superfcie no se enquadram na categoria de verdadeiras massas de gua devido s grandes variaes nos parmetros temperatura e salinidade.

Figura 11: Sistema de circulao profunda do Oceano Atlntico

A identificao de grandes massas de gua nos ocenos torna-se possvel atravs de uma coleo de dados oceanogrficos, principalmente temperatura e salinidade (o oxignio, em alguns casos, tambm pode ser usado). A densidade,

considerada sozinha, no suficiente, pois vrias combinaes de temperatura e salinidade podem produzir um mesmo valor deste parmetro.

CURVA T-S Se os dados de temperatura e salinidade, correspondem a cada profundidade de uma estao oceanogrfica, forem plotados em um grfico de temperatura na ordenada e salinidade na abcissa, esses pontos ditribuir-se-o sobre uma linha contnua e suave, denominada curva T-S (Fig. 12).

Figura 12: Diagrama T-S do Oceano Atlntico Sul (9 de latitude) entre profundidades de 150 a 5000 metros. Os pontos representam amostras individuais de gua e os nmeros so profundidades (metros), estando representadas tambm as linhas de mesma densidade (s t). Os retngulos cinzas representam as maiores massas de gua de subsuperfcie, onde: AAF - gua Antrtica de Fundo; APAN - gua Profunda do Atlntico Norte e AIA - gua Intermediria da Antrtica (Brown et al., Seawater: Its composition properties and behavior. England, Pergamon Press/The Open University, 1992, 165 p.).

Por definio, um ponto no diagrama T-S representa uma gua com temperatura e salinidades uniformes, constituindo um tipo de gua; uma poro da curva T-S, representando um contnuo de tipos de gua, descreve uma massa de gua. Em diferentes regies ocenicas so obtidas formas muito diferentes de curvas T-S. Assim, a forma da curva caracterstica das guas de uma determinada regio.

A curva obtida nesse tipode diagrama modifica-se lenta e gradualmente ao se deslocar atravs de 3 grandes zonas ocenicas. Veja na figura 13 a mistura de 3 tipos de gua.

Figura 13: Mistura de 3 tipos de gua de acordo com perfis de temperatura e salinidade em funo da profundidade e respectivos diagramas T-S.

CORRENTES BRASILEIRAS A corrente Sul-Equatorial do oceano Atlntico, que se movimemta no sentido leste-oeste na altura do equador, bifurca-se ao alcanar a costa nordestina brasileira. A corrente que se desvia para o norte, denominada corrente das Guianas (ou tambm corrente Norte do Brasil), e a que se volta para o sul, corrente do Brasil (Fig 14).

Figura 14: Principais correntes superficiais que banham as costas brasileiras.

A do Brasil, principalmente corrente superficial brasileira, que caminha sobre a plataforma ou prxima sobre a regio da borda, tambm conhecida como gua Tropical (AT). Esta corrente flui para o sul ao longo da costa leste do contigente sul-americano, alcanando em mdia dos 38 de latitude sul, onde encontra a corrente das Malvinas, conhecida como gua Subantrtica (ASA); nessa regio que varia conforme a poca do ano, as duas correntes afastam-se da costa, fluindo em direo leste (Fig. 14). O encontro da corrente do Brasil, que traz gua tropical pouco densa, com a corrente das Malvinas, mais densa, origina a regio denominada Convergncia Subtropical do Atlntico Sul. A corrente das Malvinas, que flui sentido norte, originria de uma ramificao da corrente Circumpolar Antrtica, que flui em torno da Antrtica. Na regio sudeste, a velocidade da corrente do Brasil na primavera e vero cerca de 1,4 ns (2,5 quilmetros por hora), ou seja, desloca-se cerca de 1/2 grau de latitude por dia; no outono e inverno, sua velocidade se reduz a metade(1). Esta corrente desempenha, no hemisfrio sul, o mesmo papel da corrente do

Golfo no hemisfrio norte, assemelhando-se muito no aspecto de sua variabilidade tempo-espacial, especialmente na gerao de meandros. Na plataforma continental dos litorais sudeste e sul, onde se conhece melhor a estrutura oceanogrfica, encontra-se 3 correntes (Figs. 15 e 16): a gua da Plataforma Continental (APL), que, como o prprio nome diz, localiza-se acima da plataforma; a gua Central do Atlntico Sul (ACAS), formada na Convergncia Subtropical, como resultado da mistura entre a gua Tropical (Corrente do Brasil) e a gua Subantrtica (corrente das Malvinas) e que flui em sentido norte sob a Corrente do Brasil e, no vero, tambm sob a APL; e por ltimo, a gua Costeira (AC), que localiza-se muito prximo costa.

Figura 15: Distribuio vertical das massas de gua na regio sudeste-sul brasileira, na poca de vero (acima) e inverno (abaixo) (Matsuura, Cincia e Cultura, 1986, v.38, n.8, p.1439.

Na poca de vero, a ACAS alcana a plataforma continental, podendo aflorar em diversos pontos do litoral brasileiro (alguns autores acreditam que a intruso da ACAS sobre a plataforma no um fenmeno sazonal, mas um processo associado a um tipo de ressurgncia denominada de quebra-de-plataforma, causada pela movimentao de determinadas massas de guas na costa brasileira(2)).

Figura 16: Estrutura oceanogrfica na regio sudestesul brasileira na poca de vero (modificado de Matsuura, Cincia e Cultura, 1986, v.38, n.8, p.14391450).

Na regio ocenica prxima borda da plataforma, a gua Tropical (corrente do Brasil), aparece ocupando os 200 primeiros metros da coluna d'gua, com um fluxo predominante para o sudoeste. Nessa regio, a ACAS, abaixo da AT, ocupa uma posio cerca de 750 metros. Abaixo deste nvel, a gua Intermediria da Antrtida (AiA) ocorre at os 1500 metros de profundidade. Sabe-se que esta massa de gua, que se forma em guas superficiais da Antrtica, flui para o norte ao longo da costa americana, podendo ser detectada a at 25 de latitude norte. Abaixo da AIA, ocorre a gua Profunda do Atlntico Norte (APAN) que, conforme seu nome, tem sua origem naquele oceano. Ainda abaixo desta massa de gua, pode-se detectar a gua Antrtica de Fundo (AAF), formada no continente Antrtico. Essa estrutura oceanogrfica ao longo da costa sulamericana descrita acima, bem aceita hoje embora possam haver algumas variaes, conforme diferentes autores, quanto aos limites de profundidade das diversas massa de gua.

Bibliografia citada no texto:

(1) Signorini, S.R. Contribuio ao estudo da circulao e do transporte de voluma da corrente do Brasil emtre o cabo de So Tom e a Bacia de Guanabara. So Paulo, B. Inst. oceanogr., 1976, n.5, p. 157-330. (2) CAMPOS, E.J.D. Estudos da circulao ocenica no Atlntico tropical e na regio oeste do Atlntico subtropical sul. Tese de Livre-Docncia. Instituto Oceanogrfico da Universidade de So Paulo. 1995. 114p. http://cursos.unisanta.br/oceanografia/correntes_marinhas.htm

REGIO COSTEIRA - AS PRAIAS A regio costeira est situada na fronteirados dois maiores ambientes do planeta: continente e oceano. uma regiao de numerosas interaes biolgicas, qumicas, fsicas, geolgicas e meteorolgicas. Este ambiente uma regio de mudana, no qual o mar atua alterando a forma e a configurao do continente. Algumas vezes ocorrem alteraes bastante rpidas; outras vezes, lentas a ponto de no serem percebidas por uma pessoa durante toda a sua vida; mas do ponto de vistado tempo geolgico, estas lentas alteraes tornam-se muito expressivas. Grande parte das regies costeiras do mundo possui sua configurao atual devido a processos decorrentes dos fenmenos de separao do supercontinente Pangia, h cerca de 225 milhes de anos. No caso do litoral brasileiro, uma srie de eventos estruturais ocorreu quando da separao do continente africano e sul-americano h cerca de 150 milhes anos. No litoral paulista, por exemplo, estes foram responsveis pela atividade magntica que gerou macios vulcnicos como o de So Sebastio e pelo soerguimendo da Serra do Mar. Na verdade so vrios os fatores que determinam a evoluo de cada uma das regies litorneas. Estes fatores apresentam variaes temporis e espaciais distintas e vo desde fatores climticos at fenmenos tectnicos de escala global. A regio de interface entre o continente e o oceano pode ser dividida em costa, praia e costa afora (Fig. 1). A costa definida como uma faixa que se estende do limite entre o continente e o mar indo para o interior continental at as primeiras mudanas significativas nas feies fisiogrficas; faixa que varia normalmente de poucos a algumas dezenas de quilmetros. A onda afora a regio desde a zona de arrebentao das ondas at a borda da plataforma cotinental. A regio de praia ser definida no prximo item.

Figura 1: Denomio das varias regies da zona costeira (Suguio, Dicionrio de geologia marinha. So Paulo, T.A.

Queiroz, 1992. 171p.)

CARACTERSTICAS DAS PRAIAS Para a maior parte das pessoas, praia a regio mais familiar em se tratando do ambiente marinho. Mesmo o visitante mais ocasional percebe que a regio no esttica ao reparar que as vezes a praia se encontra muito larga, outras vezes estreita, com uma inclinao maior que o normal, ou que dunas de areia na regio posterior podem desaparecer. Realmente, assim ela : um ambiente muito dinmico! As praias so formadas por sedimentos inconsolidados, delimitadas de um lado pela regio onde a passagem das ondas no mais movimenta os sedimentos do assoalho marinho, profundidade esta denominda base da onda (veja Ondas) e do outro, tambm onde, de modo geral, no ocorre movimentao de areia, regio denominada berma (veja definio mais adiante), ou ainda por alguma feio do relevo como uma falsia, por exemplo. Uma praia pode ainda ser subdividida em trs regies: face praial, antepraia (tambm chamada de estirncio ou estiro) e ps-praia, de acordo com sua localizao em relao s alturas das mars (Fig. 1). A face praial compreende a regio que vai do nvel de mar baixa at alm da zona de arrebentao, em geral, at a base da onda. Antepraia a regio entremars, ou seja, entre o nvel da mar baixa e o da mar alta. , portanto, a poro da praia que sofre normalmente a ao das mars e os efeitos do espraiamento e refluxo da gua. A regio ps-praia localiza-se fora do alcance das ondas e mares normais, e somente alcanada pela gua quando da ocorrncia de mars muito altas ou tempestades. Nesta regio formam-se terraos denominados bermas (Fig 1 e 2), que apresentam uma seo transversal triangular, com a superfcie de topo horizontal ou em suave mergulho em direo ao continente e a superfcie frontal com mergulho acentuado em direo ao mar.

Figura 2: Praia arenosa, mostrando a localizao da berma.

No ps-praia pode ainda aparecer uma regio com maior inclinao, denominda escarpa praial (Fig. 3), causada pela ao de ondas normais de mar alta que cortam a praia, originando essa abrupta mudanaem sua inlcinao. A berma e a escarpa no se formam na antepraia devido continua passagem das ondas, no permitindo assim qualquer feio permanente.

Figura 3: Praia arenosa, mostrando a localizao da escarpa praial

A praia constituda por 3 elementos: o material, uma rea costeira na qual este material se move e uma fonte de energia para moviment-lo. O material mais comum formador de uma praia a areia cujos gros geralmente variam de 0.2 a 2 milmetros de dimetro (Fig. 4). O mineral predominante o quartzo que, alm de ser abundante, dos mais resistentes a degradao fsica (abraso) entre os minerais comuns. O feldspato, outro mineral comum na crosta terrestre, pode tambm ser um constituinte importante na formao das praias, embora seja de mais fcil fragmentao e decomposio qumica.

Figura 4: Areia tpica de uma praia do litoral norte de So Paulo, constituda de diversos tipos de minerais e sedimentos de origem orgnica, como fragmentos de conchas e espinhos de ourios do mar.

As areias da praias litorneas so geralmente originrias dos rios que erodem os continentes e transportam seus fragmentos at o litoral, onde o mar encarrega-se de distribu-los pela costa. Pode-se tambm encontrar-se praias formadas por conchas ou outros materiais, bastando que tenham um tamanho, densidade e quantidade suficientes para tanto. Em certos casos, pode ocorrer a deposio de determinados minerais teis ao homem, como o caso da concentraes de monazita em praias dos estados do Esprito Santo e da Bahia. Os materiais que compem uma praia podem tambm ser de vrias cores. Nas ilhas do Hava (EUA), por exemplo, h praias de areia branca, compostas de esqueletos de corais, e praias de areias pretas, nas quais o material derivado de lava vulcnica. Pode-se encontar praias de colorao amarela, verde ou rosa, dependendo do material especfico ou dos tipos de conchas dominantes no material depositado. A principal fonte de energia para a movimentao da areia proveniente das ondas, que por sua vez se originam devido ao de ventos sobre a superfcie do mar (veja Ondas). Quanto mais forte for o vento, maior a durao e maior a rea na qual ele atua, maiores sero as ondas que chegam costa. Quando ocorre um temporal prximo a regio costeira, as ondas sero fortemente escarpadas, podendo mudar rapidamente a configurao de uma praia. H forte correlao entre a altura mdia das ondas, a inclinao da praia e a granulometria (tamanho do gro do sedimento). Quando as ondas so grandes, removem os gros menores deixando somente os maiores e mais difceis de carregar. Restando apenas os gros maiores, a praia tende tornar-se mais inclinada (Fig. 5), pois as ondas ao se quebrarem na praia, rapidamente penetram pela areia, j que aumentam o espao entre os gros (espao

intersticial). Assim, a onda deixa maior quantidade de gros de areia do que carrega de volta.

Figura 5: Dimetro mdio dos gros de areia em funo da inclinao da antepraia. A unidade da abscissa (inclinao da antepraia) est em termos de distncia vertical em relao a distncia horizontal percorrida (Stowe, Essencials of Ocean Science. New York, John Wiley & Sons, 1987. 353p.).

O mecanismo pelo qual as ondas modificam as praias baseia-se na ascenso dos gros de areia pela turbulncia que acompanha a passagem de uma onda, e a queda destes mesmos gros sobre o fundo, quando a onda no exerce mais fora ascensional sobre eles. Cada vez que um gro erguido do substrato, vai ocupar posio diferente. Levando-se em conta que incontveis milhes de gros de areia esto sendo continuamente removidos e recolocados, a praia tem sua configurao alterada.

MOVIMENTAO SAZONAL DE AREIA Grande parte do movimento de material de uma praia ocorre entre as barras submarinas, tambm chamadas de bancos de areia ou cristas, e a berma. Estas barras so produtos de eroso, pois a ao violenta das ondas corta a parte anterior da berma e deposita tal material a certa distncia da costa. As barras se formam em condies tempestuosas, portanto, caractersticas do perfil de inverno de uma praia (Fig. 6), estao em que as tempestades so mais comuns tormando as ondas maiores. Quanto menor a inclinao da praia, maior o nmero de barras. No se conhece exatamente como se formam, mas sabe-se estarem relacionadas com a altura e o comprimento das ondas que chegam praia (em tanques de experimentao formam-se quanto a relao entre altura e o comprimento da onda maior que 0,03).

Figura 6: Perfis de vero e inverno de uma praia,

mostrando que no inverno h remoo de areia da berma que depositada nas barras e no vero ocorre a reconstruo da berma (Bascom, 1960. Scientific American, 203(2):80-94.).

As barras submarinas tm profundo efeito nas ondas que chegam a praia, as ondas maiores se quebram na barra mais extensa, se refazem na depresso entre esta e a prxima, prosseguindo at a costa como ondas menores que se rompem nas barras interiores ou na superfcie da praia. Assim, as barras agem como um filtro de ondas, rompendo e reduzindo as mais altas e permitindo a passagem das menores. Em praias com pequena inclinao e com uma srie de barras, as ondas rompem-se e se refazem repetidamente, originando zonas de arrebentao de at 1,5 quilmetros. Depois da estao de tempestades as ondas diminuem, devolvendo areia das barras praia; o material das barras exteriores preenche as depresses entre elas, emigrando tambm para a berma, reconstruindo-a em direo ao mar. Grandes tempestades ocasionais ou tsunamis (ondas muito grandes causadas por distrbios ssmicos - veja Ondas) podem retirar toda a areia de uma praia e transport-la para profundidades to grandes, que as ondas normais no podem mais alcan-la e tampouco devolv-la a praia.

CORRENTES DE DERIVA LITORNEA Os maiores problemas na manuteno de uma praia no so produzidos pelo movimento sazonal de areia da berma para as barras submarinas e vice-versa, mas pelo movimento de areia paralelo costa. As ondas geralmente se aproximam da orla marinha formando um ngulo, e tendem a ser refratadas ou dobradas pelos contornos submarinos, que fazem a linha das ondas tornar-se paralela linha da costa (veja Ondas). As ondas, porm, geralmente no so totalmente refratadas, ocasionando com isso uma corrente denominada de deriva litornea, que surge apenas na regio de arrebentao. Esta corrente demasiadamente lenta para transportar os gros de areia por si mesma, mas tem tal ao facilitada pela regio de arrebentao das ondas, que

mantm a areia em suspeno. O mecanismo simples: na superfcie da praia, as partculas de areia transportadas pela gua que chega descrevem um movimento de zigue-zague na mesma direo da corrente de deriva litornea, de tal modo que cada onda as movimenta em um pequeno trecho ao longo da praia (Fig. 7). Na gua, ocorre a mesma coisa: as ondas podem levantar os gros de areia e a corrente de deriva litornea imprime a estes gros um movimento de zigue-zague (Fig. 8). Como consequncia, a areia movimentada pela ao da corrente.

Figura 7: Superfcie de uma praia arenosa mostrando o desenho dos gros de areia, movimentados pela corrente de deriva litornea.

Assim esta corrente de pouca velocidade capaz de transportar grandes quantidades de material ao longo da costa, frequentemente atingindo cifras que superam 1000 metros cbicos por dia, valor equivalente a cerca de 100 grandes caminhes carregados de areia, passando atravs de um ponto da praia a cada dia, ou caminho de areia a cada 15 minutos!

Figura 8: Itinerriodos gros de areia na superfcie de uma praia e debaixo da gua, causadas pela corrente de deriva litornea (Bascom, 1960. Scientific American, 203(2):80-94.).

A corrente de deriva litornea pode tambm voltar-se em direo ao mar, devido a presena de cnions submarinos na plataforma e talude continental adjacente. Isso faz com que a praia possa terminar bruscamente, pois todo o sedimento que seria transportado por essa corrente ao longo da praia, pode acabar desviado para esse cnion, onde os sedimentos ficaro depositados no leito da bacia ocenica a muitas centenas de metros de profundidade (Fig. 9).

Figura 9: Cnion submarino prximo a uma praia, mostrando que esta pode se reduzir ou mesmo terminar abruptamente, devido a perda de sedimentos para este cnion.

Como toda a regio litornea muito dinmica, deve-se ter cautela com quaisquer tipos de construes que bloqueiam a movimentao de areia. Assim, construes como piers ou molhes devem ser acompanhadas por estudos oceanogrficos que assegurem o no impedimento dos fluxos de gua e areia na regio. Muros para bloquear a invaso de gua nas mars altas em edificaes costeiras pode alterar tambm profundamente a praia na qual esse muro foi erguido . A retirada de areia de uma praia para a construo civil, pode tambm causar danos s praias da regio. A construo de barragens hidreltricas nos rios contribui para que haja reduo do volume de areia que chega ao mar, podendo

acarretar diminuio ou mesmo desaparecimento de praias em regies dependentes dessa areia para a sua conservao. Ao longo da costa brasileira no se observa um padro definido na movimentao de areia. O sentido da deriva da corrente litornea varia de regio para regio (Fig. 10). Nas costas do Brasil encontra-se exemplos catastrficos de construes praianas, que acabaram por impedir o transporte de sedimentos ao longo da costa devido interrupo do fluxo das correntes de deriva litornea, como ocorre, por exemplo, no litoral da regio metropolitana de Fortaleza (CE)(1) e prximo a cidade de Recife (PE)(2).

Figura 10: Transporte de areia ao longo de parte da costa leste sul-americana. As setas indicam a direo de transporte da areia; as linhas pequenas em ngulo reto costa mostram o ponto inicial do movimento da areia (Emery & Uchupi, The Geology of Atlantic Ocean. New Yorrk, Springer-Verlag, 1984. 1050p.).

CORRENTE DE RETORNO Outro tipo de movimentao de gua verificado com frequncia em praias a chamada corrente de retorno (Fig. 11). Uma das principais causas para a ocorrncia desta a convergncia de duas correntes de deriva litornea em um ponto ao longo da praia, que, quando ocorrem, se encontram e fluem em direo ao mar, na forma de uma corrente estreita e forte.

Figura 11: Exemplo da corrente retorno.

Outra causa para a existncia da corrente de retorno ocorre quando ondas mais altas que a mdia se rompem em sucesso rpida e elevam o nvel da gua dentro de uma barra submarina; agua pode voltar to energticamente ao mar que, algumas vezes, rompe a barra em um lugar estreito, produzindo a corrente em sentido oposto praia. A existncia desta corrente pode depender da topologia do fundo alm da altura e perodo das ondas. Pode ser perigosa para os banhistas, por fluir, algumas vezes, com velocidade superior a 4 ns (mais de 7 quilmetros por hora). O banhista, caso encontre uma corrente deste tipo, no deve nadar em direo a praia, mas paralelamente a ela, para ento, ao sair da corrente de retorno, nadar naquela direo.

Bibliografia citada no texto (1)Castro, J.W. de A.; Valentini, E.; Rosman, P.C.C. Estudo diagnstico do comportamento atual da linha de costa entre os rios Pacoti e Tabuba, CE. 37 Congresso Brasileiro de Geologia. So Paulo, dez. 1992. Boletim de resumos expandidos, v.1. Simpsios, 1992, p. 27.