4

1. A ZONA COSTEIRA/LITORAL COMO INTERFACE

O termo litoral se refere à plataforma litoral. Esta poderá ser definida como: uma faixa

aplanada, situada a altitudes variadas, na proximidade da linha de costa e limitada, para o

interior, por um rebordo, rigidamente alinhado e contrastante com a referida área aplanada.

A plataforma litoral suporta, freqüentemente, numerosos afloramentos de depósitos

genericamente classificados como plio-plistocênicos e é limitada, para o interior, por um relevo

muitas vezes nitidamente alinhado (relevo marginal). (Araújo, 1991).

O nosso conceito de plataforma litoral engloba as áreas onde se encontram as marcas do

estacionamento do nível do mar durante o Quaternário, ou depósitos relacionáveis com a

proximidade do nível de base durante o Neogênico.

Moreira (1984), define plataforma litoral como antigas plataformas de abrasão que

atualmente se encontram a cotas diferentes do nível do mar, submersas ou emersas,

correspondendo respectivamente a fases de transgressão e de regressão marinhas. Todavia, os

setores submersos serão apenas objeto de referências pontuais a propósito de correntes

(nomeadamente de upwelling) e das variações do nível do mar durante o final do Pleistoceno e

no Holoceno.

O conceito de plataforma litoral comporta características topográficas (área

essencialmente aplanada), geológicas (existência de coberturas sedimentares neogênicas) e

mesmo climáticas.

O relevo do Planeta Terra é resultado de forças geodinâmicas internas ou endógenas

(terremotos e vulcões) e externas ou exógenas (erosão e intemperismo).A energia que produz as

forças geodinâmicas internas é resultado do decaimento radioativo dos isótopos instáveis que

produz o calor interno do planeta. Esta energia propicia a mobilidade das placas litosféricas, o

vulcanismo, os terremotos e a formação das grandes cadeias de montanhas como o Himalaia, os

Alpes, os Andes e as Montanhas Rochosas.

A paisagem terrestre é então modelada por processos externos como erosão e

intemperismo, resultado da interação entre as rochas e os fluidos da atmosfera e da hidrosfera.

A zona costeira, região onde o continente encontra o mar se constitui na zona de

fronteira maior do globo. Esta região se estende por todos os tipos de clima, províncias

geológicas e localizações geográficas. Sua geomorfologia será então modelada pelos processos

de origem tanto continental quanto marinha. Uma das suas características principais é o seu

elevado dinamismo, estando em constante processo de transformação.

Historicamente, a zona costeira atrai a ocupação humana desde os tempos antes de

Cristo quanto grandes civilizações ocuparam a região em volta do Mar Mediterrâneo. Estas

cidades procuravam regiões que oferecessem proteção natural e onde fosse possível a

construção de portos e o desenvolvimento das cidades. Atualmente, a maioria das grandes

metrópoles se situa na zona costeira, que conseqüentemente abriga a maioria da população

global.

O interesse científico sobre a zona costeira se iniciou com os estudos geomorfológicos

interessados no relevo do planeta. Estes estudos produziram mapas, e classificações baseadas

nas mudanças morfológicas. A Engenharia costeira se dedica ao estudo e a viabilidade da

construção de portos, pontes, etc. Oceanógrafos, geólogos estudam a zona costeira no intuito de

compreender os processos hidrodinâmicos e sedimentares que fazem parte da evolução da

região. Biólogos estão interessados no estudo da fauna e flora características dos diversos

ecossistemas que fazem parte do litoral.

5

A zona costeira apresenta grande variabilidade temporal e espacial. Mudanças ocorrem

numa escala de tempo que vai de anos a milhares de anos. Por outro lado, as características

geológicas e geográficas do litoral apresentam variações espaciais numa escala de metros até

milhares de quilômetros. Baías, estuários, lagoas, praias arenosa, costões rochosos, falésias,

manguezais são elementos costeiros com características próprias e uma historia geológica única.

As características de alta variabilidade temporal e espacial são resultado de processos

que atingem a zona costeira de forma global como a tectônica de placas e a variação relativa do

nível do mar.

Dentro do contexto da tectônica de placas existem 3 tipos característicos de regiões

costeiras de primeira ordem, associados com a natureza da margem continental adjacente e a

massa continental:

(i) aquelas associadas ao movimento de convergência

Estas zonas costeiras apresentam tectônica complexa e ativa, sendo caracterizadas por uma

topografia de alto relevo, com bacias de drenagem pequenas, ausência de deltas devido a

ausência de plataforma continental. Os sedimentos carreados pelos rios ou se depositam em

estuários e baías ou são levados diretamente para o oceano, conseqüentemente estas regiões se

caracterizam pela ausência de deltas. Ocorrem nas margens continentais do tipo Pacífico ou

ativa, localizadas na costa oeste da América do Sul e do Norte.

(ii) aquelas associadas ao movimento de divergência

Estas zonas costeiras apresentam uma grande diversidade de tipos porque ocorrem numa

variedade de regiões tectônicas que se dividem em três categorias:

(a) recentes – associadas com os estágios iniciais de desenvolvimento costeiro numa região de

centro de espalhamento do fundo oceânico. O Mar Vermelho e o Golfo de Aden onde as placas

Arábica e Africana estão se separando são exemplos característicos. Geralmente há pouco

sedimento disponível devido a ausência de sistemas de drenagem, que ainda não tiveram tempo

para se desenvolver.

(b) Africana – associada a uma massa continental que apresenta uma única variedade de zona

costeira. Além do continente Africano, a Groenlândia é um outro exemplo. Uma alta atividade

erosiva no continente favorece a formação de grandes deltas ao longo do litoral. (Niger, Nilo).

(c) Americana – representada pela costa leste da América do Sul e do Norte. São porções

tectonicamente estáveis de continentes que apresentam planícies costeiras extensas, de baixo

relevo e sistemas de drenagem bem desenvolvidos. Grandes rios mundiais localizam-se neste

tipo de costa, ex. Amazonas, Ganges-Bhramaputra. Estes rios constroem grandes deltas devido

a grande quantidade de sedimento e a larga plataforma continental que os recebe e onde os

mesmos são depositados.

(iii) aquelas associadas com mares marginais.

Este tipo de zona costeira está protegido dos processos do oceano aberto pela presença

de arcos de ilhas. Apresentam relevo baixo e o sistema de drenagem bem desenvolvido. O fato

de estarem localizados numa região de clima temperado com abundante precipitação favorece a

produção de um grande volume sedimentar e alta descarga fluvial. A baixa energia das ondas

favorece a acumulação destes sedimentos em grandes deltas.

Um outro processo que apresenta grande variabilidade espaço-temporal é a flutuação

relativa do nível do mar. Esta flutuação pode ser contínua e lenta ou ocorrer de forma rápida.

Em alguns segundos, por exemplo, um terremoto pode abaixar ou elevar uma região costeira

provocando assim uma variação relativa local do nível do mar.

6

A mudança relativa do nível do mar num determinado lugar pode ser conseqüência de

movimentos globais (eustáticos) ou locais (relativos). O aumento global do nível do mar tem

relação direta com mudanças no volume de água dos oceanos e, portanto está diretamente

controlada pelo volume do gelo terrestre. Logo, mudanças globais da temperatura do planeta são

as causas principais das variações globais do nível do mar.

Mudanças locais do nível do mar são controladas por movimentos tectônicos ou

sedimentação. Portanto, variações relativas do nível do mar são conseqüência da conjunção dos

movimentos eustáticos, tectônicos e das taxas de sedimentação locais. Atualmente os

mecanismos, escalas temporais e taxas da variação do nível do mar em termos mundiais tem

sido objeto de várias pesquisas científicas. A possível influência antrópica no aumento global do

nível do mar devido ao efeito estufa é objeto de calorosas discussões entre os cientistas.

Estas feições de primeira ordem decorrentes dos movimentos tectônicos global são

muito extensas geograficamente, com mais de 1000 km de comprimento. Já as feições de

segunda ordem podem se estender de dez a centenas de km, sendo caracterizadas por processos

que moldam a zona costeira como o clima e as marés. Por outro lado, as feições de terceira

ordem são pontuais e exibem feições de deposição e erosão, causadas pela ação das ondas.

É importante salientar que a divisão das zonas costeiras em feições de primeira ordem

só é aplicável numa escala global. A classificação tectônica é importante quando consideramos

uma organização global das zonas costeiras.

Ao longo do tempo geológico, os processos de erosão e deposição ao longo da zona

costeira tendem a desenvolver um litoral longo, reto ou levemente curvilíneo. Os cabos são

erodidos e os estuários e baías preenchidos com sedimentos. A configuração do litoral evolui até

a energia das ondas se distribuir igualmente ao longo da costa e nenhum evento de erosão ou

deposição em larga escala ocorrer.

A zona costeira pode ser caracterizada pela interferência entre diferentes tipos de

fenômenos que se relacionam ora com a hidrosfera (correntes, ondas, marés, variações do nível

do mar), ora com a litosfera (tectônica, estrutura geológica, aportes sedimentares) quer com a

atmosfera (clima, agitação marítima).

A variedade de fenômenos em ação converte essa faixa numa interface extremamente

complexa e dinâmica. Existem vários tipos de litorais, dependendo da estrutura geológica.

Figura 1

7

Figura 1. Classificação dos litorais essencialmente baseada na situação estrutural

2. ORIGEM E CARACTERÍSTICAS DA ÁGUA DO MAR

A água do mar é vista como um produto da lixiviação de substâncias solúveis dos solos

e das alteritas existentes nos continentes, processo que está em ação desde que as primeiras

chuvas começaram a cair sobre a crosta primitiva e que se desenrolou ao longo de muitos

milhões de anos. Com efeito, a água do mar atingiu a sua salinidade atual apenas há cerca de

700 milhões de anos (Strahler, 1987).

A água é praticamente um solvente universal – da estrutura molecular da água derivam

muitas das suas propriedades, sem as quais a vida não seria possível, na Terra. A molécula de

água tem uma estrutura ligeiramente dipolar.

Deste modo, a água consegue quebrar as ligações iônicas existentes nas moléculas de

variadíssimas substâncias, o que se traduz na respectiva dissolução. O cloreto de sódio poderá

ser invocado como exemplo.

8

A análise da penetração das radiações luminosas na água, ajuda a explicar a cor

azul/verde dos oceanos e a rápida absorção da energia incidente com a profundidade. Com

efeito, a 1 m de profundidade, apenas 45% da energia incidente continua disponível.

A variação da temperatura, da salinidade e da densidade da água do mar depende da

latitude e introduz os conceitos de termoclina, haloclina e picnoclina.

Parece importante lembrar a existência de áreas com excesso de energia e déficit

energético e a forma como essa situação evolui ao longo do ano. Basicamente, é desse balanço

energético que decorre a circulação atmosférica. A circulação marinha complementa a

circulação atmosférica, mas, dada a maior viscosidade da água, tem um tempo de resposta muito

diferente. Deste modo, a circulação marinha pode colaborar no controle de mecanismos de

oscilações climáticas de período relativamente longo.

Uma breve referência à circulação geral da atmosfera permitirá recordar a disposição

dos principais centros de ação e os ventos daí decorrentes. Daí partir-se-á para a análise de um

mapa com as principais correntes definindo quais as correntes quentes e frias. O mapa

apresentado, extraído do Atlas Hachette de 2002 (figura 2), tem a particularidade de representar

os principais climas a nível mundial e também os locais onde se faz sentir o fenômeno de

upwelling.

Entre a direção dos ventos e as correntes marítimas por eles induzidas existe um ângulo

de cerca de 45° à superfície que vai aumentando em profundidade, à medida que o atrito entre

as partículas de água aumenta também.

De um modo geral as águas são mais quentes e menos salgadas à superfície do que em

profundidade. As águas de superfície são geralmente bem misturadas e relativamente

homogêneas até 100m de profundidade. Depois, a densidade aumenta rapidamente entre 100 e

500m (picnoclina). Abaixo dessa profundidade, o aumento da densidade torna-se muito lento

(Riser, 1999).

Porém, quando a densidade das águas de superfície aumenta, devido, por exemplo, à

mistura das águas quentes e salgadas da corrente do Golfo com as águas frias e pouco salgadas

do oceano Ártico, isso acaba por produzir uma massa de água fria e salgada, e por isso bastante

densa, que desce para áreas mais profundas e daí se escoa ao longo da vertente ocidental da

dorsal do Atlântico, até se juntar à circulação profunda que rodeia a Antártida.

A dessimetria climática existente entre os desertos periglaciares canadianos e as regiões

agrícolas e florestais do sul da Escandinávia, situadas à mesma latitude de 60°N demonstra que

a extremidade ártica da corrente do Golfo é a zona de dissipação de calor mais importante do

planeta.

Por isso, é aí que a interação entre os fenômenos atmosféricos, glaciares e oceânicos é

mais direta (Riser, 1999). Deste modo, qualquer alteração na corrente do Golfo terá,

obviamente, conseqüências decisivas ao nível planetário. O mesmo terá acontecido, como é

óbvio, durante o Quaternário.

A figura 2 permite verificar o ângulo existente entre os ventos e as correntes por eles

provocadas ao mesmo tempo ajuda a compreender a razão do fenômeno de upwelling.

Com efeito, a existência de correntes que afastam as águas do continente (caso, por

exemplo, das correntes das Canárias e de Benguela) tem, forçosamente, que provocar uma

alimentação em água profunda.

Este assunto permite compreender um pouco melhor as complexas interações entre a

atmosfera e a hidrosfera a nível global, e permite também, lançar uma ponte para a discussão de

temas como as oscilações e mudanças climáticas.

9

A análise levada a cabo por Lomborg (2002) appud Riser (1999), poderá ser invocada a

este respeito. Com efeito, o fenômeno El Niño não terá existido durante o Holoceno médio

(8000-5000 anos BP) quando o clima global e regional era 1-2°C mais quente do que na

atualidade.

Deste modo, parece que o aquecimento não tem uma correlação imediata com o El Niño

e a existência de fortes “El Niño” não deverá ser invocada como prova de um aquecimento

global.

Figura 2: relação entre a direção

dos alíseos e as correntes

por eles geradas. o

upwelling.

3. 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.

10

A profundidade máxima de movimentação da água equivale à metade do comprimento

de onda, 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 da onda – Depressão entre duas cristas. Também chamada de calha ou cava.

Altura da onda – Distância vertical entre a crista de uma onda e a base 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.

3.1 - 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.

11

Fig. 05. Esta figura mostra o desenvolvimento de um trem de ondas. A primeira onda perde

energia ao elevar a água que se encontrava 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.

3.2 - 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.

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

denominado 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.

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 possam ser exatamente previstas.

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.

3.3 - 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.

Existem 3 tipos fundamentais de movimentos ondulatórios. Figura 06.

12

Figura 06: Tipos de ondas

Nas ondas longitudinais, tal como nas ondas sonoras, as partículas movimentam-se para

frente e para trás na mesma direção da propagação da energia, tal como uma mola,

alternadamente distendida e comprimida. A energia pode ser transmitida em todos os estados da

matéria (sólido, líquido e gasoso) através deste movimento longitudinal das partículas.

Nas ondas transversais a energia viaja na perpendicular da direção de vibração das

partículas. Este tipo de movimento transmite-se apenas nos sólidos. As ondas que transmitem

energia ao longo da interface entre 2 fluidos de densidades diferentes têm um movimento que

combina o das ondas longitudinais e transversais. O caso mais típico é o da interface

atmosfera/oceano. As partículas movem-se em trajetória circulares. Daí o nome de ondas

orbitais.

Figura 07: Características essenciais das ondas orbitais

3.4 - Características das ondas

A figura 07 mostra as relações entre comprimento de onda, período e velocidade das

ondas quando em águas profundas. Através do gráfico, sabendo um dos elementos

característicos da onda é possível saber os outros. Assim, uma onda com um período de 8

segundos terá um comprimento de onda de 100m e uma freqüência de 7,5/minuto. A velocidade

será 100X7,5, isto é: 750m por minuto ou 12,5 m por segundo.

13

Figura 08: Relações entre o comprimento de onda, o período e a velocidade das ondas.

As órbitas circulares das partículas de água têm um diâmetro igual à altura da onda.

Quando uma partícula está na crista da onda, move-se no mesmo sentido da propagação da

energia. Quando está na cava, move-se no sentido inverso. (Fig. 09).

Figura 09: A transmissão da energia do vento para as ondas

Os diâmetros das órbitas das partículas diminuem com a profundidade abaixo do nível

da água parada (nível médio entre a crista e cava), até que a movimentação das partículas numa

onda ideal cessa completamente a uma profundidade igual à metade do comprimento de onda

(L/2.

Ondas de águas profundas. As ondas que ocorrem quando a profundidade é maior que

metade do comprimento de onda chamam-se ondas de águas profundas (fig. 10 ). Não são

afetadas pelos fundos oceânicos.

Ondas de águas baixas (shallow water waves). São ondas cuja profundidade é inferior a

1/20 do comprimento de onda. No caso da onda da figura 6, isso corresponderia a profundidades

inferiores a 5m. Incluem-se nesta categoria as ondas geradas pelo vento quando se aproximam

da linha de costa (fig. 10), os tsunami e as ondas de maré geradas pela atração do Sol e da Lua.

A sua velocidade aumenta com a profundidade. A movimentação das partículas em águas pouco

profundas é uma órbita elíptica muito achatada que se aproxima da oscilação horizontal (fig.

10). Esse movimento oscilatório pode, por isso, afetar o fundo do mar.

14

Ondas de transição. As ondas de transição acontecem quando a profundidade é inferior a

metade do comprimento de onda mas maior que 1/20 do comprimento de onda. No caso da onda

da figura 6, entre 50 e 5 m de profundidade. A sua velocidade é controlada em parte pelo

comprimento de onda e em parte pela profundidade.

Figura 10: Ondas de águas profundas, intermédias e pouco profundas.

Figura 11: Modificações sofridas pelas ondas quando se aproximam da linha de costa

3.5 - Ondas geradas pelos ventos

Quando o vento sopra, as tensões por ele criadas deformam a superfície do oceano sob a

forma de pequenas ondas com cristas arredondadas e cavas em forma de "V" e com

comprimentos de onda muito curtos, inferiores a 1,74 cm. Chamam-se rídulas (ripples) e a

tensão superficial da água tem tendência a destruí-las, restaurando a superfície lisa da água (fig.

11, parte esquerda).

À medida que estas ondas se desenvolvem, a superfície do mar ganha um aspecto

irregular, o que permite uma maior exposição ao vento e uma maior transferência da energia do

vento para as águas. Quando essa energia aumenta desenvolvem-se ondas de gravidade. Estas

têm comprimentos de onda superiores a 1,74 cm e uma forma sinusoidal (parte média).Uma

vez que atingem uma maior altura, a gravidade torna-se a principal força de restauração da

superfície, daí o nome de ondas de gravidade.

15

Figura 12: Ondas de capilaridade e de gravidade

Se a energia que lhes é fornecida aumentar, a altura da onda aumenta mais do que o

comprimento. Assim, as cristas tornam-se pontiagudas e as cavas arredondadas (fig. 12, direita).

A energia do vento faz aumentar a altura, comprimento de onda e velocidade das ondas. Mas

quando a velocidade das ondas iguala a dos ventos, já não é adicionada mais energia à onda, que

atinge então a sua maior dimensão.

A zona de origem das ondas (em inglês designa-se como "sea") é caracterizada por uma

superfície eriçada por ondas de pequeno comprimento de onda, com ondas movendo-se em

várias direções e com diferentes períodos e comprimentos de onda. Este fato deve-se à

acentuada variação da direção e velocidade do vento. Outros fatores que condicionam a energia

das ondas são a duração do impulso do vento numa dada direção e fetch (distância em que o

vento sopra na mesma direção).

3.5.1 - Swell

Quando as ondas se aproximam das margens oceânicas, onde a velocidade do vento

diminui, elas podem viajar mais depressa que o vento. Nessa altura o declive da onda diminui e

elas transformam-se em ondas com longas cristas designadas como “swell”.

Figura 13: Área de origem da ondulação e Swell

O swell pode deslocar-se ao longo de grandes distâncias sem perda significativa de

energia. Sistemas de ondulação originados na Antártida foram encontrados a quebrar no Alaska,

depois de viajar mais de 10.000 km. As ondas com maior comprimento de onda serão aquelas

16

que viajam mais depressa, porque, em águas profundas, a velocidade é função do comprimento

de onda.

Devido ao fato de que o swell de diversas tempestades coexistem no oceano, é

inevitável que venham a colidir e interferir uns com os outros. Isso cria padrões de interferência.

Trata-se da soma algébrica da movimentação que cada uma delas produziria. Quando os

sistemas de ondas de 2 áreas de origem colidem, o resultado pode ser construtivo, destrutivo, e

mais freqüentemente, misto.

A interferência construtiva acontece quando ondulações com o mesmo comprimento de

onda se encontram em fase, o que significa que as cristas e as cavas coincidem. A onda

resultante terá o mesmo comprimento de onda e uma altura que será a soma das alturas

individuais.

A interferência destrutiva acontece quando as cristas de um sistema coincidem com as

cavas de outro. Se os sistemas de ondulação têm características semelhantes, a soma algébrica

será zero, e a energia de um será cancelada pela do outro. Porém, é mais provável que haja

ondas de diversos comprimentos e alturas em cada sistema e por isso, que se desenvolva uma

interferência mista. É por isso que, os sistemas de ondulação que chegam à costa geralmente

têm padrões irregulares com seqüências de ondas altas e baixas.

3.5.2 - Ondas livres e forçadas

As ondas forçadas são mantidas pelo vento, de tal forma que as suas características

estão adaptadas a ele.

Nas ondas livres a movimentação dá-se de acordo com os ventos na área de origem, mas

não existe uma força que as mantenha em movimento. Mesmo na área de origem, existe uma

mistura entre ondas livres e forçadas. Além disso, dado que o vento é variável, há sempre vários

sistemas de ondas criados em cada área de origem.

Quando a profundidade é inferior a 1/20 do comprimento de onda as ondas começam a

comportar-se como ondas de pequena profundidade. A movimentação das partículas é muito

retardada pela ação do fundo e existe um significativo transporte de água em direção à linha de

costa.

O fundo marinho, a baixa profundidade, interfere com o movimento das partículas na

base da onda, atrasando-a. Por isso, há uma espécie de compressão das cristas das ondas, o que

reduz o respectivo comprimento de onda. Esse fato é compensado por um aumento da altura.

As cristas tornam-se estreitas e pontiagudas e as cavas tornam-se curvas largas, tal como

nas ondas de alta energia do mar aberto. O aumento da altura acompanhado de diminuição do

comprimento de onda aumenta o declive da onda (H/L). Quando este atinge 1/7, a onda quebra.

A vaga mais vulgar é a vaga por derramamento (spilling breaker, fig. 14). Esta resulta

de um declive relativamente suave do fundo, que extrai energia mais gradualmente da onda,

produzindo uma massa turbulenta de ar e água que escorre na frente da onda em vez de

encaracolar no topo.

Nas vagas em voluta a crista da onda adianta-se muito em relação à sua base e desaba

por falta de apoio. Estas vagas em voluta formam-se em praias com um declive moderado (fig.

14).

17

Se o declive da praia e a altura da onda foram muito acentuados, a onda quebra sobre a

forma de grandes rolos ou vagalhões (surging breakers, fig. 14). É o que acontece com as vagas

de tempestade (Moreira, 1984).

Figura 14: Vagas por derramamento, em voluta e em rolo (surging)

3.6 - Refração das ondas

As ondas começam a arquear-se e os comprimentos de onda a tornarem-se mais curtos

quando os sistemas de ondulação "sentem o fundo" ao aproximar-se da linha de costa.

É raro que o ângulo de aproximação à praia seja exatamente 90°. Por isso, alguns

setores começarão a "sentir o fundo" mais cedo e atrasar-se-ão em relação ao resto da onda.

Disso resulta uma curvatura da frente da onda que se designa como refração da onda.

Na figura 13, vemos como uma topografia de fundo irregular atrasa certas partes da

onda que se aproxima da costa. A refração distribui energia de uma forma desigual na praia. Se

construirmos linhas perpendiculares à frente das ondas, e as espaçarmos de modo que a energia

nesses setores seja sempre igual, obtemos linhas ortogonais (fig. 15) que nos ajudam a

compreender como a energia das vagas se distribui.

As ortogonais convergem nos promontórios e divergem nas baías. Por isso a energia e a

erosão será maior nos promontórios e mais dispersa nas baías, onde pode ocorrer acumulação de

areias. A maior energia nos promontórios é demonstrada pela existência de ondas mais altas.

Figura 15. Refração das ondas

18

3.7 - Difração das ondas

A difração pode definir-se como um encurvar das ondas à volta de objetos. Permite que

a ondulação penetre nos portos e por detrás de barreiras (fig. 16). A difração acontece porque

qualquer ponto de uma onda pode ser uma fonte a partir da qual a energia se propaga em todas

as direções.

Figura 16: Difração das ondas

3.8 - Reflexão das ondas

Nem toda a energia das ondas é consumida quando elas esbarram contra a linha de

costa. Uma parede vertical, tal como um molhe, pode refletir a ondulação de volta para o

oceano, com pouca perda de energia (fig. 17). A reflexão das ondas nas barreiras costeiras

ocorre segundo um ângulo igual ao ângulo de incidência.

Nas condições de ondas perpendiculares ao obstáculo, a reflexão produz ondas

estacionárias. Estas resultam de duas ondas do mesmo comprimento que se movimentam em

direções opostas. As partículas continuam a mover-se na horizontal e na vertical, mas não existe

o movimento circular que se vê numa onda progressiva. Estas ondas são caracterizadas pela

existência de linhas ao longo das quais não existe movimento vertical (linhas nodais). Nos

antinodos há uma alternância entre subidas e descidas e a movimentação é inteiramente vertical.

A altura da onda estacionária teoricamente pode atingir o dobro da altura da onda

incidente, o que pode traduzir-se em problemas na estabilidade dos navios junto aos cais de

ancoragem.

Figura 17: Reflexão das ondas

19

Storm Surge

Os centros de baixa pressão são acompanhados por um empolamento da superfície da

água, que acompanha o movimento da depressão. Quando a tempestade se aproxima da costa a

parte desse empolamento onde os ventos se dirigem para o lado da terra produz uma subida do

nível do mar afetando a linha de costa. As storm surge podem ser altamente destrutivas nas

costas baixas, sobretudo se coincidirem com uma maré alta.

Tsunami

De origem japonesa - a palavra TSUNAMI designa ondas oceânicas de grande altura.

Embora sejam erroneamente denominadas de ondas de maré, as tsunamis não são causadas por

influência das forças de maré (forças astronômicas de atração do Sol e da Lua).

São ondas de grande energia geradas por abalos sísmicos. Têm sua origem em

maremotos, erupções vulcânicas e nos diversos tipos de movimentos das placas do fundo

submarino. Portanto uma boa definição para a TSUNAMI seria uma onda sísmica que se

propaga no oceano.

Historicamente, é no Oceano Pacífico onde ocorreram a maioria das TSUNAMIS, por

ser uma área cercada por atividades vulcânicas e freqüentes abalos sísmicos. Ao norte do

Oceano Pacífico, desde o Japão até o Alasca, existe uma faixa de maior incidência de

maremotos e erupções vulcânicas que originariam as tsunamis mais freqüentes do nosso planeta.

Na recentemente levantada hipótese sobre o perigo de um maremoto de grandes proporções, ele

seria tão catastrófico quanto maior for presumida a explosão vulcânica nas Ilhas Canárias, local

onde foi detectada importante atividade sísmica no subsolo.

Uma analogia a esse processo seria uma panela de pressão que tem a sua válvula

reguladora obstruída enquanto aumenta o calor interno gerado pelo fogo. A pressão interna vai

aumentando proporcionalmente ao acúmulo de energia potencial. Este processo tem

continuidade até que ocorra uma ruptura em algum ponto da estrutura da panela redundando em

uma explosão, ou seja, na liberação instantânea de grande quantidade de energia.

Por outro lado, uma erupção vulcânica não é um evento comum e se levarmos em conta

outros fatores, veremos que a probabilidade de formação de uma onda tsunami destruidora no

Brasil é pequena. Outro fator a ser considerado é a distância do litoral brasileiro,

especificamente dos estados do Rio Grande do Norte, Ceará, Maranhão, Piauí, Pará e Amapá,

em relação à Ilhas Canárias. São aproximadamente 4,500 km/h, o que equivaleria a 8 horas de

percurso até chegar ao litoral brasileiro.

Assim, quanto maior for a distância entre a origem (epicentro) e o litoral de impacto,

maior será a perda de sua intensidade por espalhamento e mesmo dissipação de sua energia.

Outro fator de reflexão é que quanto menor for a profundidade das zonas por onde a onda

propaga maior vai ser a redução de sua energia pelo atrito com o fundo submarino.

Se somarmos a probabilidade e os registros históricos de erupções e/ou abalos sísmicos

em ilhas do Oceano Atlântico, que são mínimos, veremos que as chances de ocorrer um

acidente ambiental de grandes proporções são baixas.

Desta forma, antes do Brasil, Portugal, Norte da África e o arquipélago de Cabo Verde

serão as vítimas potenciais devido à proximidade do epicentro da eventual explosão vulcânica,

recebendo diretamente o impacto da onda de grande altura.

20

Os japoneses chamam às grandes ondas destrutivas que ocasionalmente penetram nos

seus portos, tsunami, ou "ondas de porto". Trata-se de ondas que têm origem nos sismos, por

vezes impropriamente chamadas "tidal waves," o que, a ser uma designação correta, implicaria

uma falsa relação com as marés.

Os tsunami são criados pela movimentação de falhas. Isto origina sismos e também

mudanças bruscas no nível da água à superfície do mar. Eventos secundários tal como

avalanches submarinas produzidas pelo jogo das falhas também podem originar tsunami.

Uma vez que o comprimento de onda dos tsunami excede 200 km trata-se,

necessariamente, de ondas que se comportam como sendo de águas pouco profundas. Por isso, a

sua velocidade é sempre determinada pela profundidade da água.

No mar aberto move-se a velocidades superiores a 700 k/h, com alturas de 0,5m. Por

isso, passam facilmente desapercebidos. Porém, em águas pouco profundas, tornam-se mais

lentos e a água começa a acumular-se contra a linha de costa, podendo ultrapassar 30m de altura

e entrando nos portos com efeitos destruidores.

Um tsunami pode ter uma onda única, mas a libertação da energia sísmica geralmente

origina várias ondas. O Oceano Pacífico é aquele que é mais sujeito a tsunami, porque se situa

numa área particularmente instável (anel de fogo do Pacífico), com sismos violentos freqüentes.

Figura 18: Processo de criação dos tsunami

4. FUNDOS MARINHOS

Os tipos de fundos têm influência na qualidade da formação das ondas.

4.1 - Fundo de areia:

São bancos de areia que se modificam de acordo com as correntes e ventos, são cercados de

valas que fazem a boa formação das ondas ou não, quando elas estão com pouca força.

Obs: As valas são buracos ou correntes onde a água empurrada pelas ondulações para a praia

retorna ao oceano.

21

Elas ficam sempre entre dois bancos de areia; muito boas para os surfistas, pois, chegamos ao

fundo com mais facilidade como também perigosas para os banhistas, pois muitos se afogam

nelas, lutando contra sua força. É o fundo predominante no Brasil.

4.2 - Fundo de Pedra:

Formados perto de encostas que têm origem no mar, são fundos constantes que só dependem de

um boa ondulação vinda na direção certa.

Em alguns lugares, longe de encostas, existem acúmulos de pedras que fazem ondas de boa

formação no meio das praias.

4.3 - Recifes de Coral:

Este tipo de fundo se classifica de duas formas - a que se forma a partir da praia e as que

se formam longe das praias

Nas que se formam longe das praias como Pipeline e Serrambi (Pernambuco), as

ondulações encontram as paredes de recifes fazendo com que as ondulações quebrem longe da

praia e acabem nos canais (valas). Dependem de um conjunto de fatores para que se tornem

realmente boas.

O outro tipo de fundo de coral se forma a partir da praia ou de fundos muito rasos que

quase formam pequenas ilhotas e, pela proximidade um do outro como arquipélago, qualquer

tipo de ondulação e vento proporciona um bom divertimento fazendo ondas que muitas vezes só

conseguimos chegar ao pico usando barcos.

Neste último tipo, se deve ter muita atenção com a variação das marés, pois, usando esta

muito baixa se torna muito perigoso (os corais são muito afiados e em muitos momentos ficam

expostos podendo causar ferimentos). As ondulações grandes formam ondas tubulares e rápidas.

5. MARÉS

As marés são determinadas de acordo com a posição da Lua em relação ao Sol e destes

em relação a Terra, e ainda por sua movimentação. Existem duas forças agindo neste evento: a

força de atração entre os astros (Lei da Atração Gravitacional, de Isaac Newton, 1686), que

diz que "a força de atração entre dois corpos é diretamente proporcional às suas massas e

inversamente proporcional ao quadrado da distância entre eles". Isto prova que a Lua é o

principal astro que mais influencia as marés, pois, apesar de sua massa ser pequena, está muito

próxima da Terra; e o Sol, que possui massa muito maior, está a uma distância muito grande, o

que diminui muito a sua forca de atração (Lua = 2 vezes mais que o Sol). A outra força é a

força centrífuga, gerada pelo movimento da Terra e da Lua em torno de um centro comum.

Explicando melhor: o lado da Terra, que estiver voltado para o astro atrator, irá

apresentar maré cheia gerada pela força gravitacional e o lado oposto da Terra irá também

apresentar maré cheia, porém originada pela força centrífuga, eventos todos resultantes de um

complexo sistema de vetores de força.

Nas noites de Lua nova e cheia, os três astros estão alinhados, a chamada conjunção,

proporcionando a soma das forças de atração Lua e Sol, gera marés com grande alcance: as

marés de sizígia. Nas Luas crescente e minguante, o Sol e a Lua, formam um ângulo reto em

relação à Terra, dividindo as forças de atração. Como conseqüência, temos as marés de

quadratura, com as menores amplitudes mensais.

22

Porém, as marés não sobem e descem todos os dias no mesmo horário porque a Lua

leva 27 dias para completar sua volta em torno da Terra e a cada 24 horas, ela caminhou apenas

1/27 de sua trajetória. Então, o dia lunar, compreende um período de 24 horas e 50 minutos,

pois, a cada dia, a Terra deve girar 50 minutos (1/27 de 24 horas) a mais para encontrar-se na

mesma posição (em relação à Lua) em que estava no dia anterior. Então, uma pessoa que

observa a Lua exatamente sobre a sua cabeça, de um determinado local, irá observá-la na

mesma posição 50 minutos mais tarde a cada dia. Da mesma maneira ocorrem as marés, sempre

com 50 minutos de "atraso" em relação ao dia anterior.

No domínio costeiro, a amplitude da maré pode ser a causadora de profundas

modificações no processo de sedimentação do litoral, seja acumulando ou erodindo a costa.

As variações da lua influem diretamente nas marés, como também podem influir no

tamanho e formação das ondas.

- Lua cheia e nova: Luas fortes significam marés com muitas variações (muito alta e muito

baixa).

- Lua minguante e crescente: Luas fracas significam poucas variações de marés.

5.1 - Marés vivas e mortas

Embora a força das marés provocadas pelo Sol corresponda apenas a 46% da das marés

lunares, é evidente que a posição dos bojos solares, que teoricamente, circulam pela hidrosfera

independentemente dos bojos lunares, acabam por interferir com as marés lunares, acentuando-

as (marés vivas) ou contrariando-as e diminuindo a respectiva amplitude (marés mortas).

É dessa interferência que resulta a existência de marés desiguais ao longo de um mês

lunar, sendo que as marés vivas acontecem a cada Lua nova e a cada Lua cheia e as marés

mortas acontecem nos quartos crescente e minguante.

23

5.2 - Marés diurnas, semi-diurnas e mistas

A maré diurna tem apenas uma maré alta e uma maré baixa cada dia. O período é de

24h e 50min. As marés mistas correspondem a situações com algumas características de marés

semidiurnas e outras de marés diurnas. Muitas vezes há duas marés altas e duas marés baixas

em cada dia lunar, mas as duas marés sucessivas têm alturas significativamente diferentes.

Estas desigualdades são maiores quando a Lua está sobre os trópicos (marés tropicais),

do que quando a lua está sobre o equador (marés equatoriais). Também pode haver alguns dias

ao longo de mês em que as marés têm um período de 24h50min, tipicamente diurno.

A existência destes dois últimos tipos de marés (diurnas e mistas) explica-se pelo fato

de a Terra ter uma superfície muito irregular, com continentes separando oceanos de formas

irregulares.

A existência de marés diurnas ou semidiurnas tem uma grande importância na definição

do tempo de estacionamento do nível do mar nas diferentes altitudes compreendidas entre os

níveis das marés mais baixas e mais altas.

Com efeito, no caso das marés semi-diurnas é ao nível das marés altas e baixas médias

que o tempo de estacionamento é maior. Nas marés de tipo diurno, o mar estaciona mais tempo

perto do nível médio.

A existência de certos fenômenos meteorológicos (ciclones tropicais, depressões

subpolares muito cavadas) pode provocar, como vimos, fenômenos do tipo storm surge. De uma

maneira geral, as variações da pressão atmosférica traduzem-se sempre por variações no nível

do mar. Essas variações constam das tabelas das marés e destina-se a corrigir o nível calculado

para as marés por processos astronômicos.

5.3 - Dinâmica das marés: linhas cotidais e pontos anfidrômicos

Os bojos formados pela atração da Lua situam-se na respectiva vertical (maré alta

direta) e do lado oposto da Terra (maré alta reflexa). À medida que a Terra roda, o referido bojo,

correspondente à onda de maré desloca-se também no sentido direto.

O fato de os oceanos estarem compartimentados em bacias faz com que a circulação das

marés se feche dentro de cada uma dessas bacias e se faça à volta de um ponto central (o ponto

anfidrômico), situado aproximadamente no centro de cada bacia oceânica e em cada hemisfério.

A maré pode ser vista, assim, como uma onda em que as duas cristas estão separadas

por 20.000 km (metade do diâmetro do Equador). Trata-se de ondas muito longas. Como vimos

no tema anterior, com uma profundidade abaixo de 1/20 do comprimento de onda as ondas

comportam-se como ondas de baixa profundidade, cuja velocidade é determinada pela

profundidade1[1]

.

Como todas as ondas que se aproximam da terra, as ondas de maré sofrem um aumento

de altura à medida que a profundidade diminui. Pelo contrário, em direção ao centro da bacia

oceânica, a altura da onda de maré diminui até se anular no ponto central, o chamado ponto

1 [1]

Neste caso, a profundidade limite é de 1000 km, muitíssimo superior à profundidade das

bacias oceânicas que se situa entre 4-5km.

24

anfidrômico, onde todas as linhas cotidais (linhas que unem os pontos onde a maré alta é

simultânea) se cruzam.

Podem criar-se diversos pontos anfidrômico, sempre que as bacias oceânicas sofrem

uma certa compartimentação, como é o caso do mar do Norte, que funciona como uma bacia

independente do resto do Atlântico Norte.

As correntes de maré seguem este padrão rotativo nas bacias oceânicas, mas são

convertidas em correntes alternantes nas margens dos continentes. A velocidade máxima destas

correntes acontece quando da enchente e da vazante, quando o nível da água está entre o nível

da maré alta e da maré baixa.

5.4 - Macaréu

O macaréu é uma onda de maré que força o seu caminho ao longo dos rios. É comum

em rios com o Amazonas, onde o fenômeno se designa de Pororoca (que significa grande

estrondo em língua tupi).

Ocorre na mudança das fases da Lua (2 dias antes, no dia e 3 após a Lua),

principalmente nos equinócios, mais intensamente nos períodos de maré viva. O fenômeno

começa quando as águas das marés vindas do oceano chegam à desembocadura de um rio,

formando elevações com até dezenas de metros de comprimento, que se movem rio acima com

velocidade de 30 a 50 Km/h. O encontro entre as águas provoca ondas que podem alcançar até

5m de altura avançando rio adentro. Este choque das águas tem uma força tão grande que é

capaz de derrubar árvores e modificar o leito do rio.

5.5 - Amplitude das marés

A esse respeito os litorais podem classificar-se como micromareais (amplitude máxima

inferior a 2m); mesomareais (entre 2 e 4m) e macromareais (mais de 4m).

É curioso verificar que os deltas e as ilhas barreira predominam em ambientes

micromareais, enquanto que os estuários em forma de funil e as planícies vasosas (mud flats)

predominam nos ambientes macromareais.

6. DELTAS

A grande maioria dos sedimentos de origem continental chegam à zona costeira através

dos sistemas fluviais. Estes sedimentos podem se depositar permanentemente na zonas mais

profundas no oceano ou serem transportados ao longo da costa e ser incorporados aos diversos

ecossistemas existentes neste litoral como praias, estuários ou manguezais. Também podem se

acumular perto da boca do rio sob a forma de um delta.

Esta denominação foi primeiramente aplicada ao delta do Rio Nilo, no Egito pelo

filósofo grego Heródoto no quinto século antes de Cristo. Com o conhecimento da importância

dos depósitos sedimentares deltaicos na produção de gás e óleo, a pesquisa sobre estes

ambientes de deposição sedimentar evolui a partir da década de 50.

A interação dos processos marinhos como ondas, correntes litorâneas e marés com a

descarga sedimentar e a localização geográfica local, determinará a presença ou não dos deltas e

a sua natureza.

Deltas são regiões costeiras de acumulação sedimentar geralmente associadas a rios

com grande descarga fluvial, e onde os processos costeiros, como ondas e marés não são fortes

o suficiente para dispersar os sedimentos trazidos pelos rios. Deltas também podem se acumular

em lagos de água doce e mares interiores. Dentro do contexto da tectônica de placas, os grandes

25

deltas mundiais localizam-se em margens divergentes ou passivas, que apresentam uma

plataforma continental extensa.

Os deltas atualmente presentes nas zonas costeiras são jovens na escala de tempo

geológico. Na época da última glaciação, o nível do mar estava muito abaixo do atual e os rios

cruzavam o que hoje são as plataformas continentais, descarregando sua carga sedimentar na

atual quebra de plataforma, através das correntes de turbidez e fluxos de gravidade. O degelo

causou um aumento global (eustático) do nível do mar, que se estabilizou há cerca de 6000-

7000 anos atrás, proporcionando uma escala temporal ideal para o desenvolvimento dos

sistemas deltaicos.

Os rios com grande carga sedimentar normalmente abrangem uma grande bacia de

drenagem com vários tributários, que contribuem com água e sedimentos para o sistema. Estes

fatores são função do clima (precipitação, erosão, intemperismo), da geologia e do relevo locais.

Os diversos tipos de sistemas deltaicos são resultado da interação entre os processos

fluviais e marinhos, como a ação das ondas e das correntes de maré. A maioria dos deltas atuais

ocorre nas regiões de média e baixa latitudes (as altas latitudes estão dominadas por geleiras).

Ao seu redor se encontram planícies de inundação e áreas com alta produtividade biológica e

fertilidade, o que os fazem importantes áreas de conservação ambiental. Também são regiões

com acumulação rápida de sedimentos e matéria orgânica (restos de plantas) e, portanto,

sedimentos deltaicos antigos são importantes fontes de petróleo, gás e carvão. O atual

conhecimento sobre os processos sedimentares nas regiões deltaicas são conseqüência de

pesquisa aprofundada de geólogos das empresas petrolíferas sobre estes importantes sistemas de

deposição sedimentar.

6.1 - Estrutura do sistema deltaico

O sistema deltaico apresenta depósitos sedimentares característicos tanto de ambientes

fluviais quanto marinhos, se constituindo num ambiente tipicamente de transição.

Planície costeira - região plana, extensa e ocasionalmente sujeita a inundações. Usualmente

coberta por vários canais fluviais, alguns ativos outros abandonados e cheios de sedimentos. A

planície costeira de deltas como o Amazonas, o Mississipi e o Ganges-Bhramaputra cobre

centenas de km, ocupando áreas do tamanho de certos países como a Irlanda do Norte, por

exemplo.

Frente deltaica – região costeira onde os sedimentos deltaicos depositam em direção a região

oceânica. Normalmente é composta dos sedimentos mais grosseiros ou arenosos, que se

depositam primeiro. Região sujeita a ação das ondas.

Prodelta – região mais profunda que recebe os sedimentos mais finos, como silte e argila que

são transportadas em suspensão para regiões mais distantes.

O tamanho e a forma dos deltas será resultados da importância relativa entre os processos

dominantes no local.

6.2 - Deltas dominados por rios.

Estes deltas ocorrem em regiões onde a variação da maré é baixa (micromaré). Um

exemplo clássico é o delta do Mississipi que desemboca no Golfo do México, onde a variação

da maré é de 50cm. Apresentam características sazonais na sua descarga como conseqüência do

clima predominante na região da bacia de drenagem. Sua configuração geomorfológica é

denominada “pé de galinha”, pois constrói vários lobos de deposição ao longo do tempo. Assim

que um lobo é completamente preenchido por sedimentos, o rio naturalmente muda o seu curso

(avulsão) e vai desembocar em outro lugar.

26

6.3 - Deltas dominados por marés.

Ocorrem em regiões onde a ação das ondas é limitada e a variação da maré excede 4 m

(macromaré), gerando fortes correntes. Estas correntes têm o poder de misturar as águas do rio e

do mar e redistribuir os sedimentos. Normalmente, mangues e marismas estão localizados ao

seu redor.

6.4 - Deltas dominados por ondas.

Ocorrem em regiões onde a ação das ondas é o processo dominante. As fortes ondas

promovem a mistura das águas e a quebra da estratificação das águas. O sedimento é

rapidamente depositado em frente à desembocadura do rio, sendo re-trabalhado pelas ondas e

re-depositado em barras alongadas. A linha de costa é caracterizada pela presença de praias

arenosas e dunas. Normalmente, só existe um canal fluvial. O Rio São Francisco, nordeste do

Brasil, é um exemplo típico de um delta dominado por ondas.

Claro que existem sistemas deltaicos onde mais de um processo é importante e,

portanto, suas características serão resultado destes processos. O Rio Niger, na Áfica, por

exemplo, apresenta características dos 3 processos (grande descarga fluvial, maré com variação

de 2,8m e as fortes ondas do Atlântico Sul).

7. ESTUÁRIOS

Estuários são ambientes costeiros de vida efêmera no tempo geológico, presentes

durante épocas de elevação relativa do nível do mar, quando atuam como depósitos efetivos dos

sedimentos fluviais, não permitindo que estes sedimentos cheguem a região da plataforma

continental. Portanto, os estuários atuam como verdadeiros filtros retendo os sedimentos em sua

área de deposição. Além dos sedimentos continentais trazidos pelos rios, estuários também

recebem sedimentos da região da plataforma interna e de áreas costeiras adjacentes, trazidos

pela deriva litorânea.

Estuários são encontrados ao redor do globo em qualquer condição de clima e maré,

sendo melhor desenvolvidos nas planícies costeiras das médias latitudes, ao largo de

plataformas continentais extensas que presentemente estão submergindo sob a elevação relativa

do nível do mar. Esta elevação relativa teve inicio há 15.000 anos atrás quando o nível do mar

se situava em média a 120 m abaixo do seu nível atual. Esta rapidez na elevação do nível do mar

representou um importante papel para a formação dos estuários atuais, uma vez que a inundação

dos vales dos rios ocorreu mais rapidamente do que a sedimentação que os poderia ter

preenchido.

Atualmente, como o aumento do nível do mar vem ocorrendo de maneira mais lenta o

preenchimento dos estuários pelos sedimentos vem ocorrendo de maneira mais rápida. Logo, a

existência de ambientes estuarinos é função do balanço entre as flutuações do nível do mar e o

volume de sedimento carreado pelos rios. O preenchimento é uma ação contrária a

submergência, por exemplo, quando a taxa de elevação do nível do mar é maior que a taxa de

preenchimento os estuários são bem desenvolvidos. De uma maneira geral, depósitos

sedimentares antigos característicos de estuários fazem parte de uma série de eventos

transgressivos.

7.1 - Classificação dos estuários de acordo a geomorfologia.

Os estuários podem ser classificados pela sua geomorfologia como planície costeira ou

originados por afogamento dos vales de rios, fiordes, construídos por barras e estuários

originados por movimentos tectônicos. Os primeiros estão amplamente distribuídos ao redor do

mundo apresentando uma forma irregular e são resultados do afogamento de vales de rios

durante a elevação Holocênica do nível do mar. Estuários de planície costeira usualmente são

27

rasos e orientam-se perpendiculares a linha de costa. Exemplos de estuários de planície costeira

os estuários do Rio São Francisco, Rio de Contas e Rio Potengi no litoral brasileiro.

Os fiordes são estuários construídos durante o Pleistoceno por ação de geleiras em

regiões de latitudes altas. Apresentam uma profundidade média em torno de centenas de metros

e um fundo rochoso alto na sua entrada. Este fundo rochoso atua como obstáculo à troca de água

entre o estuário e o mar adjacente, favorecendo o desenvolvimento de condições anóxicas nas

camadas de água mais profundas. Fiordes são comuns no Alasca, Noruega, Chile e Nova

Zelândia.

Os estuários construídos por barras também se formaram durante a transgressão

Flandriana e os processos sedimentares ativos formaram barras arenosas na sua entrada. São

sistemas rasos associados a regiões costeiras apresentando atividades de erosão e deposição.

Exemplos é o complexo estuarino-lagunar de Cananéia-Iguape, em São Paulo. Estuários

formados por processos tectônicos são geralmente encontrados em margens ativas, onde falhas e

movimentos de subsidência criaram baías como a de San Francisco, na Califórnia, costa oeste

dos Estados Unidos.

7.2 - Classificação dos estuários pela circulação das águas.

Como um ambiente de transição localizado entre o continente e o oceano, e sofrendo a

influência da descarga fluvial, ondas, marés e também do vento, os estuários também podem ser

classificados através da circulação de suas águas. Esta circulação será função da importância

relativa de cada um dos fatores dinâmicos descritos acima.

Todos os tipos geomorfológicos de estuários podem apresentar os diversos tipos de

circulação das águas. O ambiente estuarino pode ser subdividido em três zonas com base na

interação entre o prisma de maré e a descarga fluvial, fatores primeiramente responsáveis pela

circulação e padrão de sedimentação: Zona Estuarina Fluvial, região onde a salinidade das águas

é sempre menor que 1 psu, mas os efeitos da maré ainda são observados; Zona Estuarina, região

que apresenta uma variação de salinidade entre 1 a 35 psu e onde a zona de turbidez máxima

pode ser observada, normalmente na região de salinidade entre 4 a 10 psu e Zona Estuarina

Costeira, localizada na região costeira adjacente onde a salinidade observada coincide com a

salinidade oceânica

Quando o estuário é dominado pelo rio, ou seja, a força fluvial é mais forte que a força

de maré, é classificado como um estuário altamente estratificado ou de cunha salina. Neste

tipo de estuário a salinidade das águas de superfície é bem menor que a salinidade das águas do

fundo, apresentando uma diferença acentuada no perfil vertical de salinidade. A grande maioria

dos sedimentos trazidos pelos rios é levada para a região oceânica na camada de água superior e

pouca sedimentação ocorre dentro do corpo estuarino.

Quando a força de maré é mais importante que a força fluvial o estuário é classificado

como bem misturado. Neste estuário o perfil vertical de salinidade é homogêneo, ou seja, a

salinidade das águas superficiais é igual à salinidade das águas do fundo. A salinidade da água

só varia lateralmente, sendo mais alta na região oceânica e mais baixa em direção ao continente.

Quando a força fluvial e de maré são comparáveis, o estuário é classificado como

parcialmente estratificado ou parcialmente misturado. Neste estuário o aumento de salinidade se

dá de maneira gradativa tanto na escala vertical quanto na horizontal.

8. LAGOAS COSTEIRAS

As lagoas costeiras são corpos aquosos conectados ao oceano e formados como

resultado da elevação do nível do mar durante o Holoceno/Pleistoceno e da construção das

restingas arenosas através dos processos marinhos.

28

Geograficamente são encontradas em todos os continentes, ocupando 13% da zona

costeira mundial, sendo encontradas em todo o tipo de clima, do Ártico ao Equador, do árido ao

úmido. No tempo geológico, são ambientes efêmeros, e sua existência depende das flutuações

do nível do mar, da atividade tectônica local e da interferência humana. São também

ecossistemas altamente produtivos, sendo locais ideais para o desenvolvimento de projetos de

aqüicultura, piscicultura e extração de sal.

A amplitude da maré é um dos fatores condicionantes à existência das lagoas costeiras.

Elas só ocorrem em ambientes de micro-maré (A<2m) e meso-maré (2<A<4m), não ocorrendo

em ambientes de macro-maré (A>4m), devido a alta energia que tem o poder de dispersar os

sedimentos, responsáveis pela construção/formação da restinga arenosa. Nos ambientes de

micro-maré as restingas arenosas são longas e apresentam poucos canais de comunicação. São

comuns na costa norte fluminense.

Nos ambientes de meso-maré a restinga se apresenta na forma de várias ilhas barreiras,

com muitos canais de comunicação entre a lagoa e o oceano e uma planície costeira com

vegetação típica de manguezais e/ou banhados

De acordo com o grau de troca d’água entre a lagoa e o oceano, elas podem ser

divididas em:

Lagoas sufocadas – apresentam uma série conectada de células elípticas, só um canal de

comunicação longo e estreito com o mar, pouca influência da maré no seu interior. O canal de

comunicação pode ser permanente ou temporário. Nestas lagoas os ventos são muito

importantes para promover a circulação e mistura das águas. Exemplo: lagoa de Araruama, dos

Patos.

Lagoas restritas – apresentam dois ou mais canais de comunicação com o oceano, a circulação

é dominada pela maré, as águas são bem misturadas.

Lagoas vazadas – apresentam vários canais de comunicação, as marés são mais fortes que as

ondas e a salinidade é comparável a do oceano adjacente.

A formação e manutenção das lagoas é resultado de um equilíbrio entre a chegada de

sedimentos para a construção da barreira/restinga e a ação das ondas que irão retrabalhar estes

sedimentos.

A qualidade das águas da lagoa é resultado da hidrodinâmica, ou seja, da circulação das

águas, dos processos de dispersão dos sais e sólidos em suspensão e do tempo de residência. E

todos estes fatores estão diretamente ligados à combinação entre a descarga fluvial, ação dos

ventos, precipitação/evaporação e processos dinâmicos na zona costeira como ondas e marés.

A região de interface entre o continente e o oceano pode ser dividida em costa, praia e

costa afora. 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 feições

fisiográficas; faixa que varia normalmente de poucos a algumas dezenas de quilômetros. A costa

afora é a região desde a zona de arrebentação das ondas até a borda da plataforma continental. A

região de praia será definida no próximo item.

9. COSTÃO ROCHOSO

Os costões rochosos são encontrados na costa ou em ilhas, constituídos por rochas de

diferentes tamanhos. Estes substratos estáveis oferecem uma superfície segura sobre a qual

podem crescer diversos organismos como esponjas, anêmonas, mexilhões, crustáceos e

macroalgas. As rochas fornecem uma grande variedade de microambientes, com partes expostas

e protegidas, em uma arquitetura complexa formada por poças, fendas, saliências, pequenas

cavidades e grandes grutas.

29

Uma das principais características de qualquer costão no mundo, quando observados na

maré baixa, é a predominância horizontal de bandas ou zonas de organismos. Esta distribuição –

zonação – pode ser explicada através de interações conjuntas e separadas, de fatores físicos

(exposição, declividade, dissecação, temperatura ou luminosidade) atuando principalmente na

porção superior do costão, e biológicos (competição, predação, fixação larval ou herbivoria),

atuando na porção submersa.

A zonação do costão rochosos está caracterizada pelo estabelecimento de zonas com

base no limite de distribuição de certos grupos comuns de organismos e não com base na maré.

Na região do supra litoral até onde os borrifos das ondas alcançam, encontra-se o predomínio do

gastrópoda Litorinna. A região do médio litoral é caracterizada principalmente pela presença de

cracas e mexilhões. A região do infralitoral pode ser caracterizada pela presença de ouriços e

estrelas.

10. DUNAS

A areia do litoral é constantemente retrabalhada pela ação das marés, sendo

posteriormente carregadas pelo vento até ser acumulada nas primeiras linhas de vegetação da

beira da praia, formando cordões de dunas. Essas acumulação podem assumir formas linguóides

ou dômicas, podendo ser formadas em curto período de tempo. Sua função é a de proteção das

terras continentais, reservatórios naturais de água e de recursos bióticos, além do interesse

científico bem como de recreação.

A movimentação das areias pelo vento, necessária à criação de dunas, depende de diversos

fatores:

disponibilidade em areias finas e secas,

ausência de vegetação,

ventos eficazes (só os ventos que têm uma velocidade superior a 16km/h conseguem

mobilizar as areias).

Como estas condições são frequentes nas regiões litorais, os litorais são locais favoráveis à

constituição de dunas. Entre as praias e as dunas que se situam na sua retaguarda estabelece-se

uma relação de complementaridade. Com efeito, durante o verão, a deflação pode exercer-se

numa área relativamente extensa de areia seca. Durante o inverno, todavia, uma parte das areias

já acumulada sob a forma de dunas pode ser arrastada para o mar indo constituir uma reserva de

areias que poderá ser lançada, de novo, na costa, na situação de bom tempo.

A travagem do vento quando surgem as primeiras irregularidades no terreno é a principal

causa que vai levar a um depósito de areias. Este pode fazer-se a favor de tufos de vegetação

halófita que vão colonizando a antepraia. Para isso é necessário que esta fique fora da ação das

ondas durante algum tempo, o que implica, pelo menos, uma situação de equilíbrio na praia.

Uma descida do nível do mar, originando uma progradação do litoral e o abandono de

antigos cordões litorais pode favorecer, como é evidente, a acumulação de campos dunares mais

ou menos extensos

As dunas embrionárias originadas pela acumulação de areias nos tufos de vegetação da

antepraia são designada por nebkas. A coalescência de diversas nebkas origina uma duna

frontal, grosseiramente paralela à linha de costa e com um perfil mais ou menos simétrico. A

circulação do ar a sotavento da duna frontal cria turbilhões que acabam por originar a formação

de depressões interdunares.

Em situações em que a vegetação é escassa ou inexistente ou em que o fornecimento de

areias é muito abundante, podem formar-se dunas livres, ou barcanas. Estas dunas, em forma de

30

lua crescente com a convexidade voltada para o vento, apresentam um perfil dissimétrico em

que a face exposta ao vento tem um declive entre 5° e 10° e a face a sotavento tem um declive

elevado, da ordem dos 30-33°(Paskoff, 1985).

10.1 - Desenvolvimento sequencial de dunas litorâneas

Muitas vezes, atrás da duna frontal existem outras cristas dunares, formadas em períodos

anteriores. Num litoral em que haja uma certa progradação podem existir várias cristas dunares

mais ou menos paralelas, correspondendo a sucessivas dunas frontais progressivamente mais

antigas à medida que nos afastamos do mar.

À medida que uma crista de dunas perde a sua ligação à praia, ela deixa de receber areias e

cria-se uma tendência à erosão. Esta pode ser materializada pelos “blow outs”, depressões de

forma semi-circular existentes na face da duna. Estes blow outs têm tendência a acentuar-se e a

migrar para o interior. Essa migração acaba por deixar na sua frente braços afilados que têm

uma direção aproximadamente paralela à dos ventos dominantes e que se podem designar como

dunas longitudinais. Na sua retaguarda encontram-se dunas de forma parabólica. Estas dunas

têm um desenvolvimento contrário ao das dunas do tipo barcanas. Com efeito, embora a forma

seja também em crescente, no caso das dunas parabólicas a concavidade situa-se do lado onde

sopra o vento, ao contrário do que se passava com as barcanas.

10.2 - Dunas atuais e dunas fósseis

Muitas vezes coexistem, no mesmo espaço, diversos sistemas de dunas. Elas reconhecem-se

quer através da orientação das suas cristas, que podem representar ventos dominantes

contrastantes com os atuais, quer, sobretudo, através do tipo de pedogênese que sofreram.

Assim, é possível identificar um conjunto de dunas antigas, que apresentam um horizonte

ferro-húmico bastante consolidado. A sobreposição de diversos conjuntos dunares ocorre em

vários locais. As dunas consolidadas têm a sua consolidação devido ao carbonato de cálcio

sofreu um processo de calcificação mantendo, no conjunto, a forma típica de uma duna.

Na praia não há o crescimento de vegetação devido a salinidade, pobreza e grande

permeabilidade do solo, intensa insolação e a ação dos ventos. A vegetação só se desenvolve em

áreas não mais atingidas pela preamar de sizígia.

Nestes locais a vegetação é composta de plantas rasteiras psamo-halófitas (psamos =

habitat arenosos; halos = habitat salino), com o papel de promover a deposição e a fixação da

areia trazida pelo vento. É muito difícil a areia escapar da armadilha formada pela vegetação.

Assim, a maior parte da areia retirada da praia, fica retida no primeiro cordão dunar. Os cordões

se formam paralelos a linha de praia e seu crescimento diminui ou cessa com o recuo da linha de

costa e a formação de novo cordão. As dunas mais antigas e interiores (cordão litorâneo) vão

sendo colonizadas por populações de arbustos e pequenas árvores de 3 a 4 metros, oriundas da

floresta de restinga, que se estabelece no terreno preparada pela vegetação das dunas interiores.

11. RESTINGA

O termo restinga é utilizado por geólogos, botânicos e ecólogos, para indicar as

características geomorfológicas e fitogeográficas das regiões costeiras, formadas pela

sedimentação recente de areia e da vegetação que nele se estabelece. Essa região foi formada

pelo retrabalhamento dos sedimentos durante o período em que o mar recuava, formando

sucessivos cordões litorâneos. Os solos da restinga são de baixa fertilidade natural, facilmente

31

degradáveis e com um horizonte subsuperficial impermeável, que origina problemas de

encharcamento.

A vegetação que aí se instala é considerada uma formação pioneira com influência

marinha caracterizando-se por ser arbustiva densa, de largura variável e de aspecto

subxeromórfico (xeros = arenoso, seco; morphos = forma), apresentando os caules com muitas

ramificações e densa folhagem, que adaptaram-se ao vento e a grande intensidade luminosa,

desenvolvendo uma forma característica.

Nas porções elevadas dos cordões, onde a profundidade do lençol freático é maior, e

conseqüentemente menos disponibilidade de água, encontra-se um a vegetação pouco

desenvolvida, com altura variando entre 7 e 9m, chamada de floresta de restinga seca ou

arenosa. Nas depressões entre cordões ocorre uma vegetação mais desenvolvida, em função da

maior proximidade com o lençol freático, apresentando árvores de 10 a 15 metros, denominada

de floresta de restinga úmida ou paludosa.

12. MANGUEZAL

O manguezal é um a floresta tropical que tem como característica principal, crescer em

regiões costeiras protegidas (baías e desembocaduras de rios) sofrendo forte influência das

marés e, conseqüentemente, da água salgada. As espécies que nele vivem são adaptadas a esta

condição. No Brasil se distribui desde o cabo Orange no Amapá, até Laguna em Santa Catarina,

cobrindo uma área de cerca de 10.000 km2.

Este ecossistema é caracterizado por apresentar uma cobertura vegetal típica altamente

especializada, que na região está constituída por apenas 3 espécies de árvores: mangue vermelho

ou canapuva; mangue branco ou mangue manso; e mangue preto ou siriuba. São acompanhadas

por um pequeno número de outras plantas, tais como o hibisco, a samambaia do mangue e a

gramínea pratuá.

Vários organismos se reproduzem no manguezal, vivendo ali todo o seu ciclo de vida ou

passando seu estágio de jovem, sob a proteção das raízes das árvores ou em pequenas poças

formadas sobre o substrato, se alimentando de detritos e microorganismos do bentos. Áreas de

manguezal são representativas pela elevada produtividade biológica, uma vez que, pela natureza

de seus componentes, são encontrados representantes de todos os elos da cadeia alimentar.

13. PRAIA

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 hidrodinâmicas:

Zona de Arrebentação ("breaking zone") - é a porção de praia onde ocorre a quebra das

ondas. A Zona de Arrebentação é a área compreendida entre a quebra mais distante e a mais

próxima da costa. Pode haver mais de uma quebra 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 quebra está, conseqüentemente, 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.

32

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.

13.1 - 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 às 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 são formadas por sedimentos inconsolidados, delimitadas de um lado pela

região onde a passagem das ondas não mais movimenta os sedimentos do assoalho marinho,

profundidade esta denominada base da onda e do outro, também onde, de modo geral, não

ocorre movimentação de areia, região denominada berma, 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. 20).

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.

Figura 20: Denominação das varias regiões da zona costeira (Suguio, Dicionário de

geologia marinha. São Paulo, T.A. Queiroz, 1992. 171p.).

Pós-praia localiza-se fora do alcance das ondas e marés normais, e somente é alcançada pela

água quando da ocorrência de marés muito altas ou tempestades. Nesta região formam-se

terraços denominados bermas (Fig 20), 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.

No pós-praia pode ainda aparecer uma região com maior inclinação, denominada

escarpa praial, causada pela ação de ondas normais de maré alta que cortam a praia, originando

33

essa abrupta mudança em sua inclinação. A berma e a escarpa não se formam na antepraia

devido a continua passagem das ondas, não permitindo assim qualquer feição permanente.

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. O mineral predominante é o quartzo que, além de ser

abundante, é dos mais resistentes à 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.

As areias das 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 se encontrar 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.

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. 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 à 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, pois as ondas ao se quebrarem na praia,

rapidamente penetram pela areia, já que aumentam o espaço entre os grãos (espaço intersticial).

Assim, a onda deixa maior quantidade de grãos de areia do que carrega de volta.

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.

13.2 - Tipos de praias

Praias geralmente se encaixam em um dos três tipos existentes didaticamente 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 teoria 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 quebra, 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

34

condições de mar alto, apesar de geralmente terem a aparência tranqüila 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 freqüentes 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.

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 correntes de retorno fracas, mas que são acentuadas próximas à linha de

costa. 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).

13.3 - 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, estação em que as tempestades são mais comuns tornando as ondas

maiores. Quanto menor a inclinação da praia, maior o número de barras. (Fig. 21). 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 à

relação entre altura e o comprimento da onda é maior que 0,03).

Fig. 21. Formação de barras arenosas

35

As barras submarinas têm profundo efeito nas ondas que chegam à 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) 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.

13.3.1 - 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. 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

suspensão. 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. 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. 22). Como

conseqüência, a areia é movimentada pela ação da corrente.

Fig. 20: Itinerário dos grãos 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.).

36

A corrente de deriva litorânea pode também se voltar 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.

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. 21). 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)

e próximo a cidade de Recife (PE).

13.3.2 - Corrente de retorno

Outro tipo de movimentação de água verificado com freqüência em praias é a chamada

corrente de retorno (Fig. 23). 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 23: Exemplo da corrente retorno.

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 água pode voltar tão energeticamente ao mar que, algumas vezes, rompe a barra

em um lugar estreito, produzindo a corrente em sentido oposto à praia.

37

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.

13.3.3 - Correntes oceânicas

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. 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.

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.

Esse fenômeno explica a alteração diária da brisa em regiões litorâneas (Fig. 23).

Durante o dia o solo se aquece mais e mais rapidamente que a água do mar, 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 24: Produção de brisa em regiões costeiras causadas por diferenças de temperatura entre

o dia e a noite.

38

Os ventos não caminham em linha reta ao longo de um gradiente de pressão, mas são

defletidos ou desviados em forma de curva (Fig.24) devido a rotação da Terra.

Figura 25: 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

hemisfério norte.

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).

13.3.4 - Correntes superficiais

Como a atmosfera e o oceano estão em contato, os sistemas de vento descritos geram,

por atrito na superfície do mar, as principais correntes superficiais marinhas (Fig. 26). Esses

movimentos de larga escala no ambiente marinho estão entre os primeiros fenômenos

oceanográficos estudados, devido a sua importância para a navegação comercial. Hoje em dia,

praticamente todas as maiores correntes superficiais são bem conhecidas.

Figura 26: Principais

correntes superficiais

oceânicas

39

Os ventos alísios formam as correntes equatoriais, comuns a todos os oceanos. 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.

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

Os ventos do oeste formam as correntes que retornam para a região equatorial,

completando o giro subtropical. 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 corrente Circumpolar

Antártica flui completamente em volta do planeta.

13.3.5 - Circulação termohalina

Além das superficiais, existem correntes marinhas profundas causadas por diferenças de

densidade da água do mar. Estas correntes, chamadas de termohalinas, 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 conseqüente 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 termohalina 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 termohalinas originam-se em altas latitudes. Estas

águas frias e densas afundam e lentamente fluem em direção ao equador.

13.3.6 - Correntes brasileiras

A corrente Sul-Equatorial do oceano Atlântico, que se movimenta 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 27).

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 continente sul-americano, alcançando em

média dos 38º de latitude sul, onde encontra a corrente das Malvinas, conhecida como Água

Sub-antártica (ASA); nessa região que varia conforme a época do ano, as duas correntes

afastam-se da costa, fluindo em direção leste.

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 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

40

denominada de quebra-de-plataforma, causada pela movimentação de determinadas massas de

águas na costa brasileira).

13.4 - Equilíbrio da praia

O equilíbrio de uma praia depende da relação entre o aporte de sedimentos e a

capacidade de transporte litorâneo. Se uma quantidade de areia maior que aquela que pode ser

transportada pelas ondas é levada até a costa, a praia tenderá a acumular areia; caso contrário, se

o aporte de sedimentos for menor, a praia será erodida. Alguns fatores externos, como

mudanças do nível do mar ou a construção de obras de engenharia que interrompam o transporte

litorâneo de sedimentos, podem modificar sensivelmente o balanço sedimentar,

conseqüentemente, o equilíbrio da praia.

Fig. 27. O balanço sedimentar num determinado

setor costeiro

14. EROSÃO COSTEIRA

14.1 - Nível do mar como um conceito relativo

O conceito de nível do mar é (quase) sempre um conceito relativo. As variações

eustáticas têm um caráter global, enquanto que os movimentos que se verificam no continente

são claramente localizados no espaço.

Disto deduz-se facilmente que a variação do nível do mar é a resultante das tendências

eustáticas e das tendências que se verificam do lado do continente. Significa isso que as

variações eustáticas podem ser ampliadas ou reduzidas, na sua amplitude, pelos movimentos do

continente.

Até há pouco tempo mediamos o nível relativo do mar a partir de um ponto que

supúnhamos fixo. O problema é que a pretensa estabilidade dos continentes está cada vez mais

posta em evidência.

A emergência da teoria da tectônica de placas permitiu re-elaborar a hipótese do

tectono-eustatismo. Com efeito, os continentes passam por fases alternadas de agregação e de

rifting (exemplo: formação da Pangéia no final do Paleozóico e sua fragmentação no início do

Mesozóico).

41

A agregação de continentes diminui, naturalmente, a área de plataforma continental

envolvente e acaba por aumentar, deste modo, por aumento da profundidade média, a

capacidade das bacias oceânicas. Daqui decorre uma descida do nível do mar.

Pelo contrário, a existência de processos de rifting com intumescência térmica e

elevação dos fundos oceânicos na área das dorsais acaba por produzir uma diminuição da

capacidade das bacias oceânicas e transgressões generalizadas.

Trata-se de processos muito lentos. A taxa de variação do nível do mar por causas

tectono-eustáticas anda a volta de 1cm por cada 1000 anos. As variações eustáticas devidas a

estes fenômenos podem atingir valores entre 100 e 300m.

Durante o resto do tempo um estado em que o efeito de estufa predominaria, os níveis

do mar seriam geralmente altos. Para chegar à curva geral da variação eustática durante o

Fanerozóico, é preciso contar com os efeitos, já referidos, do tectono-eustatismo. É possível,

nomeadamente, ligar a fase de descida eustática do final do Paleozóico-início do Mesozóico

com a construção da Pangéia.

A contínua subida do nível do mar durante o Mesozóico poderá ser explicada, ao

contrário, pela abertura e expansão dos oceanos que teve lugar durante o Mesozóico.

Durante o Neógeno verificou-se uma tendência geral para um progressivo

arrefecimento. Essa tendência acentua-se durante o Quaternário, com fortes variações climáticas

(glaciações e períodos interglaciares, que se traduzem em importantes variações do nível do

mar.

Devido à retenção de gelo no interior dos continentes, durante a última glaciação, o

nível do mar terá descido entre 120-140 m relativamente ao nível atual, o que se traduziu numa

modificação importante da linha de costa, sobretudo em locais onde a plataforma litoral é

extensa e com pouco declive na parte próxima dos continentes.

Um dos aspectos mais interessantes diz respeito à inversão da tendência para uma

subida rápida do nível do mar que se verifica de 11.000 a 10.000 BP: durante esse período, que

corresponde a uma importante fase de arrefecimento verifica-se uma descida do nível do mar

que atinge perto de 20m. A subida é retomada por volta de 10.000 BP e prolonga-se até cerca de

5.000BP, quando o mar atinge, aproximadamente, o nível atual.

A transgressão flandriana tem uma importância muito grande na configuração atual dos

nossos litorais. Devido a esta transgressão, quase todos os litorais do globo correspondem a

costas de submersão. Excetuam-se aquelas que foram diretamente submetidas às glaciações e

que, sujeitas à sobrecarga dos grandes inslandis sofreram um processo de afundamento durante

a glaciação (glacio-isostasia), do qual ainda estão a recuperar atualmente.

A situação das áreas envolventes dos inslandis corresponde a uma situação oposta:

quando da glaciação, o afundamento da crosta sob o peso dos inslandis vai deslocar material

infracrustal que se desloca para a periferia dos inslandis onde vai ascender provocando, nessas

áreas, a existência de um rebordo soerguido.

A recuperação isostática das áreas anteriormente glaciadas vai fazer-se à custa da

migração desse material infracrustal. Por isso, na área do soerguimento vai haver uma tendência

à subsidência que vai acentuar a submersão provocada pela subida eustática.

42

14.2 - A recente subida do nível do mar e as projeções para o futuro

Atualmente, a tendência observada em escala mundial é a elevação lenta do nível médio

dos mares. Este movimento é causado, principalmente, pelo degelo das calotas polares, que vem

ocorrendo há, pelo menos, 20.000 anos. Ao longo deste período, o nível do mar subiu cerca de

150 metros, provocando um recuo da linha de costa. A taxa atual de elevação do nível do mar,

devido a este fenômeno, é de 5cm a cada 25 anos, em nível mundial.

O período Quaternário (últimos 1,64 milhões de anos) foi caracterizado por períodos de

glaciação, provavelmente como conseqüência da diminuição da intensidade de energia solar que

chegava na Terra. Em muitos casos, as geleiras passaram a cobrir até 30% da superfície da Terra

(atualmente cobrem apenas 10%). Em relação ao ambiente marinho, as glaciações ocasionaram

três principais eventos:

- diminuição do nível do mar causada pelo congelamento de boa parte da água do

planeta. Para um ambiente costeiro, observa-se a mudança de hábitat de diversos

organismos bentônicos, uma vez que a sua distribuição vertical está relacionada, entre

outras coisas, com o alcance das marés.

- diminuição da temperatura da superfície da água, devido ao resfriamento do planeta.

A temperatura pode definir a distribuição dos organismos marinhos, principalmente no

costão rochoso. Observa-se, através de estudos paleoquímicos, que alguns organismos

alteraram a composição de suas carapaças em resposta à variação de temperatura.

- aumento da salinidade, pois ocorre a solidificação de parte da água doce disponível.

Em costões rochosos, esta variação normalmente é muito maior do que em oceano

aberto e a salinidade é fator limitante para a existência de muitos organismos, o que

pode ter resultado em grandes alterações na composição das comunidades costeiras.

Você sabia que...

...Há aproximadamente 5.100 anos atrás, ocorreu um aumento do nível do mar de 4,5 à 5

metros acima do que está atualmente. Podemos comprovar tal ocorrência, quando observamos

em costões rochosos, buracos de ouriço em regiões muito superiores ao nível máximo da maré.

Estes buracos, provavelmente, foram feitos quando o nível do mar era mais elevado.

14.3 - Morfologia Costeira

A morfologia da costa exerce uma grande influência sobre a erosão marinha. A largura

da plataforma continental, presença de promontórios, topografia da praia e a ocorrência de

arenitos de praia (beach rocks) e corais apresentam-se com importante papel no fenômeno de

erosão. Os recifes de arenito e corais, por exemplo, podem contribuir para a proteção da costa

como barreiras naturais contra o ataque das ondas. Estas barreiras absorvem grande parte das

energias das ondas, antes que estas atinjam as praias. Deste modo, a movimentação de areias é

bastante reduzida entre as praias e estas barreiras.

As zonas costeiras representam cerca de 1,6% da superfície das terras emersas,

abrigando aproximadamente 40% da população mundial, constituindo-se nas áreas mais

afetadas pela ação do homem. Estas zonas apresentam uma grande fragilidade e vulnerabilidade

às intervenções antrópicas, decorrentes da complexidade de ambientes resultantes da interação

terra/mar.

A erosão marinha é um problema que está intimamente associado a uma ocupação

desordenada e à falta de um planejamento urbano. Outros fatores de ordem ambiental

contribuem fortemente para agravar este problema, dentre os quais aterros indiscriminados dos

43

mangues e "obras de engenharias", que quando executadas sem critérios globais, podem agravar

ou provocar a erosão nas áreas adjacentes.

15. COSTAS ROCHOSAS

15.1 - Definição de costas rochosas

Ao contrário da vasta bibliografia existente para os litorais arenosos, a bibliografia para

os litorais rochosos é relativamente escassa e baseia-se muito nos textos de Sunamura e também

nos de Trenhaile. Isto acontece, a nosso ver, porque, num meio tão dinâmico como é a interface

entre o mar e o continente, uma evolução rápida e espetacular parece ser mais atrativa do que

uma evolução relativamente lenta, e onde os métodos de investigação têm que ser

obrigatoriamente adequados a essa relativa lentidão de processos.

Antes de tudo é importante definir o que se entende por costa rochosa e apresentar

alguns dos respectivos elementos morfológicos. Segundo Sunamura (1992), costa rochosa é

uma costa em falésia, composta por material consolidado, independentemente da sua resistência.

No mesmo texto, Sunamura propõe-se estudar costas compostas por materiais que vão desde o

granito ou basalto até materiais pouco coerentes como os depósitos glaciares.

15.2 - Fatores a considerar na evolução das costas rochosas

Os fatores a considerar na evolução das costas rochosas são, basicamente, a energia das

ondas e o tipo de rocha. Porém, a energia da onda depende da quantidade de sedimentos que se

sobrepõem ao substrato rochoso. Essa quantidade depende do balanço sedimentar de cada

trecho costeiro que depende, por sua vez:

do fornecimento de sedimentos de e para a plataforma continental;

da deriva litoral;

dos sedimentos trazidos pelos rios;

dos materiais resultantes da erosão das falésias.

Os sedimentos existentes sobre o substrato rochoso, por um lado contribuem para o seu

desgaste, funcionando como abrasivos, mas, por outro, podem protegê-lo da ação das ondas.

Porém quando a cobertura sedimentar é suficientemente espessa para impedir que a ação das

ondas atue sobre o beach-rock, estamos já na presença de uma praia.

15.3 - Tipos de ondas na base das falésias e sua dinâmica

Há 3 tipos de ondas que podem ocorrer na base de uma falésia quando a onda incide

paralelamente à linha de costa: ondas estacionárias, ondas a quebrar e ondas já quebradas.

A respectiva ocorrência depende da relação entre a profundidade na base da falésia e a

profundidade em que as ondas quebram. Se a profundidade na base da falésia for superior à

profundidade a que um tipo específico de onda pode quebrar, formam-se ondas estacionárias.

Se a profundidade for idêntica a esse valor, a onda rebenta sobre a falésia. Se a

profundidade for inferior, a onda rebenta mais para o largo e já chega rebentada à base da

falésia.

44

Uma vez que o declive da onda é muito condicionado pelo atrito com o fundo, a

ocorrência de cada uma destas hipóteses depende basicamente do declive deste e das

características da ondulação. Isto significa que, num setor costeiro determinado, quando as

ondas são de pequena altura podem originar ondas estacionárias.

A variação da pressão que estas exercem com o tempo é relativamente pequena, mas

pode ir-se acentuando à medida que a onda se torna mais alta, tornando-se cada vez mais

dessimétrica até que o rebentar da onda origina um grande pico de pressão, praticamente

instantâneo. Para além dessa altura crítica, as ondas chegam à base da falésia já quebradas e,

embora a sua passagem corresponda a um aumento grande de pressão estamos muito longe do

pico que acontece no caso anterior.

Fig. 28 . Tipos de ondas que ocorrem na base das falésias

15.4 - A resistência das rochas: a meteorização em ambiente litoral

Para além da resistência mecânica dos minerais componentes e da susceptibilidade à

alteração química (dependentes, essencialmente da composição das rochas), a existência de

fraturas e descontinuidades de diversos tipos têm um papel primordial na definição da

capacidade que uma determinada rocha tem de resistir às pressões mecânicas do tipo daquelas a

que estão sujeitas as rochas batidas pelas ondas.

Um outro fator é a “fadiga” que as rochas adquirem justamente devido a compressões

cíclicas do tipo das que ocorrem com o quebrar das ondas. Essa fadiga induz uma

microfraturação que diminui a resistência da rocha que poderá vir a ser alargada e depois

explorada por ação das ondas de modo a facilitar o desprendimento de pedaços de rocha.

O aumento do número de ciclos de pressão diminui a resistência à fadiga das rochas. O

mesmo acontece com a saturação da rocha: a existência de água diminui fortemente o limite de

fadiga das rochas.

O aumento de profundidade produz uma significativa diminuição da porosidade numa

rocha granítica e um correlativo aumento da resistência. A porosidade da rocha próximo da

superfície deve-se, essencialmente, à meteorização química a que as rochas ricas em feldspato

estão especialmente sujeitas.

45

A água do mar próxima da superfície está geralmente saturada de carbonatos. Porém,

durante a noite, alguns organismos produzem CO2 e, por isso, a água torna-se, de novo, capaz

de dissolver o carbonato de cálcio.

A crioclastia, a haloclastia e a hidroclastia podem ser particularmente ativas em meio

litoral. Por outro lado, os fenômenos de descompressão são responsáveis por uma abertura de

fraturas paralelas à superfície topográfica, que são muito importantes em rochas graníticas.

Também os seres vivos são responsáveis por fenômenos de bio-corrosão e têm um papel muito

ativo no alargamento das fraturas nas faixas litorais.

15.5 - Processos de erosão nas falésias

Quando as ondas escavam a base da falésia esta torna-se instável devido ao aumento de

declive e à instabilidade provocada pelo sub-escavamento. Essa instabilidade induz movimentos

de massa de diversos tipos (queda de blocos, deslizamentos e fluxos de detritos). A forma e a

intensidade desses movimentos depende muito do tipo de rocha e da respectiva estrutura, bem

como do clima que pode facilitar ou não certos tipos de meteorização (química nos climas

tropicais, mecânica nos climas frios e áridos).

Os movimentos de massa espalham detritos na base da falésia, o que significa que a

erosão não pode continuar enquanto eles não tiverem sido transformados em materiais

transportáveis pelas ondas e correntes litorais.

Quando as ondas batem na base falésia, há uma força compressiva que atua

perpendicularmente à falésia. Se a falésia tem fraturas, o ar situado nos interstícios é

violentamente comprimido. Quando a onda recua, dá-se um processo de descompressão. Desta

forma os interstícios da rocha são alargados e a rocha vai-se fragmentando por um processo de

arranque (“quarrying”, Sunamura, 1992). A descompressão que ocorre no refluxo da onda ajuda

ainda a transportar os materiais desagregados.

As ondas, carregadas com os detritos arrancados da falésia vêem a sua força aumentada.

Deste modo, os choques destes materiais com as rochas vão contribuir para o arranque de

partículas de diversos tamanhos. Este processo acaba por produzir um polimento característico

na superfície das rochas.

Quando ondas já quebradas atingem um certo limiar (20 horas de experiência), as areias

resultantes da desagregação do cimento na área do entalhe produzido pelas ondas (no nível da

água parada: still water level) aumentam a velocidade de escavamento. Porém, a partir das 30

horas essa velocidade estabiliza-se porque a referida acumulação de areias dissipa a energia das

ondas.

Mesmo em plataformas de erosão marinha cobertas normalmente por praias, se uma

tempestade arrastar as areias, as ondas podem atingir a falésia que se torna temporariamente

ativa e pode sofrer um recuo apreciável, desde que seja constituída por rocha pouco resistente.

De um modo geral, são nas grandes tempestades, quando as ondas têm uma maior

energia e o nível do mar está sobrelevado devido a storm surges, que se verificam maiores

recuos das falésias. Ora, justamente nessa altura, é difícil fazer observações diretas. Por isso,

muitas vezes, a velocidade de recuo das falésias estuda-se através de fotografias aéreas ou até,

com base em grafitti datados.

46

Os movimentos de massa nas falésias podem ser de diversos tipos. Podem ir desde a simples

queda de blocos, ao seu basculamento com queda posterior. Os deslizamentos podem ser de tipo

planar ou rotacional. Em rochas apropriadas podemos encontrar fluxos de detritos.

15.6 - Erosão submarina do beach-rock

A erosão nas costas rochosas não se processa só na base das falésias, mas também ao

longo do fundo marinho que se desenvolve a partir da base da falésia. Neste domínio a

informação existente é muito menos abundante do que a que respeita à erosão na base das

falésias. Esse fato fica a dever-se à dificuldade de avaliação devida à lentidão do processo e ao

fato destas plataformas estarem totais ou parcialmente submersas.

A força de ataque das ondas aumenta quando existem sedimentos mobilizáveis em

contato com a plataforma. Quando a cobertura se torna demasiado espessa essa força deixa,

como é óbvio, de exercer-se. A resistência da rocha é um fator da maior importância, que

depende tanto da respectiva composição como das descontinuidades que a afetam.

A erosão vertical das plataformas é muito mais lenta que o processo de escavamento dos

entalhes da base das falésias. A respectiva relação varia entre 2-5% (Sunamura, 1992). Além

disso, o escavamento das plataformas, fazendo aumentar a sua profundidade acaba por reduzir a

intensidade das forças que atuam sobre os fundos. Trata-se, por isso, de um processo que se

auto-limita e que se torna mais lento com o tempo, desde que o nível do mar não sofra

oscilações.

15.7 - Plataformas de erosão marinha

Os nomes atribuídos a estas plataformas são muito variados, sobretudo em língua

inglesa (Sunamura, 1992, p. 139). Todavia, uma das designações que é mais utilizada é a de

plataforma de abrasão marinha que dá conta de um dos processos atuantes na sua elaboração.

Porém, dado que o afeiçoamento destas plataformas não se deve só a este processo, parece-nos

melhor a designação de “plataforma de erosão marinha” (Tricart, 1977).

A cota destas plataformas pode ser muito interessante para a identificação de

movimentos tectônicos. É necessário, no entanto, compreender o mecanismos da sua formação.

A cota das plataformas talhadas em rochas resistentes é superior à das plataformas

talhadas em rocha branda.

As plataformas criadas por ondas quebradas evoluem mais lentamente do que as criadas

por ondas a quebrar. As ondas a quebrar são capazes de rebaixar mais facilmente a superfície

em que atuam e produzem, por isso, plataformas mais baixas. Como é evidente, se a

profundidade existente for inferior à profundidade a que as ondas de tempestade quebram,

dentro das referidas ondas, só as já quebradas poderão embater na falésia.

Dado o ponto anterior, torna-se evidente que a amplitude das marés vai, também, interferir

no resultado final.

Na figura abaixo é possível observar os três tipos fundamentais de morfologia nas

costas rochosas: plataforma descendo para o mar, plataforma horizontal e falésia mergulhante.

Dado que é usada correntemente, utilizaremos também a designação de plataformas do tipo

A para as plataformas com declive em direção ao mar e do tipo B para aquelas que são

47

aproximadamente horizontais (Sunamura, 1992). Dentro de cada um destes grandes tipos pode

haver muitas variedades (Sunamura, 1992) dependentes de:

tipo de rocha e respectiva estrutura,

condições de meteorização e clima,

marés,

exposição à ondulação,

herança de pequenas variações do nível do mar.

Fig. 29. Os três tipos fundamentais de

morfologia nas costas rochosas:

plataforma descendo para o mar,

plataforma horizontal e plataforma

mergulhante

As falésias mergulhantes podem corresponder a antigas falésias submersas por

movimentos tectônicos ou por subida do nível do mar. Também pode tratar-se de escarpas de

falha ou corresponderem a uma atividade vulcânica recente. As margens dos fiordes também

funcionam como falésias mergulhantes. De um modo geral estas falésias mergulhantes recuam

muito pouco, porque os fundos marinhos, nas suas proximidades, se situam abaixo do nível de

base da rebentação Com efeito, as ondas só afetam o fundo se este estiver acima deste nível e se

puderem arrancar alguns sedimentos do mesmo fundo. De outra forma, a reflexão das ondas

provocada pelas falésias pode produzir ondas estacionárias com pouco efeito erosivo.

Parece haver também a tendência para estas falésias mergulhantes ocorrerem em rochas

bastante resistentes.

A principal diferença entre as plataformas de tipo A e B é a existência de um degrau

abrupto separando a área aplanada das zonas mais profundas. Quanto à cota de início das

plataformas de tipo A, Sunamura parece inclinar-se para a ocorrência a uma cota próxima do

nível médio das marés altas, mas insiste na existência uma certa variabilidade espacial.

48

Embora sejam formas muito interessantes e às vezes espetaculares, os entalhes basais

em rocha não calcária têm sido pouco estudados. A figura abaixo representa entalhes associados

a plataformas do tipo A [a), b), c) e a falésias mergulhantes, d)]. O papel da abrasão é óbvio até

pelo fato das rochas aparecerem polidas. A existência de marés introduz novas complicações na

definição da altura a que os entalhes se desenvolvem.

Sempre que a rocha é passível de dissolução, o desenvolvimento dos entalhes torna-se

mais evidente e encontram-se, em ambientes tropicais, formas espetaculares. Nessas condições

também se podem encontrar interessantes formas de pequenos tamanhos (vasques, tafoni),

diversificadas em detrimento do tipo de rocha.

As grutas correspondem a aberturas nas falésias em que em que a profundidade é maior

que a abertura. Aparecem em rochas relativamente resistentes explorando as descontinuidades

nelas existentes. Devido à existência da própria cavidade, os fenômenos de compressão e

descompressão atuam nas grutas de forma particularmente forte, o que contribui para a sua

evolução e manutenção.

Quando as ondas atacando ambos os lados de um promontório conseguem perfurá-lo,

pode formar-se um arco. Os arcos são formas relativamente efêmeras. Quando a parte superior

colapsa o arco desaparece e passamos a ter um”sea stack” (pináculo, penhasco). Porém, nem

todos os pináculos resultam da destruição de arcos: diques de rochas resistentes introduzidos em

materiais mais brandos podem resultar em formas deste tipo.

As marmitas têm uma forma cilíndrica e são escavadas por ação de materiais abrasivos

de diversos tamanhos. Têm uma seção predominantemente circular. Geralmente são mais largas

do que fundas. A existência de depressões prévias, por vezes ligadas à passagem ou cruzamento

de diáclases poderá permitir uma acumulação de materiais e o seu turbilhonar desenvolverá o

efeito abrasivo típico das marmitas.

As bacias de dissolução aparecem em rochas calcárias. Apresentam um fundo plano e

desenvolvem-se a partir de pequenas depressões, por dissolução de calcita durante a noite,

quando se dá uma diminuição do PH devida à respiração dos seres vivos que vivem nessas

depressões. Depois há uma remoção dos produtos residuais por ação das águas do mar.

Estas depressões estendem-se lateralmente , conservando paredes verticais e podendo originar

depressões mais amplas e com um contorno irregular por coalescência de várias bacias

pequenas. Estas bacias designam-se, por vezes, pelo termo francês (vasques).

Tafoni e alvéolos: caracterizam-se pela existência de depressões na superfície das

rochas. Aparecem em rochas ígneas (granitos, basaltos) mas também em diversos tipos de

rochas. As suas dimensões podem ir de alguns cms a vários metros. Encontram-se em vários

ambientes e não só no meio litoral, mas também em áreas com uma certa secura. São devidos,

essencialmente, a fenômenos de desagregação mecânica (halo e hidroclastia). No caso de

ocorrerem na zona costeira aparecem na zona acima do nível das marés mais altas.

49

Fig. 30. Formas litorais (plataformas

do tipo B) em diversso tipo de rocha,

nas regiões tropicais

BIBLIOGRAFIA CONSULTADA

MOREIRA, M. E. S. A., 1984 - Glossário de termos usados em Geomorfologia litoral,C entro

de Estudos Geográficos, Linha de ação de Geografia das Regiões Tropicais, relat. nº 15, Lisboa,

167 p.

SUGUIO, K. Dicionário de Geologia Marinha. Biblioteca de Ciências Naturais. T.A.Queiroz

Editor. 171p.

SUNAMURA T., (1992) - Geomorphology of Rocky Coasts, John Wiley & Sons, Chichester,

302 p.

TRENHAILE, A. - (1997) - Coastal Dynamics and Landforms, Clarendon Press, Oxford, 366 P.

TRICART, J., ( 1977) - Géomorphologie dynamique générale, Précis de Géomorphologie, T. II,

Paris, SEDES, 345 p.,

HACHETTE MULTIMEDIA (2002) – Atlas Mondial. Ed. CD Rom, v. 6.1

RISER, JEAN, (1999) - Le Quaternaire; Géologie et Milieux Naturels, Dunod, Paris, 320 p.

STRAHLER, A. N., (1987) Geología Física, Ed. Omega, Barcelona, 629, p.

50

KOMAR, P. D., (1998) - Beach Processes and Sedimentation, Prentice Hall, New Jersey, 543 p.

THURMAN, H. V., (1997) - Introductory Oceanography, Prentice Hall, New Jersey, 544 p.

DIAS, J. M. A. et. al. (1997) - Evolução da linha de costa , em Portugal, desde o último máximo

glaciário até à atualidade: síntese dos conhecimentos, Estudos do Quaternário,

APEQ, Lisboa, p. 53-66.

HALLAM, A. (1992) - Phanerozoic sea-Level Changes, Columbia University Press, New

York, 255 p.

LOMBORG, B., (2002) – The skeptical environmentalist. Measuring the real state of the

World, Cambridge Univ. Press, 515 p.

PASKOFF, R., (2001) - L’élevation du Niveau de la Mer et les Espaces Côtiers, Institut

Océanographique, Col. Propos, 190 p.