Oceanografia e Praias

Segundo a definição de Argeo Maglioca (vide Bibliografia Publicada), a Oceanografia é o "estudo dos oceanos, abrangendo e integrando todo o conhecimento pertinente aos limites físicos do oceano, a química e a física da água do mar, a biologia marinha e a geologia das margens e do fundo dos oceanos". Pode-se dizer também que a Oceanografia é a aplicação de todas as ciências para entender o fenômeno dos oceanos, é considerada uma ciência multidisciplinar. O conhecimento sobre o ambiente marinho se ampliou muito nas últimas décadas. A Oceanografia procura hoje responder questões de ordem planetária como o papel dos oceanos na absorção de gás carbônico da atmosfera, o papel do transporte de calor pelo oceano no balanço térmico terrestre, a influência dos processos biológicos oceânicos nos processos de escala global e o fenômeno do El Niño.

CORRENTE DE RETORNO

Processo de formação: após a rebentação, o refluxo das ondas sai por um canal criado no banco de areia dando origem à corrente de retorno

As correntes de retorno ou agueiros podem ser definidas como o refluxo do volume de água que retorna da costa de volta para o mar, em virtude da força gravitacional. Também é conhecida como maré de retorno, rip current ou simplesmente vala, devido ao canal rompendo o banco de areia criado pelo o escoamento da água. Apesar das correntes de retorno existirem independentemente ao fenômenos das marés, as marés podem intensificar o perigo das correntes de deriva, em especial na maré baixa. A velocidade do fluxo de água retornando ao mar pode variar de 0,5m/s a até 3,5m/s.

Como se formam?

As correntes de retorno variam em tamanho, largura, profundidade, forma, velocidade e potência. Elas são formadas, geralmente, da seguinte maneira: Quando as ondas quebram, elas empurram a água acima do nível médio do mar. Uma vez que a energia da água é despendida, a água que ultrapassou aquele nível médio é empurrada de volta pela força da gravidade. Quando ela é empurrada de volta, contudo, mais ondas podem continuar a empurrar mais água acima daquele nível médio, criando o efeito de uma barreira transitória (temporária). A água de retorno continua a ser empurrada pela gravidade, e procura o caminho de menor resistência. Este pode ser um canal submerso na areia ou a areia ao lado de um quebra mar ou píer, por exemplo. Como a água de retorno se concentra nesse canal, ela se torna uma corrente movendo-se para dentro do mar. Dependendo do número de fatores, esta corrente pode ser muito forte. Algumas correntes de retorno dissipam muito próximo à praia, enquanto que outras podem continuar por centenas de metros. É importante notar que as ondas não quebrarão sobre um canal submerso. Além disto, a força de uma corrente de retorno movendo-se para dentro do mar num canal tende a diminuir a potência das ondas que entram.

Aos Desavisados
Como reconhece-las?

Sinais e características das correntes de retorno.

1. Água marrom e descolorada, devido à agitação da areia do fundo, causada pelo retorno das águas;

2. Água com tonalidade mais escura, devido à maior profundidade, sendo atrativas para banhistas

3. Água mais fria após a linha de arrebentação, significando o retorno de águas mais profundas;

4. Ondas quebram com menor frequência ou nem chegam a quebrar, devido ao retorno das águas e à maior profundidade;
5. Local onde ocorre a junção de duas ondas provindas de sentidos opostos;
6. Local por onde o surfista experiente geralmente entra no mar;
7. Nas marés baixas, formam ondas do tipo buraco, alimentadas pela água em seu retorno;
8. Pequenas ondulações na superfície da água, causando um rebuliço, em virtude da água em movimento (pescoço da vala);
9. Espuma e mancha de sedimentos na superfície, além da arrebentação, onde a vala perde a sua força (cabeça da vala);
10. Ocupação de uma faixa maior de areia, devido ao maior volume de água, provocando uma sinuosidade ao longo da praia (boca da vala);
11. Escavações na areia, formando cúspides praiais em frente às valas;
12. Perpendiculares à praia, podendo apresentar-se na diagonal;
13. Delimitam ou são delimitados por bancos de areia;
14. Mais difíceis de serem identificadas em dias de vento forte e mares agitados;
15. Mais evidentes em marés baixas;

16. Perda da força de cinco a 50 metros após a linha de arrebentação;

17. Composição em três partes: boca ou entrada, pescoço e cabeça;

Como escapar das valas e das ondas?

Se cair em uma vala, não entre em pânico, nade diagonalmente no sentido da corrente até conseguir escapar. Um banhista cansado ou com habilidade limitada deve flutuar para dentro do mar, até a cabeça da vala, nadar paralelo a areia por 30 ou 40 metros e então prosseguir em um trajeto perpendicular à praia, pelo baixio (banco de areia), onde as ondas facilitarão a saída do mar (fluxo de água no sentido da areia). Nadadores fortes devem traçar um ângulo de 45 graus a favor da corrente lateral e nadar em direção à praia. Mesmo os melhores nadadores não devem nadar contra as correntes de retorno. Deve-se sempre observar as ondas, pois quando elas se rompem (quebram), formam espumas que não têm sustentação para permitir a flutuação. Se uma onda for “quebrar em sua cabeça” e não houver como escapar dela, encha os pulmões de ar, prenda a respiração, afunde, mantenha a calma e só tente subir após a forte turbulência ter passado.

                                    

CORRENTES OCEÂNICAS E MASSAS DE ÁGUA

Os oceanos e a atmosfera são ambos fluídos e estão em mútuo contato físico. Assim, além de terem comportamentos semelhantes, ocorre grande interação entre eles.

Os raios solares aquecem a atmosfera, o solo e os oceanos uma e meia a duas vezes mais por unidade de área nas regiões equatoriais do que nas polares (Fig. 1). Embora isso ocorra, o equador não se aquece cada vez mais e nem os pólos se resfriem. Há um balanço energético que transfere o calor (ou a energia) recebido pelo equador para os pólos, através da atmosfera e dos oceanos. Este equilíbrio térmico é fator muito importante na geração dos principais cinturões de vento e das grandes correntes oceânicas no planeta.

A atmosfera é a principal via para o transporte de energia das zonas equatoriais para as polares. Nas regiões de baixas latitudes, a evaporação da água dos oceanos é o mecanismo principal para a remoção do calor na superfície terrestre. Esse transporte de calor tão eficiente, ocorre graças à propriedade denominada calor latente de vaporização que é muito alto no caso da água. Esta, ao evaporar-se, retira do ambiente grande quantidade de energia, que acaba sendo transportada junto com o vapor de água para regiões mais frias do planeta. Nestas regiões mais frias, a água se resfria, desce e se condensa, liberando a energia que liberou de regiões mais quentes. Através das correntes marinhas, os oceanos também levam energia do equador para os pólos, contribuindo com 10% a 20% da distribuição de calor no planeta como um todo.

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

PRESSÃO ATMOSFÉRICA

Diferenças de temperatura causam diferenças de pressão atmosférica. A taxa de variação da pressão atmosférica entre duas áreas é denominada de gradiente de pressão atmosférica e causa o movimento horizontal do ar, ou seja, o vento. A direção dos ventos sempre se dá de regiões de alta pressão (também chamados de anticiclones) para as de baixa pressão (ciclones) e sua velocidade está relacionada com a magnitude do gradiente de pressão.

Centros de baixa pressão ocorrem quando o ar se aquece, torna-se mais leve e sobe, enquanto os de alta pressão, ao contrário, ocorrem quando o ar se resfria, torna-se mais denso e desce.

Esse fenômeno explica a alteração diária da brisa em regiões litorâneas (Fig. 2). Durante o dia o solo se aquece mais e mais rapidamente que a água do mat, ocasionando uma área de baixa pressão sobre o continente; a brisa sopra então do mar para ele. À noite, o solo se resfria rapidamente enquanto a água do mar o faz de forma mais lenta. A temperatura, na água, fica maior que a do solo, ocasionando um centro de baixa pressão do mar, que origina uma brisa do continente em sua direção.

Figura 2: Produção de brisa em regiões costeiras causadas por diferenças de temperatura entre o dia e a noite.

FORÇA DE CORIOLIS

Os ventos não caminham em linha reta ao longo de um gradiente de pressão, mas são defletidos ou desviados em forma de curva (Fig. 3) devido à rotação da Terra.

Figura 3: Devido ao fenômeno de Coriolis, no hemisfério sul os ventos são defletidos para a esquerda quando deixam os centros de alta pressão (a), assim como quando chegam aos centros de baixa pressão (b). No hemisfério norte a deflexão ocorre para a direita.

O desvio de algo que se mova na superfície do planeta é causado pela força de Coriolis, descrito inicialmente em 1835, pelo físico francês Gaspar de Coriolis. Assim, no caso dos ventos, o ar é forçado a se desviar para a esquerda no hemisfério sul e para a direita no hemifério norte.

Para entender esse fenômeno 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, é chamada de efeito de Coriolis (as pessoas que estão fora do carrossel não percebem a curvatura).

Essa força é muito mais comum do que se possa imaginar, já que todas as coisas que se movem sobre a superfície do planeta desviam-se lateralmente de suas trajetórias previstas. O valor da deflexão depende da velocidade do objeto (quanto mais rápido, menor a deflexão) e de sua latitude (zero no equador e máxima nos pólos).

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


CINTURÕES DE VENTO

Existem na atmosfera feições relativamente permanentes: centros de alta pressão ocorrem sobre os pólos e em latitudes tropicais, já em regiões equatoriais e subpolares ocorrem centros de baixa pressão.

Esses gradientes de pressão geram 3 sistemas gerais de ventos na atmosfera (Fig. 5): ventos alísios, que ocorrem entre 0º e 30º de latitude, soprando do leste para o oeste; ventos do oeste, entre 30º e 60º de latitude e que sopram do oeste para o leste; e, por último, vento do leste nas regiões polares, do leste para o oeste (na meteorologia, os pontos cardeais definem a localização da origem do vento, e não o destino, como geralmente se costuma a usar). Tais sistema de vento são os principais responsáveis pelo equilíbrio de calor no planeta.

 Figura 5: Sistema de ventos para uma Terra hipoteticamente recoberta inteiramente por oceanos, mostrando os maiores cinturões de ventos e regiões de elevação e descida de ar.

Como explicação para a gênese destas três células de ventos, tem-se que no hemisfério sul, o ar quente, ao deixar o equador em direção ao sul, vai se resfriando e desce aos cerca de 30º de latitude. Parte desse ar completa o giro e retorna ao norte, em direção ao equador (ventos alísios); a outra porção contínua em direção à Antartida (ventos do oeste). Estes ventos formam novamente outra célula ao elevar-se aos cerca de 60º de latitude. Parte desse ar que sai se elevou, retorna em direção ao equador e parte caminha em direção aos pólos onde novamente forma outra célula. Na região polar, o ar desce, retornando em direção ao equador (ventos do leste). A mesma explicação vale para o hemisfério norte .

Todos os movimentos descritos não ocorrem em linha reta no sentido norte e sul ou vice-versa mas são defletidos pelo fenômeno de Coriolis (Fig. 5).

Na verdade, o padrão de circulação de 3 células é bem mais complexo, principlamente no que se refere à célula do meio (dos 30º aos 60 º de latitude). Nesta célula, o ar se eleva onde já é frio e desce onde é ainda quente. Esse fenômeno sugere que a célula se origina devido às outras duas, pois sua movimentação ocorre em direção oposta à esperada se resultasse unicamente de seu aquecimento ou resfriamento.

Nas regiões de encontro das células geralmente não há ventos ou, se ocorrem, são muito fracos e irregulares (Fig. 5). São as regiões mais temidas pelos velejadores! Próxima ao equador, essa região é chamada de doldrum ou calma equatorial. Além da ausência de ventos é comum a ocorrência de chuvas causadas pela grande evaporação. O vapor da água ao elevar-se, resfria-se e se condensa, havendo então a precipitação pluvial, muito típica dos finais de tarde nessas regiões.

As regiões próximas aos 30º de latitude, em ambos os hemisférios são conhecidas como latitudes do cavalo. Este nome originou-se do fato de que à época em que só haviam embracações à vela, algumas vezes estas ficavam presas nessas latitudes por meses, devido à ausência de ventos. Assim, devido ao fim das rações, os cavalos que eram transportados nas embarcações morriam, muitos esqueletos desses ruminantes devem realmente descansar no fundo dos oceanos nessas latitudes!

CORRENTES SUPERFICIAIS

Como a atmosfera e o oceano estão em contato, os três sistemas de vento descritos geram, por atrito na superfície do mar, as principais correntes superficiais marinhas (Fig. 6). Esses movimentos de larga escala no ambiente marinho estão entre os primeiros fenômenos oceanograficos estudados, devido a sua importância para a navegação comercial. Hoje em dia, praticamente todas as maiores correntes superficiais são bem conhecidas.

Figura 6: Principais correntes superficiais oceânicas e as maiores regiões de convergência (linha interrompida), onde CA = convergência ártica, CS = convergência subtropical, CT = convergência tropical e CN

Os ventos alísios formam as correntes equatoriais, comuns a todos os oceanos (Fig. 7). Nos oceanos Atlântico e Pacífico, tais correntes são interceptadas pelos continentes e desviadas para o norte e para o sul, deslocando-se daí ao longo das partes oeste dos oceanos, são maiores e mais fortes correntes oceânicas superficiais.

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

Ao soprar em direção ao oeste, os ventos alísios empurram as águas superficiais em direção ao lado oeste dos oceanos, fazendo com que haja acúmulo de água nessas regiões, com um valor médio de 4 centímetros acima do nível normal para cada 1000 quilômetros. Esse acúmulo de água, devido a força da gravidade quando retorna, fluindo "montanha abaixo", gera as contra-correntes equatoriais, comuns a todos os oceanos (Fig. 6).

Os ventos do oeste formam as correntes que retornam para a região equatorial, completando o giro subtropical (FIg. 7). Estes giros ocorrem no Pacífico e Atlântico norte e sul e Oceano Índico. Nas regiões subpolares, o mesmo não ocorrendo no hemisfério sul pois não há barreiras de terra para obstruir o fluxo de água e criá-los. Assim, a correte Circumpolar Antártica flui completamente em volta do planeta (Fig. 6).

Em algumas áreas, as correntes oceânicas podem formar meandros que por sua vez podem originar anéis (Fig. 8). A presença destes meandros e anéis foram primeiro descritos na corrente do Golfo (Atlântico norte), mas logo se percebeu que chegam a ser comuns em diversas correntes superficiais marinhas. As fortes correntes em torno desses anéis, isolam suas águas e organismos das águas adjacentes. Podem persistir por um bom tempo, possuindo uma vida média de 4 a 5 meses, embora já se tenha encontrado anéis que durariam por 2 anos ou mais

Figura 8: Origem de meandros (três primeiros quadros) e anéis (último quadro), mostrando as suas formações na fronteira de correntes de águas quentes com águas frias.

Os maiores volumes de água transportados pelas correntes oceânicas superficiais ocorrem na corrente do Golfo e na Circumpolar Antártica que transportam cada uma cerca de 100 milhões de metros cúbicos por segundo! A maior parte das outras correntes são bem menores, como a do Brasil, que transporta no máximo 14 milhões de metros cúbicos por segundo(1). Mesmo assim, são volumes bastante significativos se comparados ao volume transportado pelo rio Amazonas, que atinge apenas 225 mil metros cúbicos por segundo.

ESPIRAL DE EKMAN

Pode-se considerar uma certa massa de água como um conjunto de camadas ou lâminas; a camada superior impulsionada pelo vento, carrega camadas imediatamente inferiores. Em cada uma destas camadas, a velocidade vai progressivamente diminuindo pela fricção entre as moléculas de água e, devido ao fenômeno de Coriolis, vai também alterando a sua direção (esquerda no hemifério sul e direita no hemisfério norte). Esta alteração na direção da corrente chega inclusive, em determinada profundidade, a inverter o sentido da superfície (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 água se comporta como um conjunto de camadas ou lâminas e, um fluxo médio originário de um vento soprando na superfície, tem uma direção perpendicular ao vento (à esquerda no hemisfério sul e a direita no hemisfério norte).

Tal fenômeno é chamado de espiral de Ekman e persiste até que a fricção não tenha mais força para impulsionar qualquer camada, geralmente não tenha ultrapassado algumas dexenas de metros de profundidade. A grande importância deste fenômeno reside no fato de o fluxo médioresultante ter uma direção perpendicular à do vento.

CORRENTE GEOSTRÓFICA

Como os ventos tendem a se deslocar circularmente por causa das força de Coriolis, que deflete seu movimento original, ao soprarem na superfície oceânica ocasionam um acúmulo de água na proção central dos grandes cinturões de vento em latitudes médias de cada hemisfério. Esse fenômeno ocorre devido a espiral de Ekman, que demonstra que o fluxo médio resultante da água tem uma direção perpendicular à do vento.

Esta convergência de água para uma região, acarreta duas consequências: elevaçào do nível da água originando uma colina de água e espessamento da camada superficial (Fig. 10). As colinas de água, características de regiões de convergência de águas superfíciais, são pequenas, raramente ultrapassando 2 metros em milhares de milhas náuticas. Entretanto, a resposta da água para esta totpografia oceânica é como acontece em terra, ou seja, correndo colina abaixo por causa da força da Gravidade. Esse movimento entretando não ocorre em linha reta, mas é defletido pela força de Coriolis, para a esquerda no hemisfério sul e para direita no hemisfério norte.

Esse movimento de água, resultado do balanço entre a força da gravidade e a deflecção causada pela força de Coriolis, chama-se corrente Geostrófica e é um dos principais componentes que contribuem para a formação das grandes correntes superficiais oceânicas.

Figura 10: Secção de uma área oceânica mostando a formação da corrente Geostrófica.

As correntes Geostróficas podem ser mensuradas apenas de forma indireta, através do cálculo da topografia dinâmica. Como as elevações que se formam nas porções centrais das bacias oceânicas são de águas menos densas, já que são as águas superficiais que se acumulam, para se obter uma mapeamento da topografia dinâmica, deve-se medir os valores de temperatura e salindade da coluna de água.

A idéia baseia-se no fator de que águas menos densas ocupam volume maior que águas mais densas. Assim, regiões em que a colunas de água contém uma espessura maior de águas menos densas superficiais, tendem a ficar mais altas que o inverso. Portanto, ao se conhecer a densidade da água na coluna de água se consegue prever o sentido do movimento das correntes e inclusive sua velocidade, pois quanto maior for a elevação da colina de água, maior será a velocidade da corrente resultante.

Concluindo, os ventos são a força básica que origina as maiores correntes oceânicas superficiais, mas a inércia e os efeitos geostróficos mantém essas correntes em movimento, mesmo durante períodos em que o vento pare de soprar.

CIRCULAÇÃO TERMOALINA

Além da superficiais, existem correntes marinhas profundas causadas por diferenças de densidade da água do mar. Estas correntes, chamadas de termoalinas, referem-se aos movimentos de água produzidos quanto a densidade se altera por variações de temperatura ou salinidade em alguma região oceânica superficial. O aumento de densidade pode ocorrer devido ao resfriamento da água, ao excesso de evaporação sobre a precipitação pluvial ou ainda à formação de gelo e consequente aumento de salinidade das águas circunvizinhas.

O aumento da densidade na superfície faz com que estas águas afundem e desloquem águas profundas; assim, a origem da circulação termoalina é um fluxo vertical de água superficial, mergulhando a uma profundidade intermediária ou próxima ao fundo, dependendo da densidade dessa água. O prosseguimento é um fluxo horizontal, com as águas recém-afundadas deslocando as antigas residentes no local. Como o processo de formação de águas densas está principalmente ligado à redução de temperatura ou aumento de salinidade devido à formação de gelo, geralmente as correntes termoalinas originam-se em altas latitudes. Estas águas frias e densas afundam e lentamente fluem em direção ao equador.

A circulação termoalina é, desse modo, importantíssima no estabelecimento das características dos oceanos profundos. O conteúdo relativamente alto de oxigênio das águas profundas com relação às águas mais rasas reflete sua origem polar. Sem a fonte superficial desse gás, as águas profundas dos oceanos poderiam se esgotar do oxigênio pela oxidação do material orgânico que contêm.

A velocidade das correntes termoalinas é muito pequena, de cerca de 1 centímetro por segundo. Usando-se o conceito de tempo de residência, que é o tempo médio que dada uma substância (água profunda, no caso) permanece no oceano antes de ser reciclada, cerca de 500 a 1000 anos podem ser necessários para repor toda a água profunda do Oceano Atlântico!

MASSAS DE ÁGUA

Massa de água é definida como uma grande porção de água que tem associada uma faixa particular de valores de salinidade e temperatura. Adquire suas características de temperatura e salinidade na superfície e, uma vez que afunde, tais características só podem ser alternadas por misturas com massas de águas adjacentes. Essas misturas, porém, ocorrem de forma muito lenta, fazendo com que as massas de água tendam a manter suas faixas de temperaturas e salinidades originais.

São batizadas de acordo com a profundidade na qual são encontradas (onde atingem seu equilíbrio vertical) e com a região geográfica de procedência. A identificação é importante porquê fornece informação de seu local de origem e circulação profunda, além da taxa na qual águas de diferentes densidades se misturam.

De maneira geral, as águas de grandes profundidades são formadas em altas latitudes e, as mais próximas da superfícies, originárias de latitudes menores (Fig. 11). As águas de superfície não se enquadram na categoria de verdadeiras massas de água devido às grandes variações nos parâmetros temperatura e salinidade.

Figura 11: Sistema de circulação profunda do Oceano Atlântico

A identificação de grandes massas de água nos oceânos torna-se possível através de uma coleção de dados oceanográficos, principalmente temperatura e salinidade (o oxigênio, em alguns casos, também pode ser usado). A densidade, considerada sozinha, não é suficiente, pois várias combinações de temperatura e salinidade podem produzir um mesmo valor deste parâmetro.

CURVA T-S

Se os dados de temperatura e salinidade, correspondem a cada profundidade de uma estação oceanográfica, forem plotados em um gráfico de temperatura na ordenada e salinidade na abcissa, esses pontos ditribuir-se-ão sobre uma linha contínua e suave, denominada curva T-S (Fig. 12).

Figura 12: Diagrama T-S do Oceano Atlântico Sul (9º de latitude) entre profundidades de 150 a 5000 metros. Os pontos representam amostras individuais de água e os números são profundidades (metros), estando representadas também as linhas de mesma densidade (s t). Os retângulos cinzas representam as maiores massas de água de subsuperfície, onde: AAF - Água Antártica de Fundo; APAN - Água Profunda do Atlântico Norte e AIA - Água Intermediária da Antártica (Brown et al., Seawater: Its composition properties and behavior. England, Pergamon Press/The Open University, 1992, 165 p.).

Por definição, um ponto no diagrama T-S representa uma água com temperatura e salinidades uniformes, constituindo um tipo de água; uma porção da curva T-S, representando um contínuo de tipos de água, descreve uma massa de água.

Em diferentes regiões oceânicas são obtidas formas muito diferentes de curvas T-S. Assim, a forma da curva é característica das águas de uma determinada região.

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

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

CORRENTES BRASILEIRAS

A corrente Sul-Equatorial do oceano Atlântico, que se movimemta no sentido leste-oeste na altura do equador, bifurca-se ao alcançar a costa nordestina brasileira. A corrente que se desvia para o norte, é denominada corrente das Guianas (ou também 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 próxima sobre a região da borda, é também conhecida como Água Tropical (AT). Esta corrente flui para o sul ao longo da costa leste do contigente sul-americano, alcançando em média dos 38º de latitude sul, onde encontra a corrente das Malvinas, conhecida como Água Subantártica (ASA); nessa região que varia conforme a época do ano, as duas correntes afastam-se da costa, fluindo em direção leste (Fig. 14).

O encontro da corrente do Brasil, que traz água tropical pouco densa, com a corrente das Malvinas, mais densa, origina a região denominada Convergência Subtropical do Atlântico Sul. A corrente das Malvinas, que flui sentido norte, é originária de uma ramificação da corrente Circumpolar Antártica, que flui em torno da Antártica.

Na região sudeste, a velocidade da corrente do Brasil na primavera e verão é cerca de 1,4 nós (2,5 quilômetros 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 hemisfério sul, o mesmo papel da corrente do Golfo no hemisfério norte, assemelhando-se muito no aspecto de sua variabilidade tempo-espacial, especialmente na geração de meandros.

Na plataforma continental dos litorais sudeste e sul, onde se conhece melhor a estrutura oceanográfica, encontra-se 3 correntes (Figs. 15 e 16): a Água da Plataforma Continental (APL), que, como o próprio nome diz, localiza-se acima da plataforma; a Água Central do Atlântico Sul (ACAS), formada na Convergência Subtropical, como resultado da mistura entre a Água Tropical (Corrente do Brasil) e a Água Subantártica (corrente das Malvinas) e que flui em sentido norte sob a Corrente do Brasil e, no verão, também sob a APL; e por último, a Água Costeira (AC), que localiza-se muito próximo à costa.

Figura 15: Distribuição vertical das massas de água na região sudeste-sul brasileira, na época de verão (acima) e inverno (abaixo) (Matsuura, Ciência e Cultura, 1986, v.38, n.8, p.1439.

Na época de verão, a ACAS alcança a plataforma continental, podendo aflorar em diversos pontos do litoral brasileiro (alguns autores acreditam que a intrusão da ACAS sobre a plataforma não é um fenômeno sazonal, mas um processo associado a um tipo de ressurgência denominada de quebra-de-plataforma, causada pela movimentação de determinadas massas de águas na costa brasileira(2).

Figura 16: Estrutura oceanográfica na região sudeste-sul brasileira na época de verão (modificado de Matsuura, Ciência e Cultura, 1986, v.38, n.8, p.1439-1450).

Na região oceânica próxima à borda da plataforma, a Água Tropical (corrente do Brasil), aparece ocupando os 200 primeiros metros da coluna d'água, com um fluxo predominante para o sudoeste. Nessa região, a ACAS, abaixo da AT, ocupa uma posição cerca de 750 metros. Abaixo deste nível, a Água Intermediária da Antártida (AiA) ocorre até os 1500 metros de profundidade. Sabe-se que esta massa de água, que se forma em águas superficiais da Antártica, flui para o norte ao longo da costa americana, podendo ser detectada a até 25º de latitude norte. Abaixo da AIA, ocorre a Água Profunda do Atlântico Norte (APAN) que, conforme seu nome, tem sua origem naquele oceano. Ainda abaixo desta massa de água, pode-se detectar a Água Antártica de Fundo (AAF), formada no continente Antártico. Essa estrutura oceanográfica ao longo da costa sul-americana descrita acima, é bem aceita hoje embora possam haver algumas variações, conforme diferentes autores, quanto aos limites de profundidade das diversas massa de água.

REGIÃO COSTEIRA - AS PRAIAS

A região costeira está situada na fronteirados dois maiores ambientes do planeta: continente e oceano. É uma regiao de numerosas interações biológicas, químicas, físicas, geológicas e meteorológicas.

Este ambiente é uma região de mudança, no qual o mar atua alterando a forma e a configuração do continente. Algumas vezes ocorrem alterações bastante rápidas; outras vezes, lentas a ponto de não serem percebidas por uma pessoa durante toda a sua vida; mas do ponto de vistado tempo geológico, estas lentas alterações tornam-se muito expressivas.

Grande parte das regiões costeiras do mundo possui sua configuraçào atual devido a processos decorrentes dos fenômenos de separação do supercontinente Pangéia, há cerca de 225 milhões de anos. No caso do litoral brasileiro, uma série de eventos estruturais ocorreu quando da separação do continente africano e sul-americano há cerca de 150 milhões anos. No litoral paulista, por exemplo, estes foram responsáveis pela atividade magnética que gerou maciços vulcânicos como o de São Sebastião e pelo soerguimendo da Serra do Mar.

Na verdade sào vários os fatores que determinam a evolução de cada uma das regiões litorâneas. Estes fatores apresentam variaçòes temporáis e espaciais distintas e vão desde fatores climáticos até fenômenos tectônicos de escala global.

A região de interface entre o continente e o oceano pode ser dividida em costa, praia e costa afora (Fig. 1). A costa é definida como uma faixa que se estende do limite entre o continente e o mar indo para o interior continental até as primeiras mudanças significativas nas feiçòes fisiográficas; faixa que varia normalmente de poucos a algumas dezenas de quilômetros. A onda afora é a regiào desde a zona de arrebentação das ondas até a borda da plataforma cotinental. A região de praia será definida no próximo item.

Figura 1: Denomição das varias regiões da zona costeira (Suguio, Dicionário de geologia marinha. São Paulo, T.A. Queiroz, 1992. 171p.)


CARACTERÍSTICAS DAS PRAIAS

Para a maior parte das pessoas, praia é a região mais familiar em se tratando do ambiente marinho. Mesmo o visitante mais ocasional percebe que a região não é estática ao reparar que as vezes a praia se encontra muito larga, outras vezes estreita, com uma inclinação maior que o normal, ou que dunas de areia na região posterior podem desaparecer. Realmente, assim ela é: um ambiente muito dinâmico!

As praias sào formadas por sedimentos inconsolidados, delimitadas de um lado pela regiào onde a passagem das ondas não mais movimenta os sedimentos do assoalho marinho, profundidade esta denominda base da onda (veja Ondas) e do outro, também onde, de modo geral, não ocorre movimentaçào de areia, regiào denominada berma (veja definiçào mais adiante), ou ainda por alguma feição do relevo como uma falésia, por exemplo.

Uma praia pode ainda ser subdividida em três regiões: face praial, antepraia (também chamada de estirâncio ou estirão) e pós-praia, de acordo com sua localização em relação às alturas das marés (Fig. 1).

A face praial compreende a região que vai do nível de maré baixa até além da zona de arrebentação, em geral, até a base da onda.

Antepraia é a região entremarés, ou seja, entre o nível da maré baixa e o da maré alta. É, portanto, a porção da praia que sofre normalmente a ação das marés e os efeitos do espraiamento e refluxo da água.

A região pós-praia localiza-se fora do alcance das ondas e mares normais, e somente é alcançada pela água quando da ocorrência de marés muito altas ou tempestades. Nesta região formam-se terraços denominados bermas (Fig 1 e 2), que apresentam uma seção transversal triangular, com a superfície de topo horizontal ou em suave mergulho em direção ao continente e a superfície frontal com mergulho acentuado em direção ao mar.

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

No pós-praia pode ainda aparecer uma regiào com maior inclinação, denominda escarpa praial (Fig. 3), causada pela ação de ondas normais de maré alta que cortam a praia, originando essa abrupta mudançaem sua inlcinação. A berma e a escarpa não se formam na antepraia devido à continua passagem das ondas, não permitindo assim qualquer feição permanente.

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

A praia é constituída por 3 elementos: o material, uma área costeira na qual este material se move e uma fonte de energia para movimentá-lo.

O material mais comum formador de uma praia é a areia cujos grãos geralmente variam de 0.2 a 2 milímetros de diâmetro (Fig. 4). O mineral predominante é o quartzo que, além de ser abundante, é dos mais resistentes a degradação física (abrasão) entre os minerais comuns. O feldspato, outro mineral comum na crosta terrestre, pode também ser um constituinte importante na formação das praias, embora seja de mais fácil fragmentação e decomposição química.

Figura 4: Areia típica de uma praia do litoral norte de São Paulo, constituída de diversos tipos de minerais e sedimentos de origem orgânica, como fragmentos de conchas e espinhos de ouriços do mar.

As areias da praias litorâneas são geralmente originárias dos rios que erodem os continentes e transportam seus fragmentos até o litoral, onde o mar encarrega-se de distribuí-los pela costa. Pode-se também 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 deposição de determinados minerais úteis ao homem, como o caso da concentrações de monazita em praias dos estados do Espírito Santo e da Bahia.

Os materiais que compõem uma praia podem também ser de várias cores. Nas ilhas do Havaí (EUA), por exemplo, há praias de areia branca, compostas de esqueletos de corais, e praias de areias pretas, nas quais o material é derivado de lava vulcãnica. Pode-se encontar praias de coloração amarela, verde ou rosa, dependendo do material específico ou dos tipos de conchas dominantes no material depositado.

A principal fonte de energia para a movimentação da areia é proveniente das ondas, que por sua vez se originam devido à ação de ventos sobre a superfície do mar (veja Ondas). Quanto mais forte for o vento, maior a duração e maior a área na qual ele atua, maiores serão as ondas que chegam à costa. Quando ocorre um temporal próximo a região costeira, as ondas serão fortemente escarpadas, podendo mudar rapidamente a configuração de uma praia.

Há forte correlação entre a altura média das ondas, a inclinação da praia e a granulometria (tamanho do grão do sedimento). Quando as ondas são grandes, removem os grãos menores deixando somente os maiores e mais difíceis de carregar. Restando apenas os grãos maiores, a praia tende tornar-se mais inclinada (Fig. 5), pois as ondas ao se quebrarem na praia, rapidamente penetram pela areia, já que aumentam o espaço entre os gràos (espaço intersticial). Assim, a onda deixa maior quantidade de grãos de areia do que carrega de volta.

Figura 5: Diâmetro médio dos grãos de areia em função da inclinação da antepraia. A unidade da abscissa (inclinação da antepraia) está em termos de distância vertical em relação a distância 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 ascensão dos grãos de areia pela turbulência que acompanha a passagem de uma onda, e a queda destes mesmos grãos sobre o fundo, quando a onda não exerce mais força ascensional sobre eles. Cada vez que um grão é erguido do substrato, vai ocupar posição diferente. Levando-se em conta que incontáveis milhões de grãos de areia estão sendo continuamente removidos e recolocados, a praia tem sua configuração alterada.

MOVIMENTAÇÃO SAZONAL DE AREIA

Grande parte do movimento de material de uma praia ocorre entre as barras submarinas, também chamadas de bancos de areia ou cristas, e a berma. Estas barras são produtos de erosão, pois a ação violenta das ondas corta a parte anterior da berma e deposita tal material a certa distância da costa.

As barras se formam em condições tempestuosas, portanto, características do perfil de inverno de uma praia (Fig. 6), estação em que as tempestades são mais comuns tormando as ondas maiores. Quanto menor a inclinação da praia, maior o número de barras. Não se conhece exatamente como se formam, mas sabe-se estarem relacionadas com a altura e o comprimento das ondas que chegam à praia (em tanques de experimentação formam-se quanto a relação entre altura e o comprimento da onda é maior que 0,03).

Figura 6: Perfis de verào e inverno de uma praia, mostrando que no inverno há remoção de areia da berma que é depositada nas barras e no verão ocorre a reconstrução da berma (Bascom, 1960. Scientific American, 203(2):80-94.).

As barras submarinas têm profundo efeito nas ondas que chegam a praia, as ondas maiores se quebram na barra mais extensa, se refazem na depressão entre esta e a próxima, prosseguindo até a costa como ondas menores que se rompem nas barras interiores ou na superfície 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 inclinação e com uma série de barras, as ondas rompem-se e se refazem repetidamente, originando zonas de arrebentação de até 1,5 quilômetros.

Depois da estação de tempestades as ondas diminuem, devolvendo à areia das barras à praia; o material das barras exteriores preenche as depressões entre elas, emigrando também para a berma, reconstruindo-a em direção ao mar. Grandes tempestades ocasionais ou tsunamis (ondas muito grandes causadas por distúrbios sísmicos - veja Ondas) podem retirar toda a areia de uma praia e transportá-la para profundidades tão grandes, que as ondas normais não podem mais alcançá-la e tampouco devolvê-la a praia.

CORRENTES DE DERIVA LITORÂNEA

Os maiores problemas na manutenção de uma praia não são produzidos pelo movimento sazonal de areia da berma para as barras submarinas e vice-versa, mas pelo movimento de areia paralelo à costa.

As ondas geralmente se aproximam da orla marinha formando um ângulo, e tendem a ser refratadas ou dobradas pelos contornos submarinos, que fazem a linha das ondas tornar-se paralela à linha da costa (veja Ondas). As ondas, porém, geralmente não são totalmente refratadas, ocasionando com isso uma corrente denominada de deriva litorânea, que surge apenas na região de arrebentação.

Esta corrente é demasiadamente lenta para transportar os grãos de areia por si mesma, mas tem tal ação facilitada pela região de arrebentação das ondas, que mantém a areia em suspenção. O mecanismo é simples: na superfície da praia, as partículas de areia transportadas pela água que chega descrevem um movimento de zigue-zague na mesma direção da corrente de deriva litorânea, de tal modo que cada onda as movimenta em um pequeno trecho ao longo da praia (Fig. 7). Na água, ocorre a mesma coisa: as ondas podem levantar os grãos de areia e a corrente de deriva litorânea imprime a estes grãos um movimento de zigue-zague (Fig. 8). Como consequência, a areia é movimentada pela ação da corrente.

Figura 7: Superfície de uma praia arenosa mostrando o desenho dos grãos de areia, movimentados pela corrente de deriva litorânea.

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

Figura 8: Itineráriodos gràos de areia na superfície de uma praia e debaixo da água, causadas pela corrente de deriva litorânea (Bascom, 1960. Scientific American, 203(2):80-94.).

A corrente de deriva litorânea pode também voltar-se em direção ao mar, devido a presença de cânions 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 cânion, onde os sedimentos ficarão depositados no leito da bacia oceânica a muitas centenas de metros de profundidade (Fig. 9).

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

Como toda a região litorânea é muito dinâmica, deve-se ter cautela com quaisquer tipos de construções que bloqueiam a movimentação de areia. Assim, construções como piers ou molhes devem ser acompanhadas por estudos oceanográficos que assegurem o não impedimento dos fluxos de água e areia na região. Muros para bloquear a invasão de água nas marés altas em edificações costeiras pode alterar também profundamente a praia na qual esse muro foi erguido .

A retirada de areia de uma praia para a construção civil, pode também causar danos às praias da região. A construção de barragens hidrelétricas nos rios contribui para que haja redução do volume de areia que chega ao mar, podendo acarretar diminuição ou mesmo desaparecimento de praias em regiões dependentes dessa areia para a sua conservação.

Ao longo da costa brasileira não se observa um padrão definido na movimentação de areia. O sentido da deriva da corrente litorânea varia de região para região (Fig. 10). Nas costas do Brasil encontra-se exemplos catastróficos de construções praianas, que acabaram por impedir o transporte de sedimentos ao longo da costa devido à interrupção do fluxo das correntes de deriva litorânea, como ocorre, por exemplo, no litoral da região metropolitana de Fortaleza (CE)(1) e próximo a cidade de Recife (PE)(2).

Figura 10: Transporte de areia ao longo de parte da costa leste sul-americana. As setas indicam a direção de transporte da areia; as linhas pequenas em ângulo reto à 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 movimentação de água verificado com frequência em praias é a chamada corrente de retorno (Fig. 11). Uma das principais causas para a ocorrência desta é a convergência de duas correntes de deriva litorânea em um ponto ao longo da praia, que, quando ocorrem, se encontram e fluem em direção ao mar, na forma de uma corrente estreita e forte.

Figura 11: 

Outra causa para a existência da corrente de retorno ocorre quando ondas mais altas que a média se rompem em sucessão rápida e elevam o nível da água dentro de uma barra submarina; á agua pode voltar tão energéticamente ao mar que, algumas vezes, rompe a barra em um lugar estreito, produzindo a corrente em sentido oposto à praia.

A existência desta corrente pode depender da topologia do fundo além da altura e período das ondas. Pode ser perigosa para os banhistas, por fluir, algumas vezes, com velocidade superior a 4 nós (mais de 7 quilômetros por hora). O banhista, caso encontre uma corrente deste tipo, não deve nadar em direção a praia, mas paralelamente a ela, para então, ao sair da corrente de retorno, nadar naquela direção.

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

ONDAS

As ondas são causadas pelos ventos, que no contato, transferem energia para a superfície da água. Ao passar uma onda, objetos flutuantes na superfície do mar deslocam-se para cima e para baixo em movimento circular. Isso ocorre por as partículas de água moverem-se também em órbitas circulares, que diminuem de diâmetro com a profundidade.

Secção de uma onda que se dirige da esquerda para a direita. Os círculos são órbitas que descrevem as partículas de água ao passar da onda. O seu diâmetro na superfície é igual a altura da onda. Em profundidade igual a metade do comprimento de onda, o diâmetro das órbitas torna-se 25 vezes menor que o da superfície.

A profundidade máxima de movimentação da água, equivale a metade do comprimento de onda (veja definição na figura seguinte), na qual o diâmetro orbital das partículas é 25 vezes menor que na superfície. Esta profundidade é conhecida como base da onda, e é definida portanto, como a profundidade máxima na qual a onda pode mover partículas e erodir os sedimentos finos do assoalho marinho.

As ondas movem-se portanto, apenas em sua forma, não impulsionam massas de água; transportam energia, mas não a água adjacente. Veja nesta figura os nomes dos principais parâmetros que caracterizam uma onda.

CRISTA DE ONDA - Porção mais superior da onda.

VALE DE ONDA - Depressão entre duas cristas. Também chamada de calha ou cava.

ALTURA DA ONDA - Distância vertical entre a crista de uma onda e a basa do vale da onda adjacente.

COMPRIMENTO DE ONDA - Distância horizontal entre qualquer ponto de uma onda e o ponto correspondente da próxima onda.

AMPLITUDE DE ONDA - Distância vertical máxima da superfície do mar à partir do nível da água em repouso. Equivale a metade da altura da onda.

AGUDEZ DA ONDA - Relação entre a altura e o comprimento da onda.

PERÍODO DE ONDA - O tempo que leva para uma onda completar um comprimento de onda para passar por um ponto estacionário.

VELOCIDADE DA ONDA - Velocidade na qual uma onda individual avança sobre a superfície da água.

VELOCIDADE DA ONDA


A velocidade da onda é função de seu comprimento: quanto maior este parâmetro, maior a sua velocidade. Além disso, um grupo ou trem de ondas viaja na metade da velocidade das ondas individuais.

A razão para isto é que as ondas que estão à frente do trem de ondas perdem energia quando elevam a superfície da água, desaparecendo e sendo repostas por ondas que vem atrás. Por outro lado, pela interrupção do movimento circular no final do grupo de ondas, há fornecimento de energia extra, que aparece na forma de uma nova onda que se forma na retaguarda.

Esta figura mostra o desenvolvimento de um trem de ondas. A primeira onda perde energia ao elevar a água que encontrava-se em repouso à sua frente; uma nova onda se forma no final do trem de ondas, pois há liberação de energia já que o movimento da água pára. Em águas profundas (maiores que a metade que o comprimento de onda), o trem de ondas viaja na metade da velocidade das ondas individuais.

DESENVOLVIMENTO DAS ONDAS NO MAR

O desenvolvimento de ondas em águas profundas é complexo, sendo causado principalmente por 3 fatores: a velocidade, a duração do vento e a área na qual este sopra, denominada área de geração.

Área de geração do vento. Ao sair desta área, as ondas com pequenos comprimentos, dão origem à ondas com grandes comprimentos de onda. Quando a velocidade do vento persiste o bastante e tem suficiente área de geração para produzir a máxima altura de onda que possa ser mantida por esse vento, origina-se a condição denominada desenvolvimento total do mar. É bastante raro para ventos de alta velocidade pois, para que as ondas atinjam sua altura máxima, necessitam de área muitíssimo grande, com o vento soprando durante muito tempo (veja tabela). Área mínima e duração necessárias para ventos com velocidades selecionadas para que ocorra o desenvolvimento total do mar (o tempo de duração foi arredondado para a hora mais próxima).

Velocidade (nós) Área Mínima (milhas náuticas) Duração (horas)


10 10 2


20 75 10


30 280 23


40 710 42


50 1420 69

Se existirem condições para o desenvolvimento total do mar, é possível prever as características das ondas resultantes, embora as mais altas, que podem ser estimadas estatisticamente, não podem ser exatamente previstas (próxima tabela).

Características das ondas resultantes quando as condições de duração e área permitem se formar odesenvolvimento total do mar.

Velocidade do Vento (nós) Altura Média (m) Comprimento Médio (m) Período Médio (s) Média das 10% Maiores Ondas

10 0,27 8,5 2,9 0,55


20 1,5 33,8 5,7 3,1


30 4,1 76,5 8,6 8,4


40 8,5 135,9 11,4 17,2


50 14,8 212,2 14,3 30.4

FORÇAS RESTAURADORAS

Duas podem ser as forças restauradoras das ondas: a tensão superficial e a força da gravidade. Estas fazem retornar as ondulações das ondas em nível normal do mar. Geralmente a força restauradora causada pela tensão superficial é insignificante quando comparada com a da gravidade, mas para ondas pequenas, com comprimentos de ondas menores que 2 centímetros, a força dominante é mesmo a tensão superficial.

COMO AS ONDAS SE ROMPEM

Quando as ondas formadas em oceano aberto aproximam-se de águas rasas, progressivamente se reorientam para permanecerem paralelas à linha de costa. Tal fenômeno é chamado de refração e é função da diminuição da profundidade.

Fenômeno da refração das ondas ao se aproximarem da linha de costa. Esse fenômeno faz com que as ondas tendam a se alinharem paralelas à costa.

Com a redução na profundidade, começa a ocorrer atrito das partículas da água com o fundo, reduzindo a velocidade das ondas nas porções que primeiro se aproximam da costa e deixando mais livres as regiões das ondas que ainda se deslocam em águas mais profundas. Esta refração que precede a quebra das ondas, é acompanhada da diminuição da velocidade e do comprimento de onda e aumento da altura.

Conforme já descrito no início deste texto, as partículas de água descrevem círculos, sendo estes menores conforme a profundidade, até que na metade do comprimento de onda, estes movimentos praticamente cessam. Quando a onda aproxima-se da linha de costa, ou seja, quando a profundidade local começa a ser menor que a metade do comprimento de onda da ondas, diz-se que a onda sente o fundo. Os movimentos das partículas de água transformam-se em elipses achatadas quando em contato com o fundo. Assim, as partículas movem-se para frente e para trás junto ao fundo marinho e não mais circularmente. A quebra da onda ocorre porquê o contato das partículas que se movimentam próximas ao fundo faz com que haja um atraso destas em relação às da superfície, que se movem mais livremente, impelindo desta forma, a região superior da onda para a frente, ocasionando a quebra. Neste momento, as oscilações das partículas cessam e a movimentação é toda em direção à praia. Como regra geral, a profundidade de quebra é cerca de 1,3 vezes a altura da onda, ou seja, uma onda de 1,5 metro deve quebra-se quando a profundidade local atinja cerca de 2 metros.

Aproximação das ondas em uma praia.

Em águas profundas, as ondas podem-se quebrar quando a razão entre a altura e o comprimento da onda (agudez da onda) ultrapassar 1/7 ou quando a crista da onda aproximar-se de um ângulo de 120º.

Quando o ângulo da crista da onda alcança 120º e o comprimento da onda excede 7 vezes a altura, a configuração da onda torna-se instável e ela se quebra.

Pode-se definir 3 tipos de arrebentação: em derrame, em espiral e em vagalhão. Embora ventos e correntes possam ter algum efeito no tipo de arrebentação que uma onda originará na linha de costa, a principal influência será mesmo da topografia do fundo. Em praias muito planas, as ondas se quebram lentamente a partir da crista, continuando o processo por longas distâncias enquanto se aproximam da praia; este tipo de arrebentação é chamado em derrame.

Onda em derrame

A arrebentação em espiral é a mais apreciada pelos surfistas, pois forma o chamado tubo, em sua gíria. Se a praia é relativamente inclinada, a crista da onda se rompe com relativa rapidez após enrolar-se em espiral.

Onda em espiral

Finalmente quando o fundo é muito inclinado, a onda não se quebrará até que alcance a praia. Este caso, no qual a onda se forma muito rapidamente e se quebra diretamente sobre a praia, é denominada de arrebentação em vagalhão, típico das chamadas praias de tombo.

Outro efeito da aproximação de ondas na linha de costa é a difração, que resulta em um afastamento da direção de propagação da onda, e aumento de seu comprimento. A difração ocorre quando as ondas penetram em um corpo de água através de entrada relativamente estreita como uma baía, por exemplo.

Concentração de ondas refratadas em um promontório na ilha de costa(a) e dissipação de ondas difratadas em uma baía.(b)

Esta figura acima mostra também o efetivo convergente que a refração produz em feições costeiras proeminentes como um promontório. O fenômeno tende a reduzir uma linha de costa recortada em uma linha reta, devido a atividade erosiva das ondas.

TIPOS DE ONDAS

 As ondas que ocorrem nos oceanos variam significativamente quanto a comprimento e período. As menores, chamadas de capilares, têm comprimento de poucos centímetros e período de fracções de segundos. Já as maiores são as marés, cujo comprimento alcança a circunferância da Terra com períodos de até 24 horas.

Entre as ondas mais comuns nos oceanos estão as chamadas swell. Deslocam-se por milhares de quilômetros a partir dos locais onde foram originadas. Ao se afastarem de seu local de origem tornam-se muito uniformes, com grandes comprimentos de onda e pequenas amplitudes; em oceano aberto, seu período situa-se em torno de 13 segundos.

Já outro tipo de onda, a sea, é muito irregular, com diversos períodos e várias direções. Encontra-se este tipo de onda em locais onde são geradas, ou seja, onde o vento está soprando.

As ondas tendem a ser maiores quando próximas às regiões nas quais os ventos são mais fortes. São geralmente menores na região equatorial e maiores em altas latitudes, como no sul da África e da América do Sul, Austrália e Groenlândia.

CLASSIFICAÇÃO

As ondas podem ser classificadas em dois tipos: de águas rasas, quando a metade de seu comprimento é maior que a profundidade local e de águas profundas, quando a metade do comprimento é menor do que a profundidade local. Assim, essa classificação depende do tamanho da onda e da bacia na qual se desloca.

Ondas de pequeno comprimento podem ser consideradas de águas profundas, mesmo em águas com poucos centímetros de profundidade. As maiores ondas dos oceanos, como os tsunamis (veja próximo item) e as marés (veja próximo capítulo), são sempre ondas de águas rasas, mesmo sobre as mais profundas fossas submarinas.

Em geral, ondas com períodos maiores que 14 segundos são capazes de mover sedimentos em profundidades maiores que a da borda da plataforma continental.

Períodos selecionados, velocidade da onda e profundidade na qual a onda sente o fundo e se torna onda de água rasa (os valores da velocidade são aproximados).

Período(s) Velocidade (nós) Profundidade (m)


6   21   28


8   28   50


10   35   78


12   42   112


14   49   153


16   56   200


TSUNAMI

Tsunami é uma palavra japonesa, usada para definir um tipo especial de onda oceânica, gerada por distúrbios sísmicos (Fig. 10). São ondas grandes e destrutivas em linhas de costa, causadas por terremoto, deslizamento de terras ou vulcão submarino em atividade; a explosão de uma bomba atômica na superfície do mar também pode provocar ondas desse tipo.

Possuem comprimento de onda que varia de 130 a 160 quilômetros podendo atingir até 1000 quilômetros, período de 15 minutos até 2 horas e se deslocam em velocidades maiores que 360 nós (650 km/h), alcançando até 480 nós (890 km/h).

Duas possíveis situações que originam um tsunami: deslizamento submarino(a) e movimentação de placas tectônicas(b).

Em águas profundas, sua altura não atinge mais que um metro, não sendo portanto percebidas devido ao seu grande comprimento. Como qualquer onda, quando entram em água rasas têm sua velocidade e comprimento reduzidos e altura aumentada, podendo alcançar então 30 metros!

Os tsunamis ocorrem principalmente em certas costas próximas às áreas de atividades tectônicas, como a região perimétrica do Oceano Pacífico. Ocorrem em média uma vez por ano em escala mundial, não havendo menção de ocorrência no Brasil.

Exemplo bem documentado de tsunami ocorreu em 1883, otiginado devido a grandes erupções vulcânicas na ilha de Krakatau (antes chamada de Krakatoa), entre Java e Sumatra nas Índias Orientais. Este tsunami destruiu a cidade de Merak a 50 quilômetros de distância, levando um navio de guerra 2,5 quilômetros terra adentro e deixando-o a 10 metros do nível do mar. Mais de 36 mil pessoas morreram. O período desse tsunami foi de 2 horas e suas ondas (cerca de uma dezena), viajaram em velocidade variando de 650 à 850 km/h, tendo atingido 30 metros de altura na linha da costa

RESUMO

Conceitos Básicos sobre Praia

RISCOS NAS PRAIAS, FATORES QUE INFLUENCIAM AS PRAIAS, BURACOS

São depressões de até vários metros de diâmetro escavados na areia pela ação das ondas. Crianças pequenas podem estar pisando em água pelos calcanhares e facilmente passar a ter água sobre sua cabeça. 

BANCOS DE AREIA E VALAS

Vala (trough) é um canal escavado pela força das ondas paralelamente à praia, sendo sua ocorrência mais comum em praias rasas. A extensão da vala pode ser grande, normalmente correndo nela uma corrente lateral, que vai cair numa corrente de retorno. É sempre limitado interna e externamente por bancos de areia. o que é um risco para o banhista, que pode passar de água rasa para profunda rapidamente, mas que ajuda, pois estará sempre a poucos passos ou braçadas de uma profundidade rasa. Nas valas a direção da corrente lateral segue a direção das ondas, quando entrarem diagonalmente, ou a direção das águas. Seu reconhecimento é semelhante aos canais de correntes de retorno, podendo, ainda, ser fixos, móveis ou permanentes.  Bancos de Areia e valas são encontrados onde uma corrente lateral persistente cortou um canal no fundo próximo à praia. Os formatos destas valas variam, mas têm às vezes 2 ou 3 metros de profundidade e se estendem por muitos metros paralelamente à praia antes de se direcionarem para o mar. 

As valas alcançam desde poucos metros até 50 metros de largura. Águas correndo em uma vala procurando uma saída mar adentro podem se mover mais rápido que um banhista pode nadar. 

Bancos de areia podem ser atrações decepcionantes para nadadores fracos. Ver que outros nadadores estão de pé em águas rasas mar adentro pode encorajar um nadador fraco a ir até lá, não percebendo que profundidades maiores estão entre ele e seu objetivo, e podem rapidamente se ver em condições acima de suas capacidades natatórias. Outra situação perigosa ocorre quando um banhista alcança um banco de areia na maré baixa e, mais tarde, tenta voltar, caindo numa vala agora profunda, que pode, inclusive, conter uma corrente lateral.

REPUXO

O repuxo é mais perceptível em praias de tombo, próximo à maré alta. Ocorre quando a água empurrada para a praia pelas ondas é empurrada de volta pela ação da gravidade, ganhando movimento pela inclinação do relevo. O retorno da água pode derrubar pessoas ou escavar a areia sob seus pés, e puxá-la então para águas mais profundas. Quando a arrebentação é grande, uma segunda série pode encontrar a água do repuxo, criando extensa turbulência, que pode ser particularmente perigosa para crianças e idosos. Correntes de retorno são pouco frequentes em praias de tombo e, quando existem, tendem a puxar por uma distância muito curta mar adentro; mas a combinação de repuxo com corrente de retorno em praias de tombo pode ser muito perigoso pela soma de forças.

CORRENTES DE RETORNO

As Correntes de Retorno, de acordo com levantamento estatístico do Corpo de Bombeiros do Estado de São Paulo, confirmado por estatísticas da USLA (United States Lifesaving Association) são a causa primária dos acidentes na praia, chegando a ser responsável por 80% dos salvamentos de afogamentos. A USLA as chama de "a máquina de afogar", por causa de sua habilidade quase mecânica de cansar nadadores ao ponto de fadiga e, como última consequência, ao ponto da morte. O perigo é ainda maior por serem as correntes de retorno invisíveis e até atrativas para os banhistas desavisados.

• COMO SE FORMAM - as correntes de retorno variam em tamanho, largura, profundidade, forma, velocidade e potência. Elas são formadas, geralmente, da seguinte maneira: quando as ondas quebram, elas empurram a água acima do nível médio do mar. Uma vez que a energia da água é despendida (gasta), a água que ultrapassou aquele nível médio é empurrada de volta pela força da gravidade. Quando ela é empurrada de volta, contudo, mais ondas podem continuar a empurrar mais água acima daquele nível médio, criando o efeito de uma barreira transitória (temporária). A água de retorno continua a ser empurrada pela gravidade, e procura o caminho de menor resistência. Este pode ser um canal submerso na areia ou a areia ao lado de uma costeira ou pier, por exemplo. Como a água de retorno se concentra nesse canal, ela se torna uma corrente movendo-se para dentro do mar. Dependendo do número de fatores, esta corrente pode ser muito forte. Algumas correntes de retorno dissipam muito próximo à praia, enquanto que outras podem continuar por centenas de metros. É importante notar que as ondas não quebrarão sobre um canal submerso. Além disto, a força de uma corrente de retorno movendo-se para dentro do mar num canal tende a diminuir a potência das ondas que entram. A ausência de quebração resultante atrai banhistas incautos, que podem perceber águas relativamente calmas sobre um canal de uma corrente de retorno e pensar que estão escolhendo a área mais calma para o banho de mar, o que pode ser um erro mortal. 
  Mesmo excelentes nadadores podem ser inúteis para auxílio numa corrente de retorno. A velocidade da água e o pânico causado por estar sendo puxado para o mar podem ser opressivos, desesperadores.
  Ao perceber que está sendo "arrastado" por uma Corrente de Retorno, o nadador deverá controlar o pânico, nadando em direção a uma das laterais da corrente - como se estivesse sendo levado por águas de um rio, nadar em direção à uma das margens - em sentido diagonal e a favor da correnteza. Sentindo que ultrapassou os limites da corrente, deve, aí sim, nadar em direção à praia.

CORRENTES LATERAIS

As Correntes Laterais são menos perigosas que as Correntes de Retorno por causa de que a tendência natural do banhista numa corrente é nadar em direção à praia. Uma pessoa numa Corrente Lateral nadando em direção à praia, estará nadando perpendicularmente à direção da corrente e deve conseguir alcançar a praia com certa facilidade. Uma corrente lateral, também chamada corrente paralela, corre asperamente paralela à praia. Essas correntes são frequentemente causadas por ondas que entram num ângulo diagonal com a praia, assim empurrando a água ao longo da praia depois de quebrarem as ondas. Elas podem arrastar banhistas por toda sua extensão a velocidades bem rápidas e alimentar uma corrente de retorno.

ONDAS

As ondas causam problemas aos visitantes das praias por causa de sua tremenda força e energia, tanto para a frente, em direção à praia, quanto para baixo, quando quebram.

Muitas pessoas subestimam a força contida numa onda quebrando, e podem ser feridas pelo movimento para frente de uma onda. O movimento para frente das ondas pode derrubar banhistas, machucá-los ou colocá-los à mercê da água que rapidamente reflui depois de quebrar na praia (repuxo).

O movimento para baixo das ondas pode violentamente empurrar um banhista ou surfista para baixo, causando sérios traumas à cabeça, pescoço, costas e outras partes do corpo. 

Ondas mergulhantes (caixote) em praias de tombo são particularmente responsáveis por causar ferimentos no pescoço e nas costas por causa da energia dispendida tão rapidamente na água rasa.

Durante os remansos (períodos calmos entre séries de ondas), contudo, frequentadores das praias geralmente se aventuram mais do que deviam, para sofrer as consequências quando as séries maiores retornarem. Esta situação pode ser ilustrada pelo fato de que é durante tais remansos, imediatamente seguintes a séries mais altas, que as correntes de retorno e as laterais são mais fortes.

O MAR E A PRAIA

"Análise Morfodinâmica das Praias"

A graduando do Curso de Oceanologia da Fundação Universidade do Rio Grande, Fernanda Genael Koefel, em sua introdução monográfica sobre a "Morfodinâmica de Praias Arenosas Oceânicas: Uma Revisão Bibliográfica" considera que as praias arenosas oceânicas encontram-se entre os campos mais negligenciados do estudo científico dos ambientes costeiros, e ainda cita Komar (1976) que faz a seguinte observação: "aproximadamente dois terços da população mundial vivem numa estreita faixa adjacente à costa, tendo sido as praias e estuários os primeiros ambientes a sofrerem diretamente o impacto do crescimento demográfico mundial."

No Brasil a costa litorânea tem 9.200 Km, sendo as praias arenosas dominantes em quase toda sua extensão, exceto no extremo norte do país.

As praias arenosas oceânicas apresentam-se como sistemas de alta instabilidade, sendo dinâmicas e sensíveis por estarem sujeitas às variações dos meios de energia local. Sofrem ainda por serem retrabalhadas por processos eólicos, biológicos e hidráulicos. Destacam-se entre estes as ondas geradas pelo vento, as correntes litorâneas, as oscilações de longo período e as marés. Como consequência da atuação destas energias, as praias sofrem mudanças morfológicas e trocas de sedimentos com regiões adjacentes; atuam ainda as praias como zonas de tampão, protegendo a costa da ação direta da energia do oceano, sendo esta sua principal função ambiental.

PRAIA

Segundo aquela monografia citada, praias são depósitos de sedimentos arenosos inconsolidados sobre a zona costeira, dominados principalmente por ondas e limitados internamente pelos níveis máximos de ação de ondas de tempestade (ressaca), pelo início da ocorrência de dunas fixadas ou qualquer outra alteração fisiográfica brusca, caso existam; e externamente pelo início da zona de arrebentação (indo em direção à terra), ponto até o qual os processos praiais dominam francamente o ambiente.

Na praia distinguem-se as seguintes zonas, segundo a hidrodinâmica:

• Zona de Arrebentação ("breaking zone") - é a porção de praia onde ocorre a quebração das ondas. A Zona de Arrebentação é a área compreendida entre a quebração mais distante e a mais próxima da costa. Pode haver mais de uma quebração nas praias. Isto ocorre quando há no ponto de quebra, em geral, a associação de um banco de areia, paralelo à costa, sendo seguido por uma vala. O número de zonas de quebração está, consequentemente, relacionado com o número de bancos de areia e valas existentes na praia. E o seu conjunto forma a zona de arrebentação. Há teorias, entretanto, que subdividem a zona de arrebentação em zona de arrebentação e zona de surfe ("surf zone"). Porém, o reconhecimento de suas diferenças é tão difícil na prática que seu estudo traria poucas implicações na atividade do Guarda-Vidas.

• Zona de Varrido ("swash zone") - é definida como a região entre a máxima e a mínima excursão da onda sobre a face da praia. Logo após a zona de varrido pode acontecer uma feição deposicional de sedimentos chamada de berma. Devido às mudanças do nível da água, a zona de varrido torna-se seca e molhada alternadamente.

• Subambientes Praiais - além das zonas descritas, existem ainda nas praias os seus subambientes, que são assim definidos por Fernanda Gemael Hoefel:

• Pós-praia ("backshore") - zona que se estende do limite superior do varrido até o início das dunas fixadas por vegetação ou de qualquer outra mudança fisiográfica brusca.

• Face praial ("beachface") - identifica a parte do perfil praial sobre a qual ocorrem os processos da zona de varrido.Praia Média - porção do perfil sobre o qual ocorrem os processos da zona de surfe e da zona de arrebentação, neste trabalho considerados ambos "zona de arrebentação"

• Antepraia ("shoreface") - porção do perfil praial dominada por processos de refração, atrito com o fundo e empolamento ("shoaling"), que se estendem em direção ao mar, a partir da zona de arrebentação até o limite máximo da ação das ondas sobre o fundo.

• Cúspides Praiais - ocorrem na pós-praia e zona de varrido, sendo idenficados por elevações transversais à praia, ladeadas por áreas de singela depressão, que muitas vezes abrigam correntes de retorno. São bem mais perceptíveis nas praias de tombo, e menos nas rasas.

TIPOS DE PRAIAS

Praias geralmente se encaixam em um dos cinco tipos existentes didaticamente de acordo com a teoria Australiana e três tipos de acordo com a teoria acadêmica Brasileira.

Associados a cada tipo de praia estão perigos característicos. Mudança do tempo e das condições das ondas pode significar que a praia se move de um estado para outro no espaço de algumas horas. A identificação correta dos tipos de praias pode ajudar o Guarda-Vidas a avaliar os perigos que podem ser encontrados numa praia determinada, a segurança relativa de uma praia, e as ações que podem ser necessárias para proteger os banhistas. A seguir teremos a classificação das praias conforme seus tipos e perigos, de acordo com a escola australiana, e depois a classificação segundo a teoria acadêmica brasileira.

CLASSIFICAÇÃO DAS PRAIAS

ESCOLA AUSTRALIANA

• Praias Refletivas - praias refletivas se formam em áreas de ondas baixas. Elas são características por serem íngremes e rasas, geralmente compostas por areia grossa e ondas baixas (cerca de 0,5m de altura). Elas são geralmente encontradas nas entradas de portos e estuários e na parte de mais baixa energia de algumas praias oceânicas. 
  Estas praias não têm buracos de areias ou zonas de arrebentação; as ondas passam sem quebrar até a margem, onde elas colapsam ou sobem na face da praia. 
  As ondas baixas em locais mais protegidos de praias do tipo refletiva típicas geralmente proporcionam condições de banhos seguras. Estas praias, contudo, são caracterizadas pelas relativamente fortes ondas mergulhantes (caixote) e uma quebração que pode derrubar pessoas. A ausência de bancos de areia também significa águas mais profundas próximas à costa, o que pode ser um problema para os que não sabem nadar e para as crianças.
  
  
  Praias de Maré Baixa - as praias de maré baixa ocorrem onde a areia é de fina a média e as ondas atingem alturas médias entre 05, e 1,0 metro. Elas tendem a ocorrer em direção à mais baixa energia, e nas extremidades mais protegidas de praias longas em enseadas moderadamente protegidas, e em locais mais expostos onde a areia é fina. Praias de Maré Baixa têm tipicamente uma face de praia íngreme, com um banco de areia baixo e inexpressivo que se estende de 20 a 50 metros em direção ao mar, partindo da face da praia. Esta plataforma às vezes é exposta na maré baixa, com ondas quebrando pesado na borda externa do banco de areia. Na maré alta, as ondas podem atravessar o banco de areia sem quebrar na face da praia. 
  Praias de Maré Baixa são geralmente seguras, com ondas baixas e uma plataforma rasa; contudo, sob condições de ondas mais altas, ondas mergulhantes podem se desenvolver sobre a plataforma rasa, aumentando muito o risco de fraturas de coluna e pescoço. Correntes de retorno fracas e rasas podem também se desenvolver, o que pode ser um problema para nadadores fracos e crianças.
  
  
  Praias de Banco de Areia e Correntes de Retorno - o tipo de praia com banco de areia e correntes de retorno é uma das mais comuns. Ocorre onde a areia é de fina a média e a média das ondas é de 1,0 a 1,5 metros. Praias deste tipo são diferentes de praias de maré baixa por duas razões. A primeira é que a praia é descontínua ao longo da costa, cortada por correntes salientes. A segunda, por causa da alternância de bancos de areia rasos com canais de correntes de retorno profundos. Praias de bancos de areia e correntes de retorno têm uma zona de arrebentação que se alterna ao longo da costa entre um banco de areia ligado à face da praia e canais de correntes de retorno mais profundos. Como resultado a praia é mais irregular ao longo da linha costeira. As ondas quebram nos bancos de areia e se movem em direção á areia sobre a face da praia. A água então se move para os lados nos canais de alimentação das correntes de retorno, antes de voltar para o mar, através dos canais das correntes como fortes correntes de retorno. 
  A Praia de Banco de Areia e Corrente de Retorno é um dos tipos mais perigosos. Os bancos de areia rasos atraem as pessoas para a arrebentação, mas muitos banhistas não percebem que cair para qualquer dos lados é mais fundo, pois há traiçoeiros canais e correntes de retorno. 
  Para os australianos, estas correntes de retorno são a causa de 96% dos salvamentos. Na maré baixa, as correntes de retorno são confinadas nos canais e se tornam mais fortes. Na praia de maré alta, correntes laterais se tornam o problema. Bancos de areia e correntes de retorno podem ser perigosos para todos, exceto para nadadores bem preparados. Banhistas devem ser orientados a se banharem no banco de areia, e guiados para fora dos canais de correntes de retorno.
  
  
  Praias de Valas Laterais - praias de valas laterais são caracterizadas por ondas com 1,5m de altura ou mais, com um banco de areia contínuo correndo paralelo à praia de 100 a 150 metros mar adentro, e uma vala de 2 a 3 metros de largura entre o banco de areia e a praia. As ondas geralmente quebram no banco de areia, se refazem (engordam) na vala (depressão) e colapsam (quebram) na face da praia. As correntes de retorno geralmente atravessam o banco de areia entre cada 250 a 500 metros, mas são menos evidentes que aquelas das praias de banco de areia e corrente de retorno. Praias de valas laterais são perigosas. Elas causam a formação de ondas maiores e têm canais profundos e valas ocorrendo ao longo de toda a praia. 
  Estas valas podem formar fortes correntes de retorno com redemoinhos de areia. Contudo, as ondas usualmente quebram primeiro no banco de areia mais dentro do mar, e são menores na face da praia, o que pode resultar em razoáveis condições de segurança na praia.
  
  
  Praias Dissipativas - praias dissipativas ocorrem somente em praias de altíssima energia, geralmente depois de períodos em que as ondas tenham atingido alturas maiores que 2,5 metros. Areia fina deve ser um dos componentes. Estas praias são caracterizadas por zonas de arrebentação muito largas - de 300 a 500 metros - com dois, ou ocasionalmente, três bancos de areia, separados por valas, que correm paralelas à praia. A quebração das ondas começa com ondas derramantes no banco de areia externo (mar adentro), as quais reformam (engordam) para quebrarem de novo e talvez ainda novamente no banco de areia ou bancos de areias internos (mais próximos à costa). 
  Praias Dissipativas são perigosas e só ocorrem em mar muito grande, de forma que a maioria das pessoas nem pensam em nadar nelas. As extremamente altas quebrações na zona de arrebentação externa são somente para os mais experientes banhistas, uma vez que ondas grandes e fortes correntes de retorno tornam difícil a volta segura à areia. Próximo à areia, o problema ocorre quando as pessoas são varridas da face da praia pelas ondas que colapsam na praia, e em seguida voltam para o mar.

ESCOLA ACADÊMICA BRASILEIRA

• Praias Rasas - são aquelas em que a profundidade aumenta suavemente à medida em que vai se distanciando da zona de varrido, isto é, com pouca inclinação (ou declividade). A zona de arrebentação normalmente é larga. É comum a existência de mais de uma quebração, havendo, neste caso, a presença de valas entre elas, onde se formam as correntes laterais. 
  As ondas são, em geral, do tipo deslizante (derramante), podendo ocorrer também as mergulhantes (caixotes). São consideradas de grande perigo por ser difícil o retorno à praia em condições de mar alto, apesar de geralmente terem a aparência tranquila, o que pode transformá-la em traiçoeira. (Exemplos: praias de Santos e de Praia Grande no litoral do Estado de São Paulo).
  
  
  Praias Intermediárias - são aquelas que possuem inclinação média, ocorrendo sua arrebentação a uma distância próxima da praia. O relevo do fundo é caracterizado por bancos de areia irregulares, onde quebram as ondas, sendo cortados por canais onde se desenvolvem as correntes de retorno, muito frequentes neste tipo de praia. Os bancos de areia são mais visíveis nas marés baixas, quando também são visíveis os perigosos buracos. As ondas tendem a crescer nas marés vazantes. As ondas nestas praias costumam ser mergulhantes (caixotes), podendo também ser deslizantes (derramantes). Nestas praias os grãos de areia costumam ser médios ou misturados. (Exemplos: praias da Enseada, Astúrias e Tombo, na cidade de Guarujá no Litoral do Estado de São Paulo).
  
  

  Praias de Tombo - são aquelas que possuem relevo do fundo com grande inclinação, aumentando a profundidade abruptamente logo após a zona de varrido. A arrebentação é quase ausente, podendo eventualmente aumentar o tamanho das ondas, mas a quebra da onda ocorre sempre na zona de varrido. A areia é composta de grãos mais grossos. 
  Possui, logo após a face da praia, um degrau bem acentuado, chamado de berma, seguido de um declive muito mais acentuado ainda. A menos de um metro da zona de varrido a profundidade é suficiente para encobrir uma pessoa adulta. Na pós-praia os cúspides praiais são bem nítidos. Possuem correntezas de retorno fracas, mas que são acentuadas próximas a costeiras. Os riscos a que ela expõe o banhista são a profundidade, que aumenta abruptamente, e as ondas, que são predominantemente do tipo mergulhante (caixote), que, dependendo de sua potência no dia, pode atingir o banhista com força a arrastá-lo para o fundo, ainda que ele esteja na zona de varrido. São ausentes as valas e os bancos de areia. (Exemplos: praias de Maranduba e Massaguaçu, em Ubatuba, Litoral de São Paulo).