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GESTÃO INTEGRADA E SUSTENTÁVEL DOS RECURSOS HÍDRICOS
TRANSFRONTEIRIÇOS NA BACIA DO RIO AMAZONAS CONSIDERANDO A VARIABILIDADE E AS MUDANÇAS
CLIMÁTICAS OTCA / GEF / PNUMA
GEF-AMAZONAS
Subprojeto III.2 Prioridades Especiales sobre laAdaptación AtividadeIII.2.3. Adaptation to Sea Level Rise in the Amazon Delta
BELÉM-PA Fevereiro/2015
GESTÃO INTEGRADA E SUSTENTÁVEL DOS RECURSOS HÍDRICOS
TRANSFRONTEIRIÇOS NA BACIA DO RIO AMAZONAS CONSIDERANDO A VARIABILIDADE E AS MUDANÇAS
CLIMÁTICAS OTCA / GEF / PNUMA
GEF-AMAZONAS
Subprojeto III.2 Prioridades Especiales sobre la Adaptación Atividade III.2.3. Adaptation to Sea Level Rise in the Amazon Delta
Maâmar El-Robrini Coordenador
Paulo Victor Magno Silva Consultor
BELÉM-PA Fevereiro/2015
LISTA DE TABELAS
Tabela 1 – Classificação granulométrica de Wentworth (1922) para sedimentos arenosos e lamosos. .................................................................................................................................... 52 Tabela 2 – Classificação do grau de seleção (A), assimetria (B) e curtose (C), segundo Folk & Ward (1957). ............................................................................................................................. 53 Tabela 3 – Caracterização dos diferentes tipos de estágios morfodinâmicos a partir do Parâmetro Relativo da Maré (Adaptado de Masselink & Short 1993). .................................... 58 Tabela 4 - Estados Morfodinâmicos das praias da Ilha do Marajó ........... Erro! Indicador não definido.
LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 1: Perfil das zonas de pós-praia, intermaré e inframaré. Modelo de zonação morfológica de uma praia de macromaré da costa paraense. ................................... 14
Figura 2: Diagrama do perfil praial. Fonte: Silva (2015). ........................................................ 15 Figura 3: Influência do aumento do nível do mar no perfil praial. ........................................... 23 Figura 4: Modelo evolutivo dos perfis praiais baseado na caracterização de seis estágios. .... 26 Figura 5: Classificação dos estados morfodinâmicos de praias considerando a variação
relativa das marés. .................................................................................................... 27 Figura 6: Mapa de localização da área de estudo. .................................................................... 28 Figura 7: “Traps” portáteis de coleta de sedimentos (a). Detalhe da fixação (b). Armadilha de
“traps”, vista frontal (c). Armadilha de “traps”, vista lateral (d). ............................ 41 Figura 8: Desenho da armadilha de “traps” portáteis (a) e do “trap” portátil (b). Modificado de
Fontoura (2004). ...................................................................................................... 42 Figura 9: Confecção dos “traps” portáteis. Passo 1: Corte das dimensões de cada rede (a).
Rede de 15 cm largura X 9 cm altura X 60 cm profundidade, cortada (à direita na imagem) (b). Passo 2: Lateral da rede costurada e colada com cola de isopor (c). Passo 3: Rede costurada à estrutura metálica (d). Próxima rede a ser costurada na estrutura metálica (e). ............................................................................................... 44
Figura 10: Levantamento topográfico e coleta de sedimentos (a), Operador do prisma refletor (b) e Estação total (c). .............................................................................................. 46
Figura 11: Montagem das redes de “traps” portáteis em campo (a), sendo levada ao ponto de instalação (b), instalada no local e segura pelos operadores do instrumento (c) e sendo retira de dentro d’água (d). ............................................................................ 48
Figura 12: Equipamentos utilizados em laboratório: estufa (a), agitador de peneiras (b), balança (c). ............................................................................................................... 52
Figura 13: Velocidade de decantação (cm/s) em função do diâmetro médio (phi). Fonte: Sabaini (2005). ......................................................................................................... 56
Figura 14: Quadro de Relação de equilíbrio entre estado da praia e Ω (Wright & Short 1984). .................................................................................................................................. 57
Figura 15: Parâmetros utilizados para classificação da morfodinâmica praial ........................ 57 Figura 16: (a) Esquema do fluxo que passa pela armadilha portátil e (b) Dimensões da boca
do “trap”. Fonte: Ranieri, 2011. Modificado de ALBUQUERQUE, 2008. ............ 59 Figura 17: Sobreposição dos perfis topográficos sazonais e granulometria da face praial na
praia de Joanes. ........................................................................................................ 61 Figura 18: Berma praial presente na praia de Joanes, no período seco. Fonte: Acervo GEMC.
.................................................................................................................................. 61 Figura 19: Sobreposição dos perfis topográficos sazonais e granulometria da face praial na
Praia Grande. ............................................................................................................ 63 Figura 20: (A) Perfil F (Setor norte) na praia Grande (Salvaterra), (B) Falésias no Setor norte
da praia e (C) Berma praial (setor central da praia). ................................................ 64
Figura 21: Perfil topográfico e granulometria da face praial na Barra Velha (município de Soure). ...................................................................................................................... 65
Figura 22: Faixa de paleomangue na praia da Barra Velha. (A) setor norte e (B) setor central. .................................................................................................................................. 66
Figura 23: Sobreposição dos perfis topográficos sazonais e granulometria da face praial na Praia do Pesqueiro. ................................................................................................... 68
Figura 24: Planície lamosa presente na praia do Pesqueiro. (A) período chuvoso e (B) período seco. ......................................................................................................................... 69
Figura 25: Perfis topográficos e granulometria na praia de Chaves. ........................................ 70 Figura 26: Perfis topográficos e granulometria da barra arenosa (desova). ............................. 71 Figura 27: Estados morfodinâmicos das praias no período chuvoso, utilizando o modelo
conceitual de praia utilizando o parâmetro Ω e o RTR. Fonte: Masselink & Short, 1993. .......................................................................... Erro! Indicador não definido.
Figura 28: Estados morfodinâmicos das praias no período seco, utilizando o modelo conceitual de praia utilizando o parâmetro Ω e o RTR. Fonte: Masselink & Short, 1993. .......................................................................... Erro! Indicador não definido.
Figura 29: Perfil Vertical da carga sedimentar transportada na zona de surfe da praia de Joanes. ....................................................................... Erro! Indicador não definido.
Figura 30: Perfil Vertical da carga sedimentar transportada na zona de surfe da praia Grande. ................................................................................... Erro! Indicador não definido.
Figura 31: Perfil Vertical da carga sedimentar transportada na zona de surfe da praia da Barra Velha. ........................................................................ Erro! Indicador não definido.
Figura 32: Perfil Vertical da carga sedimentar transportada na zona de surfe da praia do Pesqueiro. .................................................................. Erro! Indicador não definido.
Figura 33: Perfil Vertical da carga sedimentar transportada na zona de surfe da praia de Chaves. ...................................................................... Erro! Indicador não definido.
Sumário LISTA DE TABELAS ............................................................................................................... 3
LISTA DE ILUSTRAÇÕES ...................................................................................................... 4
1 INTRODUÇÃO ....................................................................................................................... 9
2 OBJETIVOS .......................................................................................................................... 11
2.1 OBJETIVO GERAL ....................................................................................................... 11
2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS ......................................................................................... 11
3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ........................................................................................ 12
3.1 AMBIENTE DE PRAIA ........................................................................................... 12
3.1.1 Definições ............................................................................................................ 12
3.1.2 Limites Físicos e Terminologia Adotada ............................................................. 13
3.2 PROCESSOS FÍSICOS COSTEIROS ........................................................................... 15
3.2.1 Ondas ................................................................................................................... 15
3.2.2 Marés ................................................................................................................... 17
3.2.3 Correntes .............................................................................................................. 18
3.2.4 Ventos .................................................................................................................. 19
3.2.5 Transporte e Distribuição Sedimentar ................................................................. 20
3.2.6 Morfodinâmica de Praias Arenosas ..................................................................... 22
4 CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO ................................................................. 27
4.1 VEGETAÇÃO ................................................................................................................ 28
4.2 TIPOS DE SOLOS ......................................................................................................... 29
4.3 GEOLOGIA E ESTRATIGRAFIA ................................................................................ 30
4.3.1 Geomorfologia ..................................................................................................... 30
4.4 ASPECTOS CLIMÁTICOS ........................................................................................... 33
4.4.1 Precipitação .......................................................................................................... 33
4.4.2 Ventos .................................................................................................................. 34
4.5 ASPECTOS OCEANOGRÁFICOS ............................................................................... 34
4.5.1 Ondas ................................................................................................................... 34
4.5.2 Marés ................................................................................................................... 34
4.5.3 Correntes de maré ................................................................................................ 35
4.6 HIDROGRAFIA ............................................................................................................. 35
4.7 ASPECTOS ECONÔMICOS-AMBIENTAIS ............................................................... 36
4.7.1 RESEX de Soure .................................................................................................. 37
5 METODOLOGIA .................................................................................................................. 38
5.1 PREPARAÇÃO DE CAMPO ........................................................................................ 38
5.1.1 Perfil Topográfico .............................................................................................. 38
5.1.2 Sedimentos ........................................................................................................... 39
5.1.3 Ventos Locais e Hidrodinâmica ........................................................................... 45
5.2 AQUISIÇÃO DE DADOS ............................................................................................. 45
5.2.1 Perfil Topográfico ................................................................................................ 46
5.2.2 Sedimentos ........................................................................................................... 47
5.2.3 Ventos Locais ...................................................................................................... 49
5.2.4 Hidrodinâmica ..................................................................................................... 49
5.3 ANÁLISE LABORATORIAL ....................................................................................... 50
5.3.1 Características Texturais dos Sedimentos ........................................................... 50
5.3.2 Equações de Classificação Morfodinâmica ......................................................... 54
5.3.3 Quantificação do Transporte Longitudinal de Sedimentos ................................. 58
6 RESULTADOS E DISCUSSÃO ......................................................................................... 60
6.1 MORFOLOGIA E GRANULOMETRIA SAZONAL .................................................. 60
6.1.1 Margem Leste ...................................................................................................... 60
6.2 ANÁLISE TEXTURAL DOS SEDIMENTOS ............... Erro! Indicador não definido.
1 INTRODUÇÃO
A Zona Costeira (ZC), constitui uma zona de fronteira sujeita às contínuas alterações
morfodinâmicas, modeladas por processos de origem continental e marinha (Silva et al.
2004), muitos dos quais controlados por fatores climáticos e meteorológicos. As áreas
costeiras estão entre os mais complexos e variáveis sistemas marinhos, porque suas dinâmicas
estão sujeitas a efeitos derivados de uma geometria complexa, onde a batimetria desempenha
um papel crucial na propagação de ondas. Além disso, a ampla gama de processos hidro-
morfodinâmicos que afetam as zonas costeiras tais como ondas, correntes e marés, entre
outros, interagem em diferentes escalas espaciais e temporais, tornando a essas zonas
ambientes altamente variáveis (Alvarez-Ellacuria et al. 2010).
Segundo Wright & Thorn (1978), a evolução costeira é o produto da morfodinâmica
costeira que ocorre em resposta às mudanças nas condições externas, promovendo o ajuste
mútuo da topografia e hidrodinâmica, envolvendo o transporte sedimentar. Portanto, o
processo morfodinâmico na costa reflete, ao longo do tempo, diferentes padrões de transporte
sedimentar e seus produtos deposicionais, que estão controlados pela interação entre
topografia e hidrodinâmica (Carter & Woodroffe, 1995).
A análise morfodinâmica do litoral, isto é, o estudo temporal e espacial das variações
morfológicas das praias em associação com as diferentes condições de ondas e tipos de
sedimentos, vem tomando uma dimensão muito grande no que concerne à caracterização da
estabilidade e mobilidade das praias. Este tipo de análise objetiva dar subsídios para o
desenvolvimento urbano, implantação de estruturas de engenharia e até mesmo qualidade de
banho das praias, procurando diminuir o risco de acidentes.
O entendimento dos processos costeiros é de grande valia para o planejamento e uso
sustentável da ZC, que é considerada patrimônio natural e econômico, que abriga grande parte
da população mundial, sendo o palco de diversas atividades socioeconômicas. Dentre essas, se
destacam as atividades portuárias e a ocupação urbana, com grande potencial de impacto
sobre a dinâmica sedimentar na ZC.
A zona costeira do Pará possui cerca 1.200 km de extensão perfazendo uma superfície
de 82.596,43 km , situada entre a foz dos rios Amazonas e Gurupi. Apresenta duas grandes
unidades distintas: uma costa alta recortada, onde vales estuarinos estreitos estão esculpidos
em terrenos do Grupo Barreiras, e uma costa baixa ocupada por extensas planícies de
manguezais, recortadas por vales afogados, esculpidas em depósitos holocênicos (El-Robrini
et al. 1992). Esta zona costeira apresenta um forte controle estrutural, seguindo as orientações
das falhas normais NW-SE e falhas transcorrentes NE-SW (Costa et al. 1991).
O arquipélago do Marajó está localizado no Setor Insular Estuarino da zona costeira
paraense, onde encontram-se quatro paisagens predominantes: (i) os campos naturais em
planícies colmatadas, alcançando aproximadamente 1/3 da Ilha de Marajó, caracterizando-se
por permanecerem quase que totalmente inundadas nos períodos de maior duração e
intensidade das chuvas. (ii) na parte ocidental da Ilha de Marajó, a dominância é de floresta
úmida (floresta de terra firme e floresta de várzea), localizadas em uma região ainda em
processo de colmatagem. (iii) uma faixa estreita na Baía do Marajó. (iv) áreas do extremo
ocidental da Ilha de Marajó e nas Ilhas da foz do Rio Amazonas, encontram-se os
manguezais, interface dos ecossistemas terrestres e aquáticos.
Em vista disso, este trabalho tem como objetivo analisar a morfodinâmica sazonal e
quantificar o transporte sedimentar das praias da margem Leste e Norte da Ilha do Marajó.
Este trabalho visa entender as mudanças que ocorrem nas praias adotando a sazonalidade
amazônica, uma vez que, esta área é influenciada por uma grande variação pluviométrica
(média de 2.800 mm/ano) e dominada por mesomaré semidiurna (altura média de 2 a 6 m).
Este estudo visa ampliar o conhecimento sobre os processos longitudinais e transversais de
transporte sedimentar que atuam na ZC, e suas implicações para o comportamento dinâmico e
evolutivo do ambiente praial.
Na margem Leste da ilha do Marajó foram estudadas as praias de Joanes e Praia
Grande, no município de Salvaterra e as praias do Pesqueiro, Barra Velha, Caju-Una e ponta
do Céu, no município de Soure. Na margem Norte, foram estudadas as praias de Chaves e a
barra arenosa de desova de tartarugas da Amazônia, no município de Chaves.
2 OBJETIVOS
2.1 OBJETIVO GERAL
- Elaborar estudos sobre a morfodinâmica (recuo e/ou avanço ?) das planícies arenosas,
bordejando as margens Leste e Norte da ilha do Marajó.
2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS
- Analisar a dinâmica do transporte de sedimentos estuarinos nas praias.
- Entender as alterações morfodinâmicas sazonais (amazônicos típicos da ilha do Marajó)
ocorrentes nestas praias.
- Quantificar o transporte sedimentar longitudinal,
- Definir os estágios morfodinâmicos destas praias,
3 FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
3.1 AMBIENTE DE PRAIA
3.1.1 Definições
As praias são ambientes muito dinâmicos e sensíveis, que expressam múltiplas
funções, entre elas, proteção costeira para ecossistemas adjacentes e as atividades urbanas,
recreação, turismo e hábitat para várias espécies animais e vegetais (Souza et al. 2005).
Há várias definições para o ambiente praial. Komar (1976) definiu a praia como uma
acumulação de sedimentos inconsolidados (areia ou cascalho) que se estende do limite médio
de maré baixa até alguma mudança fisiográfica como um rochedo, campo de dunas ou uma
vegetação permanente. Mas a praia pode incluir, segundo alguns geólogos, a área costeira
abaixo do nível do mar (a profundidade de 10 a 20 m), a qual é ativa sob a influência das
ondas de superfície (Kennett 1982).
Segundo King (1973), a praia é um ambiente sedimentar costeiro, de composição
variada, formado mais comumente por areia e condicionado pela interação dos sistemas de
ondas incidentes sobre a costa.
Muehe (2001) conceituou a praia de modo semelhante, porém acrescenta os efeitos
das marés ao condicionamento da praia. Segundo este autor, as praias são depósitos de
sedimentos, mais comumente arenosos, acumulados por ondas que, por apresentar
mobilidade, se ajustam às condições de ondas e maré.
Segundo Short (1999), as praias ocorrem em todas as latitudes, climas, amplitudes de
marés e tipos de costas. Este autor amplifica o conceito de praia quando define que a extensão
e características das praias arenosas são dependentes da variação de maré, altura de onda,
período de onda, tamanho do grão e forma da praia.
Hoefel (1998) conceituou as praias arenosas oceânicas como sendo sistemas
transicionais altamente dinâmicos e sensíveis, que constantemente ajustam-se às flutuações
dos níveis de energia locais e sofrem retrabalhamento por processos eólicos, biológicos e
hidráulicos. Respondendo a essas flutuações dos níveis de energia através de mudanças
morfológicas e trocas de sedimentos com regiões adjacentes, as praias atuam como zonas de
tampão e protegem a costa da ação direta da energia do oceano, sendo esta a sua principal
função ambiental.
Esta energia do oceano diz respeito aos agentes costeiros: ondas, marés, correntes e
ventos, intensificados pelas condições climáticas/meteorológicas.
3.1.2 Limites Físicos e Terminologia Adotada
Não há um padrão de nomenclatura para os ambientes praiais, feições e processos
associados, nas literaturas internacional e brasileira.
Suas diferentes denominações e limites, empregados por geólogos, geógrafos,
biólogos e engenheiros, dependem de diversos fatores, entre eles: focos de interesse
diferenciados, particularidades regionais do sistema praial, uso consagrado de termos
regionais e, no caso do Brasil, até traduções de termos para língua portuguesa (Souza et al.
2005).
Foi utilizada a nomenclatura e divisão do perfil praial adotada por Davis (1985) para a
zonação hidrodinâmica, e o perfil sugerido por Souza Filho et al. (2003) para a zonação
morfológica.
3.1.2.1 Zonação Morfológica
De acordo com Souza Filho et al. (2003), em praias com regimes de macromarés tem-
se (Figura 1):
Zona de Supramaré (ou pós-praia): compreendida pela parte superior do
espraiamento da onda até o limite topográfico da praia em direção ao continente
(dunas costeiras, por exemplo).
Zona de Intermaré: é a face praial propriamente dita, que ocorre desde o nível de
maré alta de sizígia até o nível de maré baixa de sizígia, subdividindo-se em: zona de
intermaré superior, limitada pelas linhas de maré alta de sizígia e de maré alta de
quadratura; zona de intermaré média, limitada pelas linhas de maré alta de quadratura
e linha de maré baixa de quadratura; e zona de intermaré inferior, limitada entre as
linhas de maré baixa de quadratura e maré alta de sizígia.
Zona de Inframaré: representa o limite inferior do perfil praial e ocorre após a linha
de maré baixa de sizígia, estendendo-se costa afora.
Figura 1: Perfil das zonas de pós-praia, intermaré e inframaré. Modelo de zonação morfológica de uma praia de
macromaré da costa paraense.
3.1.2.2 Zonação Hidrodinâmica
De acordo com a terminologia adotada por Davis (1985), segundo a hidrodinâmica a
praia pode ser dividida em três zonas (Figura 2):
Zona de Arrebentação (Breaking zone): é aquela parte do perfil praial caracterizada
pela ocorrência do início do processo de quebra de ondas até a quebra mais próxima
da costa. O número de zonas de arrebentação está conseqüentemente relacionado com
o número de bancos de areia e calhas existentes na praia e o seu conjunto forma a zona
de arrebentação (Braga 2007).
Zona de Surfe (surf zone): está diretamente relacionado com o tipo de quebra, e
depende, secundariamente, da amplitude de maré (Marcondes 2005). Zona onde
ocorre a dissipação energética das ondas incidentes e a geração de correntes
longitudinais e transversais.
Zona de Espraiamento (swash zone): região da praia delimitada entre a máxima e a
mínima excursão dos vagalhões de ondas sobre a face praial (Nicolodi 2002). Zona
onde se observam os processos de fluxo e refluxo dos vagalhões, e limitada muitas
vezes por feição deposicional de sedimentos chamada de berma.
Figura 2: Diagrama do perfil praial. Fonte: Silva (2015).
3.2 PROCESSOS FÍSICOS COSTEIROS
Os processos físicos costeiros contemplam a ação de ondas, marés e ventos, e as
correntes geradas por cada um desses agentes. Tais agentes são descritos a seguir.
3.2.1 Ondas
As ondas são geradas no oceano aberto pelos ventos e dependem fundamentalmente de
sua velocidade, duração e da extensão da pista na superfície do oceano (fetch) sobre a qual
eles atuam. Quanto maiores a duração e a pista, maior a quantidade de energia potencial
absorvida pelas ondas (Souza et al. 2005).
Uma vez geradas, as ondas viajam mantendo sua trajetória mesmo depois de cessada a
influência do vento. Fora da área de ação do vento, estas ondas são denominadas de marulho
ou swell (Silva et al. 2004).
Além dessas, segundo Souza et al. (2005), algumas ondas secundárias (seas) podem
ser geradas nas proximidades da linha de costa devido aos ventos fortes ou produzidas a partir
de alterações na energia das ondas gravitacionais na costa.
Ao aproximar-se da costa, diz-se que as ondas começam a “sentir” o fundo submarino.
A quebra da onda ocorre porque o contato das partículas de água que se movimentam
próximas ao fundo faz com que haja um atraso destas em relação às das superfícies, que se
movem mais livremente, impelindo, a parte superior da onda para frente, ocasionando a
quebra. Como regra geral, a profundidade de quebra é cerca de 1,3 vezes a altura da onda
(Schmiegelow 2004). Considera-se que em profundidades menores do que a metade do comprimento de
onda (L/2), as ondas comecem a agir como ondas de águas rasas, ou seja, comecem a “sentir”
e remobilizar o fundo submarino (Silva et al. 2004).
As ondas que chegam à costa sofrem refração, isto é, mudança no sentido de
propagação das ondas em águas rasas, onde as mesmas tendem a acomodar-se à topografia do
fundo e alinhar-se paralelamente a linha de costa.
Segundo Suguio (2003), o fenômeno da refração é também responsável pelo
alinhamento da zona de arrebentação, de tal modo que ela tende a ser paralela à praia,
independente do sentido de aproximação das ondas nas águas mais profundas. Além disso,
ocorre também o fenômeno de difração ao redor de obstáculos naturais, como ilhas e
promontórios. Os fenômenos de refração e difração modificam os sentidos de propagação das
ondas representados pelas suas ortogonais. Outro fenômeno muito comum é a reflexão dos
trens de ondas, quando elas encontram um obstáculo gerando em contraposição um novo trem
de ondas que pode ser reintegrado ao oceano aberto ou ficar aprisionado junto à costa em
forma de onda de ressonância.
Ao avançarem até águas rasas, onde se terminam por romper, as ondas exprimem
diferentes formas de arrebentação, dependendo da forma como ela dissipa energia e da
morfologia da costa.
Os tipos de arrebentação das ondas segundo a classificação de Galvin (1968) são:
Deslizante (ou tombo), onde a arrebentação se caracteriza por uma dissipação
gradativa da energia da onda. Ocorrem em praias planas ou de baixo declive e apresentam
valores altos de comprimento e período, formando longas faixas de espuma;
Mergulhante, constituída o tipo mais clássico de arrebentação, onde a dissipação da
energia da onda ocorre a uma curta distância. Ocorrem em praias com declive um pouco mais
acentuado e em geral está associada às ondulações de longo período geradas pelos ventos ao
largo;
Frontal, onde a arrebentação é semelhante à mergulhante, porém não chega à forma
de túnel. A crista da onda colapsa, formando espuma sobre a face anterior da onda. Ocorre ao
longo de costas com declives médios, e sob a influência de ventos de intensidade moderada;
Ascendente, onde a arrebentação é característica da aproximação de ondas de longo
período e baixo perfil em costas de declive acentuado. A energia da onda é dissipada à medida
que a onda desliza sobre a face praial, sem arrebentar.
3.2.2 Marés
São mudanças do nível da água, de pequeno espaço temporal, causam mudanças
cíclicas nas praias, podendo atuar passivamente ou ativamente no transporte de sedimento
(Davis 1985).
As marés são formadas pela ação conjunta de forças de atração gravitacional do sol e,
principalmente, da lua, na qual exerce o dobro desta força em relação ao sol, sobre as águas
oceânicas. Além da força gravitacional as marés são formadas também devido às forças
centrífugas, que segundo Alfredini (2005), equilibra exatamente as forças de atração
gravitacional entre o sistema Terra-Lua, de modo que o sistema como um todo se mantém em
equilíbrio.
A força centrífuga é igual em qualquer local de superfície da terra, no entanto, a força
de atração gravitacional é maior quanto maior for à proximidade em relação à lua (Silva et al.
2004).
Durante um mês, as variações entre o alinhamento do sol e da lua geram as marés
astronômicas de sizígia (luas nova e lua cheia) e de quadratura (quartos de lua). As marés de
sizígia são cerca de 20% mais altas (maré alta) e mais baixas (maré baixa) do que as marés de
quadratura (Souza et al. 2005). Isto é devido o fato do sistema terra-lua-sol estarem em
conjunção durante as marés de sizígia, enquanto que nas marés de quadratura estão em
oposição.
Durante um intervalo de 24 horas e 50 minutos (um dia lunar), podem ser registrados
comportamentos de maré semi-diurna, com duas baixa-mar e duas preamar (2 ciclos de
marés), marés diurnas, com uma preamar e uma baixa-mar (1 ciclo de maré) e marés mistas,
que envolvem variações entre os dois extremos (Silva et al. 2004).
Ainda segundo estes autores, as marés que são observadas nas zonas costeiras
resultam do empilhamento e amplificação das marés oceânicas, à medida que estas se movem
sobre a plataforma continental e para dentro de estuários e baías. Nestas áreas, movimentos
horizontais da coluna d’água, na forma de correntes de maré causam mudanças do nível das
águas, resultando na inundação periódica das planícies de marés e manguezais.
De acordo com Davies (1964), as costas apresentam diferentes regimes de marés, em
função da latitude geográfica. Estas podem ser classificadas em três tipos: micromarés,
quando a amplitude de maré de sizígia é <2 m; mesomarés, quando as amplitudes variam
entre 2 e 4 m; ou macromarés, quando as amplitudes são >4.
No Brasil, as micromarés ocorrem nas costas sul e sudeste, as mesomarés atuam na
costa leste e em parte da nordeste, e as macromarés ocorrem em parte da costa nordeste e em
toda a costa norte (Souza et al. 2005).
3.2.3 Correntes
As correntes presentes na zona costeira dizem respeito às correntes geradas por ondas
e as correntes geradas por marés, além dessas existem as correntes de ar.
As correntes geradas por ondas são formadas devido à incidência das ondas
obliquamente à linha de costa, gerando um sistema de circulação ou correntes costeiras.
Segundo Silva et al. (2004), quando as ondas aproximam-se da costa segundo um
ângulo oblíquo, tendendo-se a ficar paralelo à linha de costa, uma corrente paralela ou
longitudinal (longshore current) desenvolve-se entre a praia e a zona de arrebentação. Da
quebra oblíqua das ondas à linha de costa, gera-se um padrão de transporte de sedimentos em
forma de “zig-zag” (ou “dente-de-serra”), devido ao fluxo das ondas (swash), ou
espraiamento das ondas na face praial, seguindo a direção oblíqua de propagação, e do refluxo
das ondas (backwash), movendo os sedimentos em sentido oposto, na direção do mergulho da
face praial.
Segundo Taggart & Schwartz (1988), este último fenômeno, oriundo do fluxo e
refluxo das ondas, é conhecido como deriva praial, cuja trajetória apresenta o mesmo sentido
da deriva litorânea, movimento resultante da atuação das correntes longitudinais e agitação
das ondas no local. A deriva costeira representa a somatória das derivas litorânea e deriva
praial (Suguio 2003).
Cada setor da costa, com um determinado sentido de deriva costeira dá origem a uma
célula de circulação costeira (Noda 1971). Segundo este autor, a célula de circulação costeira
é composta de três partes: (a) zona de erosão, onde se origina a corrente (barlamar),
caracterizada por apresentar maior energia; (b) zona de transporte, correspondente ao trajeto
através dos quais os sedimentos são carreados ao longo da costa; e (c) zona de deposição,
onde a corrente termina (sotamar), representando o local com menor energia.
De acordo com Souza et al. (2005), quando duas células estão presentes, lado a lado,
duas situações podem ocorrer: (a) convergência de correntes (zona de sotamar de duas
células), podendo ocorrer intensa acumulação e/ou o desenvolvimento de uma terceira
componente, a corrente de retorno; e (b) divergência de correntes (zona de barlamar de duas
células), onde o processo erosivo será acentuado.
A corrente de retorno constitui uma forte corrente superficial que flui do litoral ao mar
aberto, representando o movimento de retorno das águas acumuladas na zona costeira pela
chegada de sucessivos trens de onda (Suguio 2003).
Outro tipo de corrente que condiciona o movimento das águas na zona costeira, no
caso, o movimento horizontal, é a corrente de maré, especialmente das costas baixas sujeitas
ao regime de macromarés, a exemplo do Nordeste do Pará.
Ao largo das bacias oceânicas são as correntes de maré que constituem a origem da
maré. A componente horizontal da atração astronômica gera movimentos oscilatórios
progressivos com velocidades não negligenciáveis (Alfredini 2005).
A área de atuação da maré depende fortemente de sua amplitude, pois esta define a
quantidade de energia presente em um sistema. A influência pode ser tamanha que, nos casos
em que sua influência supera a das ondas, estabelecem-se "terraços de maré" e não praias
propriamente ditas (Pedruzzi 2005).
A grande importância das correntes de maré no transporte de sedimentos e,
consequentemente, na modelagem da linha de costa faz com que a identificação das
características da maré em uma determinada região seja de grande significado para o estudo
dos ambientes de sedimentação costeira (Silva et al. 2004).
3.2.4 Ventos
Os ventos, além de provocar ondas, são também um importante agente na dinâmica
sedimentar das praias, sendo o principal responsável pela troca de areias entre as praias e as
dunas (Souza et al. 2005).
Segundo Giannini et al. (2005), o regime de ventos depende da dinâmica das massas
de ar e pode ser quantificado por meio da deriva eólica potencial (DEP). Da interação da DEP
com o suprimento de areia, resulta a deriva eólica efetiva (DEE), transporte de areia para o
interior do sistema eólico. A DEE depende da existência de areia incoesa em granulometria
compatível com a competência do vento.
Nos sistemas eólicos costeiros, quanto mais reto (próximo de 90°) o ângulo α entre o
vento e a linha de costa, menor a distância que o sedimento eólico percorre antes de ser freado
ou desviado pela vegetação, e mais próximo do mar começa a ocorrer deposição (Giannini et
al. 2005). No entanto, em praias dissipativas de macromarés, a zona de espraiamento é muito
larga e a distância que o sedimento eólico percorre sobre esta zona é maior.
Segundo Cunha (2004), a costa norte e nordeste do Brasil é influenciada pelos ventos
alísios de NE, enquanto que a costa leste, sudeste e sul é submetida à ação de ventos da
tempestuosa zona subpolar do Atlântico Sul.
3.2.5 Transporte e Distribuição Sedimentar
Os processos de transporte litorâneo de sedimentos estão subdivididos em três partes
principais: o transporte eólico de sedimentos, o transporte longitudinal e o transporte
transversal de sedimentos.
O transporte eólico é responsável pelo retrabalhamento dos sedimentos depositados na
face praial em função do transporte transversal. Segundo Villwock et al. (2005), depois que a
areia movimentada por ondas e correntes é depositada na praia, sendo exposta ao ar, ela seca e
é movimentada pelos ventos. Grandes quantidades de areia são transportadas por saltação ou
arraste ao longo da costa.
Nas costas em que os ventos dominantes sopram do mar, grandes volumes de areia são
levados da praia e acumulados em campos de dunas (Villwock 1987). Desta forma, em muitas
praias onde os ventos são fortes suficientes e onde há uma pista de vento extensa, é comum se
existirem dunas, especialmente dunas embrionárias e frontais, desenvolvidas segundo
Guimarães (2005), próximas ao limite de maré alta, devido à areia trazida pelo vento que se
acumula ao encontrar algum obstáculo pelo caminho.
As fontes mais prováveis dos sedimentos arenosos com destino às regiões litorâneas
são provenientes dos cursos fluviais adjacentes e da plataforma continental interna. Para tal
destino são necessários mecanismos de transporte sólido na água, capazes de deslocar esse
material até a praia, ou relocá-lo na plataforma continental (Machado 2007).
Estes mecanismos de transporte sólido na água são divididos por os que ocorrem fora
da zona de arrebentação e os que ocorrem na arrebentação, de surf e na zona do espraiamento.
O transporte que ocorre na zona de arrebentação, de surf e na zona do espraiamento,
corresponde ao transporte longitudinal e transversal de sedimentos.
Segundo Fontoura (2004), quanto à região o transporte se divide em movimentos na
zona de arrebentação e movimentos na zona de espraiamento. Quanto à direção o transporte é
subdividido em transversal e longitudinal. O primeiro representa os movimentos no perfil
praial ora no sentido continente-oceano (onshore-offshore) ora no sentido contrário, através
dos quais a morfologia tende a se adaptar a hidrodinâmica reinante. O segundo consiste no
encaminhamento longitudinal dos sedimentos costeiros por ventos, ondas e correntes
longitudinais. Este tipo de transporte é conhecido, também, como deriva litorânea.
Quanto à posição da partícula em relação ao fundo, Fontoura (2004) refere que o
transporte pode ser dividido em arrastamento no fundo e em suspensão. O transporte por
arraste de fundo é caracterizado pelo movimento das partículas junto ao fundo através de
rolamento, deslizamento e saltos, dentro da qual as partículas rolam, deslizam e saltam por
distâncias correspondentes a alguns diâmetros da partícula média. Já no transporte por
suspensão, os sedimentos colocados em suspensão pelo cisalhamento das correntes no fundo e
pela ação mecânica e turbulência gerada pela quebra das ondas são transportados pela
corrente longitudinal.
Na região onde a chegada das ondas alcança o fundo (zona de arrebentação), as
partículas de areia (material de fundo) iniciam o movimento oscilatório devido à ação das
ondas, transportando material por arrasto. Na zona de surf, a arrebentação das ondas
intensifica a turbulência do fluido em movimento, disponibilizando assim, grande quantidade
de sedimentos em suspensão, sendo facilmente transportado paralelamente à linha de costa
pelas correntes longitudinais, ou em direção ao mar pelas correntes de retorno (Horikawa
1972).
A deriva costeira que representa a somatória da deriva litorânea e praial (Suguio 2003)
comporta os dois tipos de transporte que ocorrem entre as zonas de arrebentação e de
espraiamento. A deriva litorânea é responsável pelo transporte longitudinal de sedimentos e a
deriva praial, responsável pelo transporte transversal de sedimentos. Cornish (1898) apontou
que o transporte de sedimentos em direção ao continente, é mais efetivo com os sedimentos
mais grossos. As areias mais finas e o silte, por outro lado, tendem a se moverem numa
distância quase igual em ambas as direções (onshore-offshore). Desta forma, grãos mais finos
tendem a ficar em direção ao mar. As correntes de retorno (rips) representam outros
importantes processos de transporte transversal.
No transporte de sedimentos, ao longo da costa, Komar (1977) propôs que o aumento
do tamanho dos grãos de areia esteja relacionado à maior velocidade da corrente, que
possibilita transporte de fundo. Quando a velocidade da corrente diminui, o transporte é feito
por suspensão, atuando apenas sobre os sedimentos mais finos, de diâmetros menores, o que
gera uma tendência à diminuição do diâmetro no sentido do transporte de sedimentos pela
corrente longitudinal.
3.2.6 Morfodinâmica de Praias Arenosas
A Morfodinâmica praial é um método de estudo o qual integra observações
morfológicas e dinâmicas numa descrição mais completa e coerente da praia e zona de
arrebentação (Calliari et al. 2003).
O conceito “morfodinâmica” corresponde ao ajustamento da topografia do prisma
praial para acomodar-se aos movimentos produzidos por ondas, marés e correntes litorâneas e
também à própria topografia (Roso 2003).
De acordo com Bascom (1951), em uma mesma praia, o tamanho do grão e a
declividade aumentam conforme a exposição da praia. À medida que as praias sofrem erosão
ou acréscimo, a declividade da face praial irá mudar. Uma praia que sofre erosão tenderá a
ficar mais plana, enquanto uma praia que recebe um acréscimo de sedimento tenderá a ficar
mais íngreme. Os grãos maiores são encontrados em pontos de máxima turbulência e o
tamanho dos grãos tende a decrescer com o decréscimo da turbulência. Havendo uma relação
entre a declividade da praia, o diâmetro médio dos grãos, e a quantidade de energia da onda
que atinge o determinado ponto.
Para King (1959), a fonte do material e os processos de deposição afetam a
distribuição do tamanho dos grãos em sedimentos praiais, sendo que o material sedimentar
mais grosso está associado com zonas de maior energia.
Contudo Komar (1976) levantou a hipótese de que independente do nível de energia
de onda atuante, o tamanho de grão vai ser definido principalmente pela natureza da área
fonte.
Para este autor, o tamanho e a constituição dos grãos que formam as praias exercem
um importante papel no comportamento e na variação da declividade das praias arenosas. Os
grãos finos tendem a gerar um perfil com a pendente suave, enquanto que progressivamente,
grãos grossos geram perfis mais íngremes, mantendo-se às idéias anteriores em relação à
topografia. A declividade da face praial pode variar com as condições de energia de ondas
atuantes.
Por conseguinte, Wrigth & Short (1984) e Short (1999) estabeleceu uma relação
inversa entre a altura de onda e o tamanho do grão, pois como se explicaria a presença de
sedimentos finos em praias dissipativas, as quais possuem elevada altura de onda, e a
presença de sedimentos grossos em praias reflectivas, com baixa altura de onda (Braga 2007).
Segundo Wrigth & Short (1984) e Short (1999), areias finas produzem baixa
declividade (1º a 3º) na zona de espraiamento, maior zona de surfe e potencialmente mais
areias removidas. Já as praias com areia média a grossa possuem maior declividade e menor
quantidade de areia sendo movimentada na estreita zona de surfe.
Quanto à variação sazonal da morfodinâmica praial, Braga (2007) enfatizou que as
praias podem perder areia para o transporte mar afora durante a estação mais chuvosa, quando
os estuários e canais de marés apresentam um maior volume de água e as ondas tendem a ser
mais energéticas que as da estação menos chuvosa, resultando na formação de barras arenosas
localizadas a centenas de metros costa afora, orientadas paralelamente a linha de costa.
Durante os períodos menos chuvosos, a massa de água na zona de espraiamento,
possui menor quantidade de energia turbulenta, sendo que as areias removidas para trás da
zona de arrebentação tendem a migrar novamente, agora em direção a zona de espraiamento
(Masselink & Short 1993).
Esta variação sazonal segue o mesmo princípio estabelecido por Bruun (1962),
segundo o qual existe um perfil médio de equilíbrio (Erro! Fonte de referência não encontrada.3) que pode ser rompido pela ascensão do nível relativo do mar e restaurado pelo
decréscimo do nível relativo. As variações sazonais do nível médio do mar podem causar
estas oscilações.
Figura 3: Influência do aumento do nível do mar no perfil praial.
3.2.6.1 Estados de Equilíbrio Morfodinâmicos
Wrigth & Short (1984) classificaram as praias da Austrália em seis estados
morfodinâmicos (Figura 4): dissipativo e refletivo e quatro estágios intermediários.
Esta classificação foi desenvolvida na década de 70, pela denominada Escola
Australiana de Geomorfologia Costeira (Calliari et al. 2003).
De acordo com a escola australiana, as praias arenosas são o produto da interação das
ondas com o fundo arenoso da linha de costa (Gomes 2004).
Esta classificação morfodinâmica utiliza o parâmetro morfométrico Ω de Dean (1973),
conhecido como velocidade de decantação adimensional (Souza et al. 2005) para determinar
os estados morfodinâmicos de praias arenosas.
Segundo Wright & Short (1984), o estado dissipativo é caracterizado pela alta energia
de onda, com larga zona de surf, composta por dois ou mais bancos (Figura 4a). A praia
apresenta baixo gradiente topográfico.
Este tipo de praia ocorre sob condições de ondas de alta energia e de elevada esbeltez
(classificadas como deslizantes) e na presença de areia de granulometria fina, que permite um
alto potencial de transporte de sedimento eólio e, conseqüentemente, dunas frontais bem
desenvolvidas (Short & Hesp 1982).
O estado reflectivo (Figura 4) é caracterizado por elevados gradientes de praia e fundo
marinho adjacente, o que reduz sensivelmente a largura da zona de surf. Tende a prevalecer
em praias fortemente compartimentadas, em zonas protegidas entre promontórios, na presença
de areias grossas ou após longos períodos de acresção. A reserva de areia se encontra,
principalmente, na parte subaérea da praia, com pouca areia depositada na parte submarina.
Tal fato faz com que mesmo em condições de energia reduzida, induzam erosão subaérea. A
arrebentação predominante neste estágio é do tipo ascendente (surging) e mergulhante
(plunging) (Calliari et al. 2003).
A berma da praia é elevada devido à velocidade de espraiamento da onda que se dá
sobre as areias grossas, limitando assim, o transporte eólio e as dunas frontais que se
apresentam pequenas ou inexistentes (Muehe 2001).
Os estágios intermediários podem ter tanto condições de praia dissipativa, durante as
tempestades, como de praia refletiva, durante as calmarias, mas geralmente representam a
transição entre os dois (Oliveira 2009).
São caracterizados por uma progressiva redução da largura da calha longitudinal
(longshore trough), em decorrência da migração do banco submarino da zona de arrebentação
em direção à praia (Calliari et al. 2003).
Os estágios intermediários banco e calha longitudinal (LBT) (Figura 4 4) e banco e
praia rítmicos (RBB) ou cúspides (Figura 44), podem se desenvolver a partir de um perfil
dissipativo numa seqüência acrescional. No primeiro as correntes longitudinais à costa
transportam sedimentos colocados em suspensão pelas ondas incidentes, podendo movê-los
vários quilômetros através do processo conhecido como deriva litorânea. Em praias
interrompidas por obstáculos, tais efeitos são claramente notados. No segundo predominam
correntes de retorno, caracterizadas por fluxos estreitos, posicionado normal ou obliquamente
em relação à costa (Komar 1976).
O estágio intermediário bancos transversal e rip (TBR) (Figura 4 4), caracterizado por
mega cúspides ou bancos dispostos transversalmente à praia e fortes correntes de retorno se
desenvolvem, preferencialmente, em seqüências acrescionais quando as extremidades dos
bancos, em forma de cúspide, se soldam à face praial (Calliari et al. 2003)
O estágio intermediário terraço de baixa-mar (TBM) (Figura 4 4) caracteriza-se por
uma face relativamente íngreme, conectada do nível de baixa-mar a um terraço plano.
Representa o momento em que o banco se conecta a face praial (Wright & Short 1984). É o
tipo intermediário com menor nível de energia.
Figura 4: Modelo evolutivo dos perfis praiais baseado na caracterização de seis estágios.
Fonte: Wright & Short (1984).
Masselink & Short (1993) ampliaram as idéias de Wright & Short (1984) passando a
considerar também os efeitos relativos das marés na morfologia das praias, já que Wright &
Short (1984) determinaram os estados morfodinâmicos de praias arenosas dominadas por
ondas sujeitas a um regime de micromarés, ou seja, pouca influência da maré.
Masselink & Short (1993), utilizaram o conceito de Davis & Hayes (1984) sobre a
variação relativa das marés (Relative Tide Range, RTR), dado pela expressão: RTR =
MSR/Hb, onde MSR é a variação da maré e Hb é a altura da onda na arrebentação.
De acordo com Masselink & Turner (1999), com o aumento do RTR (Figura 55), as
praias reflectivas gradam para praias de terraço de baixa-mar com correntes de retorno e
praias de terraço de baixa-mar sem correntes de retorno; praias intermediárias com barreiras
REFLECTIVO
gradam para praias com morfologia de correntes de retorno/banco no nível de baixa-mar;
praias dissipativas com barras submersas produzidas por RTR baixo gradam para praias
dissipativas sem barras; e praias dissipativas sem barras e correntes de retorno gradam para
praias ultradissipativas (RTR >7). Quando o RTR é >15, a praia inicia transição para planície
de maré, que se estabelece quando o RTR >>15.
Figura 5: Classificação dos estados morfodinâmicos de praias considerando a variação relativa das marés.
Fonte: Souza et al. (2005 modificado de Masselink & Turner, 1999 e Masselink & Short, 1993).
4 CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
A ilha do Marajó localiza-se no extremo norte do estado do Pará (48° 00’- 51° 00 W e
0° 00’ - 2° 00 S), na foz do rio Amazonas com área de 49.000 Km , a ilha tem como limites o
Oceano Atlântico (norte), o rio Pará (sul) e o rio Amazonas (oeste) (Miranda 2010). Na costa
leste da ilha do Marajó se insere o município de Soure (Figura 6).
A zona costeira do município de Soure apresenta uma diversidade de feições,
resultante da atuação de processos geomorfológicos ligados às mudanças relativas do nível do
mar, à neotectônica e à dinâmica costeira, durante o Cenozóico Superior. As praias estuarinas
são definidas como depósitos de sedimentos inconsolidados, livremente retrabalhados por
processos hidrodinâmicos, com a influência meteorológica e oceanográfica (Alves 2013).
Em Soure a sedimentação gerada pelos agentes flúvio-marinhos diminui os gradientes
topográficos e favorece a inundação por maré. A orla costeira em Soure possui contornos
retilíneos, que podem estar associados ao controle da sedimentação por sistemas de falhas N-
S, NW-SE e ENE-WSW. Nas praias têm-se cordões arenosos com largas zonas de intermaré,
margeando as planícies de maré, com direção preferencial Norte-Sul (França 2003; Silva
2013).
Na Planície Costeira de Soure, ocorrem planícies de maré, manguezais e estuários,
bordejados por extensos cordões de praias-barreiras. A presença de depósitos sedimentares
correspondentes e associações de fácies similares indicam que a história sedimentar de Soure
tem relação com os processos que atuaram em toda a costa do Pará, durante o Holoceno
(França et al., 2007).
As praias estudadas na margem leste da ilha do Marajó foram: praias de Joanes e praia
Grande no município de Salvaterra; e praias da Barra Velha e Pesqueiro no município de
Soure. Na margem Norte da ilha foram: praia de Chaves e a barra arenosa na ilha dos
Camaleões, no município de Chaves.
Figura 6: Mapa de localização da área de estudo.
4.1 VEGETAÇÃO
A baixa contribuição das águas do Amazonas, associada à maior penetração da maré
salina, respondem pela expansão do geossistema das florestas halófitas flúvio-marinhas em
planícies de maré lamosas (mangues) e do geossistema dos cordões arenosos litorâneos. Estes
geossistemas apresentam seu tipo característico de vegetação de acordo com França et. al
(2010).
De acordo com França & Souza Filho (2003), nos setores costeiros com pouco
suprimento sedimentar, os processos erosionais produzem o deslocamento da linha de costa
para o continente, recuando os limites dos manguezais. Os processos sedimentares atuantes
acarretam o avanço dos cordões arenosos de praia de praias e dunas sobre os depósitos
lamosos de manguezais, a morte, o ressecamento e o tombamento de árvores do mangue
(Figura 8). Os limites dos manguezais de Soure com os cordões de dunas e praias, no trecho
entre os canais do Cajuúna e Paracauari, numa extensão de aproximadamente 14 Km,
caracterizam-se nos últimos 15 anos, por taxas crescentes de retrogradação, controladas pela
dinâmica da Baía de Marajó.
Atualmente, a praia do Cajuúna apresenta apenas uma pequena faixa referente à
vegetação de mangue, localizada próximo ao canal do Andiroba. No restante da linha de costa
(praia) o que predomina é a vegetação típica de restinga, juntamente com a vegetação típica
de várzea.
De acordo com Castro (2010), a porção leste da Ilha do Marajó é dominada por campo
limpo e campo natural, este último também referido como campo sujo. Os campos limpos
constituem-se de espécies predominantemente herbáceas, além de arbustos e manchas
isoladas com vegetação densa. Os campos naturais ou sujos, por sua vez, possuem vegetação
herbácea, com árvores espalhadas em áreas mais elevadas, assim como ilhas e matas de
campões. Parte dessas áreas de campos é susceptível a inundação durante a estação chuvosa.
4.2 TIPOS DE SOLOS
Os solos de maior expressão na ilha são os hidromórficos indiscriminados e
hidromórficos gleyzados (Correa et. al., 1994; Souza, 2010). Os primeiros apresentam perfis
com horizontes superficiais orgânicos e orgânicos minerais, com grande variação em
espessura, nos quais a matéria orgânica esta total ou parcialmente decomposta. Este tipo de
solo é pouco evoluído, medianamente profundo, pouco poroso, ácido, com baixa capacidade
de troca de cátions e saturação de bases. Já os gleyzados são constituídos por solos
desenvolvidos sobre sedimentos relativamente recentes, em geral fortemente ácidos, podendo
apresentar-se neutros e alcalinos, de textura argilosa e, as vezes com considerável conteúdo de
silte. Adicionalmente, solos halomórficos ocorrem no litoral da ilha, sendo eles de pouca
expressão e representados por solos indiscriminados de mangue (Bemerguy et. al., 2003;
Souza, op. cit.).
A interrelação relevo-solo-vegetação se manifesta em função das suas condicionantes
fisiográficas responsáveis pela presença dos seguintes tipos de solo em Soure: Latossolo
Amarelo, típico de relevo plano suave ondulado e bem drenado, os Neossolos com relevo
plano e mal drenado, os Aluviais de relevo plano e bem drenado e por fim os solos Salinos
(solonchacks) de relevo plano e mal drenado (Furtado; França; Pimentel [s. d.]).
4.3 GEOLOGIA E ESTRATIGRAFIA
A porção leste da ilha do Marajó está inserida na Plataforma Pará (PP), que
corresponde a uma extensa área tectonicamente estável entre as bacias paleozóicas do
Amazonas e do Parnaíba, cujos limites são os arcos de Gurupá e Tocantins. Essa plataforma
apresenta pequenas fossas com profundidades na ordem de 3.500 m (Rezende & Ferradaes,
1971; Souza et. Al., 2014).
Em superfície, a Ilha do Marajó contém, em sua margem oriental (onde está inserido o
município de Soure) um cinturão alongado que consiste em depósitos miocênicos,
representados pela Formação Barreiras, além de depósitos denominados de Sedimentos Pós –
Barreiras (Plio-Pleistoceno). A Formação Barreiras é constituída de arenitos maciços a
estratificados, argilitos laminados a maciços e pelitos com acamamentos heterolíticos, cuja
origem é atribuída ao ambiente transicional do tipo estuarino. Os Sedimentos Pós-Barreiras
consistem em arenitos finos a médios, maciços e de coloração amarelada, atribuídos a
processos gravitacionais e eólicos. Após a deposição dos sedimentos Pós-Barreiras formaram-
se depósitos sedimentares pelíticos e psamíticos ligados à evolução atual dos sistemas de
drenagem e do litoral (Arai et. al. 1988; Rossetti et. al. 1989; Rossetti, 2000; Rossetti, 2001;
Rossetti et. al. 2007ª; Castro 2010).
A superfície relativamente plana da Ilha do Marajó é um pouco mais baixa na parte
leste que na parte oeste, sendo que a região leste é mais inundada durante a estação das
chuvas, junto aos níveis de água mais altos do Rio Amazonas (Behling et. al. 2004;
Francisquini, 2011).
A praia do Cajuúna é caracterizada por sedimentos da Formação Pós – Barreiras e por
depósitos sedimentares recentes.
4.3.1 Geomorfologia Os fatores geológico-geomorfológicos responsáveis pela gênese da ilha e
determinantes das paisagens atuais estão relacionados à neotectônica (desde o Período
Terciário até o Quaternário, compreendendo uma escala temporal de 40 M.A. até o presente),
às flutuações relativas do nível de base (sobretudo durante o Quaternário, nos últimos 2 M.A.)
e ao regime climático e à dinâmica costeira atuais (conjunto de modificações geradas
principalmente pelas marés). Esses processos resultaram na compartimentação
morfoestrutural do Golfão Marajoara (e, particularmente, da ilha de Marajó) e nas suas
características estuarinas. São reconhecidas, em escala regional, duas unidades
morfoestruturais: o Planalto Rebaixado da Amazônia e a Planície Amazônica (Barbosa et al.,
1974; França, et. al., 2010).
A área de estudo está inserida na Planície Costeira, é constituída por sedimentos
lamosos e arenosos quaternários, cuja deposição foi realizada por processos flúvio-marinhos e
eólicos, durante fase progradacional da linha de costa, sob condições regressivas ou de mar
estável, no Holoceno (Souza Filho, 1995; 2000), com desenvolvimento dos ambientes de
planície de maré, manguezal, cordões de praias e dunas. Em Soure, a planície costeira possui
disposição N-S, apresentando uma borda leste retilínea, controlada por possíveis falhas
normais NW-SE, e cortada por desembocaduras com orientação preferencial NW-SE (Souza
Filho, 1995; 2000; Costa et al., 2002; França e Souza Filho 2006).
- As planícies de maré são unidades morfológicas que se formam ao longo de costas de
declive suave, recortadas e dominadas por maré, em estuários ou em costas abertas,
apresentando geometria alongada e paralela à linha de costa. Em Soure, as planícies lamosas
de intermaré estendem se longitudinalmente, alargando-se para norte. Limitam-se a oeste com
o planalto costeiro e com a planície lamosa de supramaré, a leste com os cordões de dunas e
praias, e ao sul com o rio Paracauari. As principais drenagens são representadas pelos canais
do Uruci, Araruna, Glória, Barco, Pesqueiro e Cajuúna (Reineck e Singh, 1980; França e
Souza Filho, 2006).
- Os cordões arenosos antigos ou cheniers formam cristas lineares situadas no interior
dos manguezais de intermaré, representando depósitos de antigas praias que ficaram
preservadas em meio aos sedimentos siltosos/argilosos das planícies de maré progradantes. Os
principais fatores que influenciam a formação dos cheniers e determinam mudanças
ambientais são: deslocamento de desembocaduras fluviais, flutuações do nível do mar,
flutuações climáticas e freqüência de tempestades (Augustinus 1989; Souza Filho, 1995). Os
cheniers são também constituídos por cordões de duna/praia e os leques de lavagem podem
lhes conferir uma forma irregular. Sua origem está ligada ao retrabalhamento de sedimentos
areno-lamosos mal selecionados e que são transportados para a costa como barras
longitudinais. São feições morfológicas importantes por fornecerem um registro do nível do
mar pretérito e das mudanças ambientais durante o Holoceno, por estarem relacionados à
retrogradação da linha de costa, em condições transgressivas, seguida de fase progradacional
das planícies de maré e desenvolvimento de manguezais (Souza Filho, op. cit., 2000; França e
Souza Filho, 2006). Na planície costeira de Soure, os cordões arenosos antigos dispõem-se
paralela ou quase paralelamente à linha de costa atual, distando entre 0,2 a 1,5 km da mesma,
e possuem comprimentos variados e formas lineares ou curvadas. Apresentam direção
preferencial N-S e NW-SE, e ocupam uma área de 5,2 km (França e Souza Filho, op. cit.).
- As dunas costeiras são comuns nas áreas de ventos fortes e de grande suprimento
sedimentar arenoso, de origem marinha ou fluvial, trazidos para as praias pelas ondas ou
redistribuídos ao longo da costa pela corrente litorânea. Uma vez depositadas nas praias, as
areias são expostas ao ar e ressecadas, durante a maré baixa, permitindo o retrabalhamento
pelo vento que as seleciona, transporta e deposita acima da zona de pós-praia. Em Soure, a
maioria das dunas é representada por cristas paralelas à costa, formadas em áreas de
vegetação densa. São dunas baixas, longitudinais e cobertas por vegetação
predominantemente arbustiva (vegetação de restinga, espécies como: Paspalum vaginatum
Sw. (“capim-de- praia”), Ipomea pes-caprae Rott., Psydium guajava L. (“goiabeira”),
Byrsonima crassifolia (L.) H.B.K. (“murucido- campo”) e Chrysobalanus icaco L. (“ajuru”)
(Carter, 1988; França e Souza Filho, 2006).
- As praias formam cristas arenosas que se estendem desde o nível da maré alta de
sizígia, limitando-se com a base das dunas ou falésias, até o nível da maré baixa de sizígia. Os
sistemas de barreiras evoluem através do crescimento e progradação de flechas arenosas a
partir de extremidades da costa, e do crescimento e emergência de barras arenosas de
offshore, que migram na direção do continente. Esses cordões arenosos geram setores
protegidos, favorecendo a sedimentação lamosa e o crescimento de manguezais entre a
barreira e o continente. Na área de estudo, as praias estendem-se pelo extremo oriental da
planície costeira, sob a dinâmica da Baía de Marajó e do estuário do Paracauari. O
posicionamento espacial da praia e suas características obedecem a um possível controle
estrutural e às diferenças fisiográficas entre as costas de Soure e Salvaterra (Silva, 1996;
Souza Filho et al., 2002; França e Souza Filho, 2006). A praia do Cajuúna possui orientação
espacial N-S, forma extensos cordões entre 1,7 a 4,5 km, apresentando forma retilínea a
convexa, pertence a uma costa de baixo gradiente, seccionada por grandes canais de maré,
possue zona de estirâncio com larguras que variam de 180 a 500 m, e sistemas de barras e
calhas desenvolvidos.
- Os canais de maré constituem vias de irrigação, de drenagem, de nutrientes e de
sedimentos, conforme os ciclos de maré, sendo importantes no desenvolvimento das planícies
de maré e manguezais. Para montante, os canais tornam-se bifurcados, estreitos, rasos e de
fundos lamosos e, na direção de jusante, apresentam-se largos, retilíneos e com fundos
arenosos, em resposta às atividades das correntes de maré e ao retrabalhamento dos
sedimentos. Em Soure, os canais de maré Cajuúna e Pesqueiro apresentam larguras máximas
entre 112 e 468 m, e direções preferenciais NW-SE e N-S (Reineck e Singh, 1980; Silva,
1996; Souza Filho, 1995; França e Souza Filho, 2006).
- Os deltas de maré vazante ocorrem nas desembocaduras dos canais de maré. De
acordo com França e Souza Filho (2006), a morfologia caracteriza-se pela presença de dois ou
mais braços rasos, separados por bancos arenosos de foz de canal, que ficam expostos na maré
baixa. A sedimentação arenosa pode originar grandes bancos que se estendem na direção do
mar. Os canais do Cajuúna, Barra Velha e Pesqueiro possuem deltas de maré vazante, com
áreas de 1 e 0,9 km , respectivamente, e com tendências de desenvolvimento no sentido S-N e
W-E, conforme análise da imagem Landsat 1995 adquirida em condições de maré baixa
(08/06/1995).
4.4 ASPECTOS CLIMÁTICOS
As condições climatológicas da Ilha do Marajó estão associadas principalmente ao
tipo de vegetação, havendo uma diferença entre a porção ocidental da ilha (região de floresta)
e a porção oriental (região dos campos) (Lima et. al., 2005; Nascimento, 2013).
Na porção leste da ilha, onde esta inserida a área de estudo, o clima é tropical úmido
de monção, do subtipo “Am” de acordo com o sistema de classificação climática de Köppen,
apresentando temperatura média anual de 27,3° C e pluviosidade anual superior a 3.000 m
(MARTORANO et al. 1993; Miranda, 2010; Ferreira, 2013).
Segundo Lima (2005) a região apresenta dois períodos, um mais chuvoso
compreendido entre os meses de Dezembro a Maio e outro menos chuvoso entre os meses de
Junho a Novembro.
4.4.1 Precipitação A região de estudo apresenta precipitação excessiva durante alguns meses o que
compensa a ocorrência de um ou dois meses com precipitações inferiores a 60 mm, com
média anual de pluviometria ente 3000 e 3500 mm, tendo o período de dezembro a maio
como estação mais chuvosa, com maiores índices entre fevereiro e abril, e junho a novembro
o período menos chuvoso, com menores índices entre setembro e novembro, podendo haver
uma antecipação ou retardo das chuvas no período de transição entre as estações. A
temperatura do ar média é de 27,3°C, com umidade relativa do ar muito alta o ano todo,
mantendo-se sempre acima dos 80% (Lima et. al., 2005; Nascimento, 2013).
4.4.2 Ventos Os principais sistemas meteorológicos que atuam na região e influenciam no regime
de vento basicamente são Célula de Hadley, Célula de Walker, Zona de Convergência
Intertropical (ZCIT), massas de ar, ventos alísios, brisas, Linhas de Instabilidade, Jatos de
Baixos Níveis (Cruz Segundo, 2009).
Os ventos na região do Marajó apresentam direção preferencial NE, com velocidades
em média de 7 m/s, que variam sazonalmente devido a migração da ZCIT. Estes podem
também variar na intensidade de acordo com os setores (ocidental e oriental), devido às
diferenças na topografia e na vegetação presente nas áreas. Acredita-se que os ventos
litorâneos de NE que chegam à costa oriental, encontrem a vegetação de florestas como uma
barreira natural, favorecendo uma queda na velocidade desses ventos na porção oriental (Lima
et al., 2005).
4.5 ASPECTOS OCEANOGRÁFICOS
4.5.1 Ondas
As ondas de gravidade presentes na plataforma do Amazonas são controladas
principalmente pelos Ventos Alísios, que sopram sazonalmente de nordeste (Dezembro a
Junho) e sudeste (Junho a Dezembro). Nenhuma grande tempestade ocorre nesta área e as
ondas são geralmente menores que 1,5 m (Kuehl et al., 1982).
4.5.2 Marés
A região da Ilha do Marajó possui um regime de macromaré de flutuações semidiurnas
com amplitudes variando de 4 a 6 m, na costa de Soure. Onde há a dominância de um regime
de macromaré semidiurna, a variação das marés de sizígia alcança amplitude de 4,3 m. A
amplitude e duração das marés, bem como a intensidade das correntes,é função da quantidade
de chuva, da intensidade dos ventos reinantes e das variações das direções das correntes nos
canais, igarapés, rios e bancos (Corrêa, 2005; DHN, 1976; 2010).
4.5.3 Correntes de maré
Na costa paraense, as correntes de marés, e secundariamente, as correntes litorâneas,
resultantes das chegadas de ondas à costa, são responsáveis pelo transporte de sedimentos da
plataforma continental para o litoral. Na área de estudo estas podem alcançar velocidade
média igual a 130 cm/s, com maiores intensidades durante a estação menos chuvosa (Ferreira,
2010).
As correntes de maré na plataforma interna podem atingir velocidades de até 200 cm/s
e são fortes o suficiente para erodir lama inconsolidada durante os ciclos de maré. Segundo
dados da DHN (1976) a corrente de enchente possui direção aproximada de S-SW, nas
proximidades da baía de Marajó. A velocidade das correntes de marés, no estuário da baía de
Marajó e em suas cercanias, pode exceder a 250 cm/s.
4.6 HIDROGRAFIA
A ilha do Marajó, situada em pleno estuário do rio Amazonas, apresenta sistema
hidrográfico caracterizado por dois setores. O setor ocidental possui hidrografia composta por
“furos” e igarapés, que se interligam durante o período das cheias. O setor oriental, no qual
está inserido o município de Soure, é representado pelas bacias dos rios Arari, Paracauari,
Camará e Atuá (Miranda, 2010).
De acordo com França e Pimentel (2012), os aspectos hidrológicos determinam maior
sedimentação arenosa, nos setores mais expostos à ação das ondas, possibilitando o
desenvolvimento de praias estuarinas. Nos setores mais abrigados, onde predomina a
deposição lamosa, formam-se as planícies de maré com cobertura de mangues. Nas áreas de
contato, à medida que diminui a salinidade, na direção do interior da baía, os mangues
coexistem com as várzeas ou são substituídos por várzeas influenciadas por maré.
A praia do Cajuúna possui influência de dois canais de maré (Canal do Cajuúna e
Canal do Pesqueiro), da Baía do Marajó e pouca influência do oceano Atlântico.
A baía de Marajó localiza-se na porção oriental do Golfão Amazônico, na zona
costeira paraense, norte do Brasil. Inicia-se a partir da confluência da baía do Capim com o
rio Pará, entre os municípios de Ponta de Pedras (ilha de Marajó) e Barcarena, e se estende até
o oceano Atlântico, fazendo parte, portanto, do conjunto hidrográfico do rio Pará. Em
decorrência de sua posição geográfica, a baía de Marajó recebe baixa contribuição das águas
do rio Amazonas, fato este que concorre para a penetração mais efetiva da cunha salina,
proveniente do Atlântico. Isso aumenta o teor de cloretos dissolvidos, de modo que a
salinidade das águas e dos sedimentos está entre as mais elevadas do golfão e entre as que
apresentam gradientes mais abruptos (IBGE, 1987; Lima et al. 2001; França e Pimentel,
2012).
O canal do Cajuúna desaguava, em 1986, em uma única boca de direção SW-NE. Em
1995, este canal passou a desaguar em duas desembocaduras, uma no sentido SW-NE e outra
W-E. Esta última foi resultado da migração da margem direita por cerca de 615 m para sul,
equivalente a 68 m/ano, o que rompeu o delta de maré vazante na sua extremidade sul,
dividindo-o em dois segmentos. O segmento norte permaneceu isolado do continente, durante
a maré baixa, com ramificações para NE. O segmento sul ficou ligado à praia do Cajuúna, na
maré baixa, e se alongou para E. O canal do Pesqueiro, em 1986, vertia no sentido SW-NE e
construía um delta que se estendia no sentido S-N. Em 1995, apresentou uma inflexão para
norte, deslocando sua desembocadura cerca de 179 m, à taxa de 19 m/ano, porém manteve a
posição da foz no sentido SW-NE. O deslocamento relacionou-se ao crescimento longitudinal
do delta para norte que, ao mesmo tempo, mudou sua forma, tornando-se mais estreito e
recurvado para NW (França e Souza Filho, 2003).
4.7 ASPECTOS ECONÔMICOS-AMBIENTAIS
De acordo com Oliveira (2012) as principais fontes de renda na Comunidade de
Cajuúna estão relacionadas à pesca artesanal, agricultura (côco), extrativismo, comércio e
outras fontes (construção civil, pensão, funcionalismo público, artesanato, Bolsa- Família e
aposentadoria).
- A pesca artesanal é exercida por todos os membros da comunidade. É realizada por
parcerias dos membros, totalizando cinquenta e cinco famílias, que sobrevivem da
comercialização do pescado e não possuem uma cooperativa.
-A agricultura mais expressiva na comunidade é representada pelos coqueirais. O
coco é o produto que se destaca na exportação para a Capital do Estado, e sua comercialização
é realizada com os marreteiros locais.
O extrivismo do caranguejo nos manguezais, às adjacências da comunidade de Cajuúna, é
realizada por membros da comunidade.
-As atividades complementares a renda são: a coleta de sementes de andiroba, o
artesanato, pequenos comércios, além da construção civil, aposentadoria, funcionalismo
público e pensão. A construção civil, a qual emprega um número considerável de mão-de-
obra local nas construções de habitações dos comunitários, por meio do financiamento do
INCRA. O rendimento médio para estas famílias nesta atividade é de um salário mínimo
mensal.
4.7.1 RESEX de Soure Reserva Extrativista Marinha de Soure, inserida no município de Soure. A reserva
possui uma área de 27.463,58 hectares limitada a norte com o Oceano Atlântico, a sul com o
município de Salvaterra, a leste com a Baía de Marajó e a oeste com os municípios de
Cachoeira do Arari e Chaves. Essa região está situada na zona costeira da ilha de Marajó, e
abriga uma biodiversidade faunística e florística de grande importância ecológica (Rodrigues
e Szlafsztein, 2011).
No Município de Soure, a criação da Reserva Extrativista Marinha de Soure é
considerada como ação de Reforma Agrária. Foi fruto da luta de uma organização social que,
em 1996, reivindicou a criação decorrente da necessidade de regulamentar a captura de
caranguejos nos manguezais da região decorrentes de práticas predatórias e foi demanda dos
extrativistas da Associação dos Caranguejeiros de Soure (ACS); a luta foi intensificada no ano
de 1997 e o movimento foi crescendo, com adesão de outras Instituições. A Associação dos
Caranguejeiros de Soure, que representa o interesse de um segmento social não
governamental, solicitou formalmente junto à Superintendência do IBAMA/PA a criação da
RESEX; anexo a esse documento, constou um abaixo-assinado com seiscentos oitenta e duas
assinaturas de servidores de instituições e da sociedade civil local. O processo nº
02018.003402/97-90, CNPT/1997 é um documento legal da Criação da RESEX de Soure
(IBAMA, 1998; Oliveira, 2012).
A RESEX de Soure possui um plano de utilização, tendo como objetivo assegurar a
sustentabilidade da reserva mediante regularização dos recursos naturais e comportamentos a
serem seguidos pela população extrativista no que diz respeito às condições técnicas e legais
para a exploração racional dos recursos da fauna marinha.
Este documento estabelece a proibição de práticas predatórias no ecossistema manguezal,
proíbe a captura de aves, répteis e destruição de ninhais, em consonância com o artigo que
trata a fauna na Lei 9605/98. O Plano de Utilização é o instrumento utilizado pelos
comunitários que reflete o nível de organização dos extrativistas, em suas atividades
econômicas, políticas e ambientais, estabelecendo áreas de uso comum, penalidades,
fiscalização da reserva, disposições gerais. Os usuários são obrigados a respeitar os critérios
estabelecidos para o funcionamento sustentável da RESEX (Oliveira, op. cit.).
5 METODOLOGIA
A metodologia consistiu em 03 etapas: (a) de preparação de campo, onde os materiais
dos métodos tradicionais e experimentais foram confeccionados; (b) de aquisição de dados,
durante 4 campanhas de campos, compreendendo um ciclo sazonal; (c) de análise
laboratorial para o tratamento dos dados adquiridos em campo.
5.1 PREPARAÇÃO DE CAMPO
5.1.1 Perfil Topográfico
Para verificar a tendência erosiva ou progradacional na área de trabalho foi
estabelecida a execução de perfis topográficos, que foram realizados com a finalidade em
fornecer um arcabouço da morfologia da parte subaérea da praia para entender de que forma
os sedimentos mobilizados interferem no comportamento morfológico da praia. O perfil praial
teve como objetivo também, ilustrar feições sedimentares e ratificar os resultados obtidos das
análises granulométricas e das medições realizadas.
Para o levantamento dos perfis topográficos foram necessários os seguintes materiais:
Estação Total: equipamento que registra as cotas topográficas do local de
amostragem;
Prisma refletor: equipamento que interage com a Estação Total sendo
posicionado sobre a cota a ser registrada;
Tripé: equipamento que serve como suporte à Estação Total;
GPS (Global Positioning System): equipamento para registrar e verificar a
localização dos pontos do perfil topográfico;
Bússola: equipamento para determinar o mergulho da face praial no início e
fim dos perfis topográficos;
Programa Grapher 8 da Golden Software: para representação dos perfis
topográficos.
5.1.2 Sedimentos
5.1.2.1 Sedimentos Superficiais da Face Praial
Para o levantamento dos perfis sedimentares foram necessários os seguintes materiais:
Tampa em PVC de 5 cm: equipamento utilizado para coleta de sedimentos;
GPS (Global Positionning System): equipamento para registrar e verificar a
localização do perfil sedimentar;
Sacos plásticos: para acondicionar as amostras de sedimentos coletadas;
Papel vegetal: para confecção das etiquetas colocadas nas amostras para
identificá-las;
Canetas para retroprojetor e nanquim: usada para escrever nos sacos
plásticos e etiquetas, respectivamente. Canetas com maior durabilidade às
intempéries do tempo e à água.
5.1.2.2 Método dos “Traps” Portáteis
Trata-se de um método de medição pontual de transporte de sedimentos que utiliza um
conjunto de redes de captura de sedimentos (Figura 7a) dispostas à deriva das correntes
litorâneas e um suporte metálico capaz de suportar este conjunto de redes fixadas ao mesmo.
Esta armadilha pode medir tanto a distribuição vertical, como a distribuição longitudinal da
taxa de transporte de sedimentos na zona de surf, gerando análise quantitativa e qualitativa
dos mesmos.
De acordo com Kraus (1987) e Fontoura (2004), as principais vantagens oferecidas
pelos “traps” são:
1. Medições de valor absoluto, com os sedimentos sendo capturados, pesados e
analisados;
2. Taxas de transporte estabelecidas para intervalos de minutos, podendo ser
diretamente relacionadas às ondas e correntes responsáveis pelo seu movimento;
3. Medição da distribuição vertical da taxa de transporte, permitindo distinguir entre
o transporte por arraste de fundo e o transporte em suspensão;
4. Uso simultâneo em diferentes pontos do perfil praial estudado, permitindo a
determinação da distribuição lateral da taxa de transporte longitudinal;
5. Baixo custo, fácil construção e manutenção simples;
6. Rústicos e portáteis, podem ser utilizados em ambientes agressivos e transportados
e instalados com facilidade;
7. Permitem elevado número de medições por unidade de tempo, principalmente
quando comparado com métodos tradicionais como: traçadores e métodos
acumulativos;
8. Amostras com peso acima de 5 g podem ser pesadas no campo, permitindo um
rápido cálculo e interpretação dos resultados;
As principais desvantagens conhecidas são:
1. Erosão do fundo nas proximidades do “trap” mais baixo, produzindo alterações
artificiais no fluxo de sedimentos junto ao fundo;
2. Alteração na velocidade local do fluxo pela interferência física do equipamento
alteando as taxas de transporte medidas;
3. Necessidade de um tempo de coleta muito pequeno que em dadas circunstâncias
pode comprometer a representatividade da amostra;
4. Utilização apenas em condições atmosféricas normais, não sendo possível seu uso
durante a ocorrência de eventos extremos.
Segundo Kraus (1987), este método já foi utilizado durante muito tempo por geólogos
para medição do transporte de fundo em rios, conhecido como “Helley-Smith trap”, de Helley
& Smith (1971).
No Brasil, a armadilha de “traps” foi usada em praias por Fontoura (2004) na região
sul, Soares (2005) na região sudeste, e Albuquerque (2008) na região nordeste, para medições
da taxa de transporte de sedimentos litorâneos.
A armadilha (Figuras 7c e 7d), originalmente idealizada por Kraus & Dean (1987),
consiste de uma torre vertical na qual são dispostas janelas com abertura de 15 x 9 cm (Figura
7b) revestidas por um tecido de poliéster em forma de coador, para permitir a passagem da
água e reter os sedimentos.
Nestas janelas, podem ser fixadas 10 redes (“traps”) com malha de abertura de 63
micrômetros, coincidindo com o limite inferior do tamanho dos sedimentos não coesivos
(areia muito fina). As redes 1 a 6, de baixo para cima, têm comprimento de 60 cm, as redes 7
e 8 têm comprimento de 70 cm, e as redes 9 e 10 tem comprimento de 110 cm, sendo estes
últimos os de maiores comprimento, pois após a zona de arrebentação os maiores fluxos são
observados próximos a superfície. O tamanho da torre (armação das redes) é de 1,80 m
(Figura 88a).
Estes números, valores e especificações foram mantidos de acordo com o estabelecido
por Kraus (1987).
Como aplicado por Fontoura (2004), as redes foram montadas de forma que as bocas
de captura ficaram afastadas 4 cm do corpo do suporte (Figura 7b) diminuindo a interferência
com o fluxo perturbado e a erosão que ocorre próximo às pernas do suporte, cujo
comprimento foi de 3,80 cm.
(a) (b) (c) (d) Figura 7: “Traps” portáteis de coleta de sedimentos (a). Detalhe da fixação (b). Armadilha de “traps”, vista
frontal (c). Armadilha de “traps”, vista lateral (d).
Fonte: Fontoura (2004).
(a)
(b) Figura 8: Desenho da armadilha de “traps” portáteis (a) e do “trap” portátil (b). Modificado de Fontoura (2004).
Para o fechamento da parte posterior da rede (fundo da rede), comprou-se ligas de
borracha; para fixação das redes ao suporte metálico, compraram-se parafusos e porcas estilo
“borboleta”, para que fosse realizado a fixação à mão. Como a estrutura suporta 10 redes, mas
na área de estudo não há necessidade de se utilizar as 10 (o máximo foi 7 redes num perfil e a
média 5), foram confeccionadas 90 redes.
Os equipamentos foram construídos a partir de informações em trabalhos específicos,
assim como algumas metodologias para aquisição e tratamento dos dados. Contudo, devido à
indisponibilidade de se encontrar alguns materiais, estes sofreram algumas adaptações, a
exemplo dos materiais de metal, que para as devidas espessuras definidas em Fontoura
(2004), não puderam ser encontradas em aço carbono galvanizado ou inox, mas apenas em
aço carbono. Devido ao material ser pesado, a escolha das espessuras do metal tiveram de ser
criteriosamente analisadas para que o produto final fosse acessível de se carregar e resistente
para suportar o peso das redes e a força da água (relativo às condições oceanográficas).
Toda a estrutura metálica foi feita em uma metalúrgica e, as redes de captura foram
confeccionadas manualmente (Figura 9), trabalhando-se com um tecido de nylon com malha
de abertura de 63 µm comprado em m .
Confecção das redes de captura (“traps” portáteis):
Passo 1: Cortar as dimensões de cada rede (Figura 9a e Figura 9b);
Passo 2: Costurar e colar as lateral da rede com linha e cola de isopor,
respectivamente. Posteriormente as pontas ainda devem ser queimadas para
grudar ainda mais uma a outra (Figura 9c);
Passo 3: Costurar a rede à estrutura metálica (Figura 9d);
(a) (b) (c)
(d) (e) Figura 9: Confecção dos “traps” portáteis. Passo 1: Corte das dimensões de cada rede (a). Rede de 15 cm largura
X 9 cm altura X 60 cm profundidade, cortada (à direita na imagem) (b). Passo 2: Lateral da rede costurada e colada com cola de isopor (c). Passo 3: Rede costurada à estrutura metálica (d). Próxima rede a ser costurada na
estrutura metálica (e).
Para a construção da armadilha e da estrutura metálica das 45 redes de captura, foram
necessários os seguintes materiais:
2 barras quadradas em aço carbono de 5/16" contendo 6 m;
9 barras redondas em aço carbono de ¼" contendo 6 m;
1 barra chata em aço carbono de ⅛" x ½" contendo 6m;;
Tinta anti-corrosiva para pintar as estruturas metálicas;
40 parafusos e 40 porcas estilo “borboleta”;;
Para a construção dos “traps” portáteis foram necessários os seguintes materiais:
18 m de tela de nylon com malha de abertura de 63 µm para confeccionar
as redes das seguintes medidas:
Redes 1 - 6 = 15 cm Largura X 9 cm Altura X 60 cm Profundidade;
Redes 7-8 = 15 cm Largura X 9 cm Altura X 70 cm Profundidade;
Redes 9-10 = 15 cm Largura X 9 cm Altura X 110 cm
Profundidade;
Cola de isopor;
Tesoura;
Linha e agulha para costura;
Fita métrica.
5.1.3 Ventos Locais e Hidrodinâmica
Os seguintes materiais foram utilizados para as medições dos parâmetros
hidrodinâmicos e de vento:
Régua graduável de 5 m: instrumento utilizado para medir altura onda e
passagem de séries de ondas;
Bóia derivadora: instrumento confeccionado com balão cheio de água;
Cronômetro: instrumento utilizado para medir o período (tempo) da
passagem de uma série de ondas e para delimitar o tempo na medição de
correntes e ventos;
Trena: equipamento para verificar a distância percorrida pela bóia
derivadora;
Anemômetro: instrumento eletrônico que mede a velocidade do vento;
Bússola: instrumento utilizado para medição do ângulo de incidência das
ondas em relação à linha de costa e para medir a direção dos ventos locais.
5.2 AQUISIÇÃO DE DADOS
As campanhas de campo ocorreram em três etapas: (i) no período chuvoso as coletas
ocorreram entre os dias 30/03/2014 a 02/04/2014, cuja as condições atmosféricas são
geralmente mais expressivas; (ii) no período menos chuvoso (seco) entre os dias 25 e
29/11/2014 na margem Leste e entre os dias 08 a 13/01/2015 na margem Norte da Ilha do
Marajó.
O trabalho em campo consistiu em: (a) técnica de medição pontual do transporte
longitudinal de sedimentos (Traps) na zona de surf, (b) coleta de sedimentos, (c) medições da
topografia praial, para verificação da morfologia da praia, (d) medições da hidrodinâmica
costeira (ondas e correntes), (e) e dos ventos locais.
Para tanto, foram realizados os seguintes procedimentos (Figura 10):
O método dos “traps” (método portátil de Kraus 1987) foi aplicado na parte
submersa (zona de surf) da área de estudo, durante a maré enchente e vazante,
geralmente no setor central das praias. O intuito foi verificar, nestas duas
situações, o transporte longitudinal de sedimentos e a densidade de sedimentos
mobilizados ao longo da coluna d’água;;
As medições topográficas e as coletas de sedimentos foram aplicadas
simultaneamente em perfis transversais a linha de costa, partindo-se em cada um
da Linha de Maré Alta de Sizígia (LMA) até um pouco além da Linha de Maré
Baixa de Sizígia (LMB). A distância linear entre os pontos de amostragem dentro
de cada um dos perfis foi de 5 m nas praias Grande, Joanes e Chaves, e de 20 m
nas praias do pesqueiro e Barra Velha;
5.2.1 Perfil Topográfico
Os perfis topográficos foram feitos utilizando-se como equipamentos principais uma
Estação Total (Erro! Fonte de referência não encontrada.b) e um prisma refletor (mira do
instrumento) (Erro! Fonte de referência não encontrada.c) aplicando-se o método STADIA
proposto por Birkemeier (1985).
As medições foram realizadas em situação de maré baixa de sizígia, tiveram início na
linha de maré alta de sizígia de cada perfil praial e as cotas seguintes foram registradas
seguindo um padrão de 5 e 20 m linearmente, cessando-se até um pouco além da linha de
maré baixa de sizígia de cada perfil.
Figura 10: Levantamento topográfico e coleta de sedimentos (a), Operador do prisma refletor (b) e Estação total
(c).
A Estação Total é um instrumento eletrônico utilizado na medida de ângulos e
distâncias. As medidas utilizadas neste trabalho, foram as de coordenadas: N, E (North e East
– Norte e Leste em UTM) e Z (Cota topográfica). As distâncias mais precisas são verificadas
por conversão do sistema UTM em metros.
5.2.2 Sedimentos
5.2.2.1 Sedimentos Superficiais da Face Praial
Os perfis de coleta de sedimentos, foram realizados simultaneamente aos perfis
topográficos – durante a maré baixa de sizígia, localizados com marcos previamente
determinados e assinalados, e com auxílio de um GPS (Global Positioning System) para
identificação das coordenadas geográficas dos perfis.
A partir da linha de maré alta de sizígia, iniciou-se a coleta de sedimentos com o uso
de uma tampa de tubo PVC de 5 cm para coletar a camada sedimentar superficial
correspondente a deposição semi-diurna mais recente. A cada 20 m linearmente ou em uma
morfologia característica (barra ou calha) realizou-se o mesmo procedimento, sendo o último
ponto de coleta de cada perfil localizado um pouco além da linha de maré alta de sizígia,
objetivando-se amostrar os sedimentos mobilizados naquele momento pela deriva litorânea.
Após a coleta das amostras de sedimentos, os mesmos foram acondicionados em sacos
plásticos previamente identificados com pontos em ordem crescente escritos com caneta para
retroprojetor e etiquetados com papel vegetal escrito à caneta nanquim.
3.1.1.1 Método dos “Traps” Portáteis
Em campo, o conjunto de “traps” fixado ao suporte (Figura 11a) foi posicionado em
sentido contrário da corrente longitudinal (Figura 11c), os pés do suporte foram
completamente enterrados no fundo até que a boca do primeiro “trap” tocasse o solo, o
operador se posicionou na parte traseira da armadilha, entre esta e a praia, e o tempo de coleta
foi de 2 minutos e 25 segundos. Após o procedimento de coleta, o aparelho foi retirado da
água com as aberturas das redes dará cima, afim de evitar perda de sedimentos (Figura 12d).
Os “traps” 2 a 10, de baixo para cima, foram responsáveis pela coleta dos sedimentos
em suspensão e o “trap” número 1, responsável por coletar sedimentos transportados junto ao
fundo.
Komar (1978) e Wang et al. (1998) consideram como transporte de fundo todo o
sedimento transportado na camada que vai do fundo até a cota de 0,10 m acima dele.
Figura 11: Montagem das redes de “traps” portáteis em campo (a), sendo levada ao ponto de instalação (b),
instalada no local e segura pelos operadores do instrumento (c) e sendo retira de dentro d’água (d).
Antes de cada coleta, foi feita uma medição da altura de onda para identificar a altura
máxima e, consequentemente, o limite máximo de redes da torre metálica a ser colocado da
base ao topo e, foi medida a intensidade da corrente longitudinal, que inclui a identificação da
direção da mesma, para que se soubesse em qual posição colocar a torre: contra a corrente.
Posterior à coleta, as redes foram identificadas com etiquetas de papel vegetal escritas em
caneta nanquim (a prova d’água) feitas previamente e numeradas em ordem crescente. Estas
foram colocadas dentro de cada rede, de baixo para cima.
Foi aplicada a metodologia duas vezes em cada ponto (2 pontos), um após o outro na
maré vazante (ponto 1 ao ponto 2) e, novamente, um após o outro na maré enchente, seguindo
o trajeto oposto (ponto 2 ao ponto 1).
5.2.3 Ventos Locais
As medições de vento feitas correspondem aos parâmetros: direção e velocidade dos
ventos locais. Estas medições foram feitas com o auxílio de bússola e anemômetro,
respectivamente, para um ponto fixo (local de fixação do par de armadilhas eólicas) onde foi
instalada uma pequena biruta 30 cm acima do solo, aproximadamente.
A direção foi medida em relação ao norte magnético, observando-se a direção da
biruta com este (Erro! Fonte de referência não encontrada.ª), posteriormente (pós-campo)
foi subtraída a declinação magnética da região de Curuçá sobre os valores encontrados. Esta
medição ocorreu no intervalo de 5 minutos, num tempo total de 20 minutos, constando
portanto de 5 medições.
Já a velocidade (Erro! Fonte de referência não encontrada.b) foi medida num
tempo de 10s, anotando-se o maior valor para o vento e a cada 5 minutos. Dos valores
registrados foi obtida a média das 5 medições.
As medições ocorreram no início de cada perfil de praia durante a maré vazante e,
posteriormente, durante a maré enchente.
5.2.4 Hidrodinâmica
5.2.4.1 Ondas
Como não há ondógrafos instalados na área de estudo (Ilha dos Guarás), o que daria
uma avaliação precisa dos parâmetros de onda (altura, período e ângulo de incidência), estes
foram avaliados através de observações visuais, que freqüentemente fornecem boas
estimativas.
A avaliação da altura, período e direção de incidência das ondas sobre a linha de costa
é fundamental para o cálculo do transporte de sedimentos e para caracterização
geomorfológica da praia (Muehe 2002). Para a medição destes parâmetros de onda, utilizou-
se a metodologia proposta por este autor (Muehe 1996; Muehe 2002).
A altura das ondas (H) representa a energia da onda. Foi medida entre zona de
arrebentação e a face praial antes da aplicação do método dos “traps”, ou seja, foi medida
tanto na maré vazante como na enchente, assim como o período e direção de incidência de
ondas.
Com o auxílio de uma régua graduável de 5 m (mira) segura por um observador, foi
verificada a medida da interseção de onda sobre a régua, um segundo observador próximo ao
operador da régua foi responsável por informar a medida à pessoa próxima que está anotando
os valores. Esta pessoa também é responsável por cronometrar o tempo da passagem de 11
cristas de ondas sucessivas, as 11 cristas com alturas medidas.
O período de ondas (T) é o resultado deste intervalo de tempo, é medido em segundos,
representando a passagem de duas cristas de ondas sucessivas por um ponto fixo, já que o
resultado do tempo da passagem das 11 cristas é dividido por 10 (determinação do período
médio).
Para o ângulo de incidência de ondas (Ѳ), ângulo que as ondas fazer após a
arrebentação, um observador na face praial com o auxílio de uma bússola de geólogo
verificou a direção da praia, no lugar da observação, ou melhor, a direção da inclinação da
face praial (direção do ângulo de mergulho da face praial). Posteriormente, mediu-se a direção
de aproximação das ondas na altura da arrebentação. O resultado da diferença entre as duas
direções medidas nos fornece um entendimento da direção da corrente longitudinal.
Se o resultado for positivo, a direção da corrente longitudinal e, por conseqüência, a
direção do transporte de sedimentos serão para a direita do observador olhando da terra para o
mar. Se for negativo, serão para a esquerda (Muehe 2002).
3.1.1.2 Corrente Longitudinal
Quanto ao parâmetro corrente, foi medida a intensidade e direção das correntes
longitudinais através de bóia de deriva (balão cheio com água) entre o ponto de quebra de
onda e a linha de praia como sugerido por Fontoura (2004). Foi marcado o ponto de liberação
do derivador e acionado um tempo de 2 minutos e 45 segundos para a retirada do objeto que
foi acompanhado por um observador. Este ponto final foi também marcado e, então, a
distância deste ao ponto de liberação foi medida em metros com auxílio de uma trena. A
direção registrada nos fornece apenas a informação de que a corrente está para N, S, E ou W.
5.3 ANÁLISE LABORATORIAL
5.3.1 Características Texturais dos Sedimentos
As amostras sedimentares adquiridas em campo foram submetidas a tratamentos em
laboratório. Esta etapa consistiu, em primeiro caso, no tratamento das amostras brutas em
laboratório visando à separação das diferentes frações granulométricas.
Este tratamento pode ser feito através de peneiramento à seco, peneiramento à úmido,
velocidade de decantação em tubo de sedimentação e, mais recentemente à laser.
O peneiramento a seco, que se utiliza de um conjunto de peneiras em intervalos tais
que permitem o estabelecimento da curva de distribuição granulométrica, é o mais utilizado.
Contudo, a escolha do método de tratamento depende dos objetivos da pesquisa.
Segundo Muehe (2002), a necessidade de precisão na determinação dos parâmetros
estatísticos da distribuição granulométrica, fundamental para a inferência de direções de
transporte, das condições hidrodinâmicas atuantes e para o estabelecimento de correlações
com a fauna bentônica, recomenda o uso do método do peneiramento.
Sendo assim, este método inicia-se com a lavagem das amostras e decantação das
mesmas. Processo este que foi feito três vezes para que houvesse a melhor remoção de sais
contidos nas amostras. Depois, as amostras foram secadas em estufa a 60°C (Figura 12a) até
adquirirem condições ideais, e logo após esta etapa, foi feito o quarteamento das amostras, a
seleção de alíquotas de 100g para cada amostra quarteada e peneiramento (Figura 12b) das
mesmas por cerca de 10 min, utilizando-se peneiras com os seguintes intervalos em mm: 0,71
– 0,50 – 0,35 – 0,25 – 0,18 – 0,125 – 0,09 – 0,063 – <0,063, de acordo com a metodologia
sugerida por Suguio (1973). Por fim, as diferentes frações encontradas no processo de
peneiramento foram pesadas em balança (Figura 12c) e os pesos foram anotados.
Vale ressaltar que para as amostras das armadilhas, tanto eólicas como as da zona de
surf, foram utilizada uma balança de alta precisão (miligramas), já que as mesmas,
especialmente as armadilhas eólicas, continham uma pequena quantidade de grãos, ou seja,
tiveram peso total muito baixo.
As amostras contendo silte e argila do método dos “traps” portáteis foram submetidas
a um tratamento diferenciado ao das amostras arenosas. As amostras lamosas foram lavadas e
secadas seguindo o mesmo procedimento anterior, contudo com o tempo tanto de lavagem
como de secagem foi mais extenso. A separação de silte e argila foi feita por decantação com
centrífuga a uma velocidade de 1000 RPM e tempo de 3 min. Tendo-se o valor da fração
retida após a peneira de 0,063 mm durante o peneiramento à seco, subtraiu-se deste, o valor
da fração decantada na centrífuga. Este valor obtido após a secagem na estufa corresponde à
fração de silte. Por fim, deste resultado da diferença dos valores das duas frações, encontrou-
se também os valores para o conteúdo de argila.
(a) (b) (c) Figura 12: Equipamentos utilizados em laboratório: estufa (a), agitador de peneiras (b), balança (c).
Os valores das frações obtidas dos dois tratamentos anteriores foram inseridas no
SysGran 3.0, para calcular as características texturais dos sedimentos. Utilizado neste
programa o método descrito por Folk & Ward (1957) e a classificação de Wentworth (1922)
(Tabela 1) para sedimentos arenosos e lamosos.
Tabela 1 – Classificação granulométrica de Wentworth (1922) para sedimentos arenosos e lamosos.
Classificação PHI (Φ) mm
Fonte: Almeida (2006) (Adaptado).
A equivalência entre o phi (Φ), corresponde à unidade de medida do diâmetro da
partícula do sedimento, e o milímetros (mm) é representada pela fórmula proposta por
Krumbein (1936):
Φ = - log2 (mm) (3)
Quanto maior o valor em phi (Φ), menor o valor em milímetros (mm), e vice-versa.
5.3.1.1 Método de Folk & Ward (1957)
O método de Folk & Ward (1957) consiste na elaboração de um gráfico a partir do
percentual encontrado pelos pesos de cada fração sedimentar, onde o eixo das coordenadas
(X) apresenta a escala dos percentuais e o eixo das abscissas (Y) os valores em phi (Φ) dos
tamanhos granulométricos (Ranieri 2008). Neste método são utilizados os seguintes
parâmetros estatísticos para distribuição granulométrica: média, mediana, moda, desvio
padrão, assimetria e curtose (Tabela 2).
Segundo Muehe (2002), a moda, mediana e a média são valores de tendência central.
A mediana se situa entre a moda, isto é, o valor correspondente à maior freqüência de
ocorrência de um dado tamanho granulométrico. A média é mais afetada pela posição das
caudas da curva granulométrica. O desvio padrão descreve a dispersão em relação à média. A
assimetria descreve se a curva é ou não simétrica, e, sendo assimétrica, para que lado se
inclina a cauda mais longa da curva. A curtose é uma medida de esbeltez da curva de
distribuição granulométrica.
Tabela 2 – Classificação do grau de seleção (A), assimetria (B) e curtose (C), segundo Folk & Ward (1957).
(A)
(B)
(C)
Fonte: Almeida (2006).
Para a determinação das características texturais dos sedimentos foram necessários os
seguintes softwares:
SysGran 3.0: utilizado para caracterizar os parâmetros estatísticos (média,
desvio padrão, assimetria e curtose) de Folk & Ward (1957), e para geração de
gráficos ilustrativos resultantes destes parâmetros;
Surfer 8 da Golden Software: para representar a distribuição granulométrica
em termos de média, seleção (desvio padrão), assimetria e curtose;
Microsoft Office Excel 2007: utilizado para geração de gráficos ilustrativos e
para digitalização dos dados granulométricos.
5.3.2 Equações de Classificação Morfodinâmica
5.3.2.1 Parâmetros Morfodinâmicos
A superposição dos perfis topográficos possibilita o cálculo dos parâmetros
morfométricos: declividade da face praial (β) e largura da praia (Yb), sendo assim, serão
calculados após a execução dos perfis em dois períodos distintos.
Além destes, foi obtido o parâmetro Ws, correspondente à velocidade de decantação
das partículas sedimentares. Tais parâmetros morfométricos e adimensionais sugeridos por
Short & Hesp (1982) serão calculados com o intuito de relacioná-los aos estados
morfodinâmicos propostos por Wright & Short (1984), e Masselink & Short (1993). Os
modelos estabelecidos por Wright & Short (1984) utilizam-se principalmente do parâmetro Ω
de Dean (1973), conhecido como velocidade de decantação adimensional, fornecendo a
informação do estado morfodinâmico da praia.
Variação do Volume Sedimentar (Vv)
Serão calculadas variações do volume sedimentar, entre duas superfícies subaéreas, e
variações acumuladas de volume, a partir do primeiro dado de volume do primeiro
levantamento topográfico.
De acordo com Muehe (2002), se multiplicar o valor da área, expressa em metros
quadrados, por 1, ou seja, mantendo o próprio valor da área, tem-se o volume de areia por
metro linear de praia, expresso em metros cúbicos. Tendo-se dois perfis, paralelos entre si,
pode-se calcular o volume do trecho, compreendido entre os perfis, somando as áreas dos dois
perfis e multiplicando pela metade da distância entre os mesmos.
Para obtenção do volume sedimentar, expresso em m3/m, utilizou-se o Surfer 8 da
Golden Software, que verificou automaticamente mudanças de volume para distâncias
comuns a duas superfícies.
Declividade da Face Praial (β)
A declividade da face praial, expressa em graus, foi obtida através da fórmula:
β=oposto/adjacente (9)
Segundo Oliveira (2004), o lado oposto corresponde à altura entre o máximo e o
mínimo de varrido momentâneo, obtido em campo, enquanto que o adjacente corresponde à
distância entre o máximo e o mínimo do varrido momentâneo.
Coeficiente de Variação da Linha de Costa (CVYb)
O coeficiente de variação da linha de costa será obtido pela relação entre o índice de
mobilidade da praia e a largura da praia (Yb), como sugerido por Oliveira (2009), segundo a
fórmula:
CV% = σYb/Yb x 100 (10)
Velocidade de Decantação (Ws)
A velocidade de decantação de partículas sedimentares é obtida a partir da
granulometria média expressa em fi (Figura 13), como estabelecido por Dean (1973) e
sugerido por Muehe (2002). Segundo este último autor, a determinação da velocidade de
decantação é apropriada para o estudo de sistemas processo-resposta em que são estabelecidas
relações de causa e efeito entre hidrodinâmica, granulometria e topografia, como é o caso da
variabilidade do perfil transversal, subaéreo e submarino de uma praia, em função de ondas e
da granulometria dos sedimentos.
Figura 13: Velocidade de decantação (cm/s) em função do diâmetro médio (phi). Fonte: Sabaini (2005).
5.3.2.1 Estados Morfodinâmicos
A classificação morfodinâmica utilizada será baseada no modelo seqüencial de
evolução morfológica proposto por Wright & Short (1984), e Masselink & Short (1993),
descritos anteriormente.
Através do parâmetro empírico adimensional ômega (Ω), Wright & Short (1984)
relacionaram-se os estados morfodinâmico de praia às variáveis envolvidas no nível de
energia da praia:
Ω = Hb/Ws*T (11)
Hb é a altura de onda na arrebentação;
Ws é a velocidade de decantação;
T é o período médio de ondas.
De acordo com Peixoto (2005), os valores de Ω (Figura 15) que se apresentam
inferiores a um, caracterizam praias como reflectivas (baixa energia de onda), com intervalo
entre um e seis, praias intermediárias e superiores a seis caracterizam praias dissipativas (alta
energia de onda) (Figura 16).
Figura 14: Quadro de Relação de equilíbrio entre estado da praia e Ω (Wright & Short 1984).
Figura 15: Parâmetros utilizados para classificação da morfodinâmica praial
Considerando-se também os efeitos relativos às marés na morfologia das praias,
utilizou-se a expressão estabelecida por Davis & Hayes (1984), sugerida por Masselink &
Short (1993):
RTR = MSR/Hb (12)
RTR é a variação relativa da maré (Relative Tide Range);
MSR é a variação da maré;
Hb é a altura de onda na arrebentação.
De acordo com Masselink & Short (1993), com esse índice todos os ambientes de
praia podem ser classificados como dominados por ondas (RTR < 3) ou modificados por maré
(3 < RTR < 15). Quando RTR > 15 as praias tornam-se dominadas por maré e sucessivamente
começam a evoluir para ambientes de planície de maré (Tabela 3).
Tabela 3 – Caracterização dos diferentes tipos de estágios morfodinâmicos a partir do Parâmetro Relativo da Maré (Adaptado de Masselink & Short 1993).
Fonte: Albuquerque et al. (2009)
Utilizou-se dados relativos à tábua de marés da área de estudo para cada dia de
experimento, tábua disponível no site da DHN (www.mar.mil.br/dhn/chm/tabuas/index.htm).
5.3.3 Quantificação do Transporte Longitudinal de Sedimentos
O fluxo de sedimentos que passa pela armadilha é dado por um conjunto de equações
(Wang et al. 1998) utilizadas para estimar o cálculo do transporte de sedimentos. O fluxo que
passa entre duas redes é calculado pela equação (1). O fluxo total I que passa através de uma
armadilha é calculado pela equação (2).
Onde ΔFi é a quantidade de sedimentos que flui no espaço entre duas armadilhas
adjacentes, Fi+1 e Fi-1 são as quantidades medidas pelas duas armadilhas em questão
(superior e inferior), enquanto que Zi+1 e Zi-1 representam a dimensão vertical da boca da
armadilha superior e inferior respectivamente (Fontoura 2004) (Figura 13a).
O fluxo sedimentar total que passa através de uma estação de medição é dado pela
soma dos fluxos individuais (Fi) que passam por cada armadilha, somados aos fluxos nos
espaços entre cada duas armadilhas adjacentes (ΔFi) (Figura 13a). O fluxo total é calculado
pela equação:
Figura 16: (a) Esquema do fluxo que passa pela armadilha portátil e (b) Dimensões da boca do “trap”. Fonte:
Ranieri, 2011. Modificado de ALBUQUERQUE, 2008.
6 RESULTADOS E DISCUSSÃO
6.1 MORFOLOGIA E GRANULOMETRIA SAZONAL
6.1.1 Margem Leste
6.1.1.1 Praia de Joanes A praia de Joanes é uma praia de mesomaré, com extensão de aproximadamente 1,42
km e orientação Norte - Sul. A praia possuiu um berma praial pronunciado no setor sul (Perfil
A) (Figura 17), nos períodos chuvoso e seco, sendo neste último, o berma é bem mais
acentuado, com altura de 0,5 m. Nos períodos estudados a praia possui características de
praias reflectivas nos setores Sul e central (Perfil A e B, respectivamente), que apresentou
maior declividade da face praial (β) e menor largura (Yb). O setor norte possui características
de praias dissipativas (Short, 1982, 1991,1999), apresentando dois sistemas de calha-barra no
final da zona de intermarés e na zona de inframaré (Figura 17), no período chuvoso
(Março/2014).
No período chuvoso a praia possui largura média (Yb) de 58,4 m, com maior largura
no setor Norte (90 m), e declividade da face praial entre 2,36° a 4,97°. Este período é
caracterizado por ser mais erosivo, devido a eventos de alta energia, principalmente
associadas à ação de ondas na face praial, encontradas durante o período chuvoso na região
amazônica (Braga, 2007). Estes eventos erosivos modificam a morfologia da praia, tornando a
face praial mais íngreme, retirando sedimentos principalmente da zona de supramaré e
intermaré superior. Durante este período os sedimentos removidos da face praial são
depositados em direção à área submersa da praia, formando barras longitudinais e canais
paralelos à linha de costa (Setor norte – Perfil C). Segundo Ranieri (2011), ao passar do
período chuvoso, os sedimentos são novamente trazidos em direção à praia emersa.
O período seco foi caracterizado por um aumento na largura da face praial em toda
extensão de Joanes, que apresentou largura média de 65 m, com maior largura também no
setor Norte (85 m), a declividade variou de 2,55° a 4,28°. Neste período há um acrescimo
sedimentar principalmente na zona de supramaré, que se dá à baixa energia erosiva deste
período, que apresenta menores alturas de ondas. Os fortes ventos deste período favorecem a
deposição de sedimentos trazidos pelo vento (transporte eólico), que acabam por formar um
berma praial bem evidente na linha de supramaré (Figura 18).
Figura 17: Sobreposição dos perfis topográficos sazonais e granulometria da face praial na praia de Joanes.
Figura 18: Berma praial presente na praia de Joanes, no período seco. Fonte: Acervo GEMC.
A praia de Joanes é recoberta por sedimentos predominantemente compostos por grãos
do tamanho areia média (1,162 a 1,880 phi) nos períodos seco e chuvoso (Figura 17). No
período chuvoso a granulometria dos sedimentos superficiais foi de areia fina (2,055 – 2,527
phi) a areia grossa (0,145 - 0,993 phi), grãos do tamanho areia fina estão localizados na zona
de inframaré no setor central e norte (Perfis B e C, respectivamente) e grãos areia grossa
estão limitados ao setor sul (Perfil A) da praia, o que dá a este setor características erosivas
para este período.
No período seco os sedimentos variaram entre areia média (1,177 a 1,881 phi) e areia
grossa (0,551 a 0,922) (Figura 17). As principais mudanças na granulometria média
ocorreram nas zonas de intermaré e inframaré durante a estiagem, onde houve uma redução
no tamanho dos grãos, resultante da diminuição na energia das ondas neste período.
6.1.1.2 Praia Grande
A Praia Grande está localizada no município de Salvaterra, possui cerca de 1,57 km de
extensão e orientação Norte – Sul, onde se encontra um comportamento erosivo no setor
Norte, evidenciado pelo recuo de falésias presente neste setor (Figura 20B).
No período chuvoso a praia apresenta um perfil topográfico bastante íngreme (Figura
19), resultante da erosão da face praial causada pela maior energia das ondas que incidem na
praia neste período, onde um berma praial suave foi presente nos setores Norte e Sul (Perfil F
e D, respectivamente) (Figura 20C). A declividade da face praial variou de 5,70° a 8,26°, nos
setores Sul e Norte respectivamente, e sua largura média foi de 35 metros, com máxima de 40
metros no setor norte. Neste período a praia apresentou características de praias dissipativas
(Short, 1982, 1991,1999), com alta declividade, baixa largura da praia e ondas do tipo
mergulhante (Figura 20A).
A praia apresentou um perfil mais suave e extenso durante a estação seca, com
declividade da face praial (β) entre 3,52° e 6,20° e largura média de 55,0 metros, o setor Norte
(Perfil F) apresentou a maior declividade (6,20°) e o maior aumento na largura da praia, com
acréscimo de 20 metros entre os períodos chuvoso e seco (Figura 19). O período seco é
caracterizado pelo decréscimo da energia das ondas na região (França, 2003), com a
diminuição do caráter erosivo das ondas, há um aumento na deposição de sedimentos na face
praial, o que ocasiona um aumento na largura da praia e consecutiva diminuição da
declividade da praia.
Quanto à granulometria, o tamanho médio dos grãos teve um decréscimo do período
chuvoso para o seco (Figura 19). Esta diminuição ocorreu em todas as zonas do perfil praial
(zonas de supramaré, intermaré e inframaré), apenas na zona de intermaré do setor sul da
praia (Perfil F) houve aumento na média granulométrica dos sedimentos, conferindo a esta
zona da praia, características erosivas no período seco. A diminuição dos tamanhos dos grãos
está relacionada à diminuição da energia hidrodinâmica do período seco, onde as ondas são
menores e menos energéticas (citar figuras da hidrodinâmica).
No período chuvoso os sedimentos superficiais variaram de areia média a areia
grossa, com predominância de grãos do tamanho areia grossa (0,121 – 0,919 phi)
(Figura 19). Sedimentos compostos por areia grossa estão condicionados às zonas de
intermarés e inframaré ao longo de toda extensão da praia, já sedimentos compostos por areia
média (1,141 – 1,472 phi) estão localizados na zona de supramaré.
Na estiagem a média granulométrica diminuiu e os sedimentos foram
predominantemente do tamanho areia média (1,027 – 1,636 phi) e grãos compostos por areia
grossa foram presentes apenas na zona de supramaré e intermarés do setor Norte (Perfil F)
(Figura 19).
Figura 19: Sobreposição dos perfis topográficos sazonais e granulometria da face praial na Praia Grande.
Figura 20: (A) Perfil F (Setor norte) na praia Grande (Salvaterra), (B) Falésias no Setor norte da praia e (C)
Berma praial (setor central da praia).
6.1.1.3 Praia da Barra Velha A praia da Barra Velha possui orientação Norte-Sul e cerca de 2,1 km de extensão, e
está localizado próxima ao rio Paracauarí, que separa os municípios de Salvaterra e Soure, na
margem leste da ilha do Marajó. Nesta praia os trabalhos foram realizados apenas no período
chuvoso, pois na campanha de aquisição de dados do período seco o único acesso estava
fechado.
A morfologia da praia apresentou um declive bem suave em todos os setores, o grau
de inclinação (declive da face praial) variou de 0,99° a 1,34°, com aumento da declive do
setor Norte para o Sul. A largura da praia (Yb) teve média de 185 metros no período chuvoso,
com largura mínima no setor Central-Perfil H (140 m) e máxima no setor Sul (260 m)
(Figura 21).
No período chuvoso, a praia apresentou um sistema calha-barra bem desenvolvido na
zona de intermarés dos setores Norte (Perfil J) e na porção superior do setor central (Perfil I)
(Figura 21). Este sistema de calhas e barras é característico de praias dissipativas, segundo
Short (1982, 1991,1999), que indica uma migração em direção à linha de maré baixa de
sizígia, resultante dos processos de alta energia que ocorrem neste período.
A análise granulométrica dos sedimentos superficiais da praia da Barra Velha, mostrou
que os sedimentos são predominantemente compostos por areia fina e areia muito fina, esta
ultima classe foi encontrada apenas em amostras da zona de intermarés no setor Sul (3,163
phi) e Norte (3,753 phi) (Figura 21).
Em todos os setores da praia é observada uma faixa de paleomangue na porção média
e superior da zona de intermarés (estirâncio) (Figura 22), que é resultado da retrogradação da
faixa arenosa (praia) sobre um manguezal anterior, esse paleomangue é exposto
principalmente durante o período chuvoso, onde a alta energia hidrodinâmica deste período
erode a face praial deixando o paleomangue em evidência aumentando a quantidade de
sedimentos lamosos (silte e argila) nos primeiros metros da zona de intermarés.
Figura 21: Perfil topográfico e granulometria da face praial na Barra Velha (município de Soure).
Figura 22: Faixa de paleomangue na praia da Barra Velha. (A) setor norte e (B) setor central.
6.1.1.4 Praia do Pesqueiro A praia do Pesqueiro é uma das praias mais procuradas do litoral Leste da ilha do
Marajó e está situada no município de Soure. Esta praia possui orientação Norte-Sul e cerca
de 2,75 km de extensão. Ao longo da praia é possível observar uma extensa faixa de
paleomangue, evidenciado pela presença de um terraço lamoso que se torna mais exposto na
porção inferior do setor central (Perfis M e N) e em todo setor Sul da praia (Perfil L)
(Figura 23).
Este terraço lamoso está presente tanto no período chuvoso quanto no seco, entretanto,
durante o período mais erosivo (chuvoso) este se torma mais evidente, expondo cerca de 50
cm do terraço (Figura 24A). Durante o período seco o terraço fica parcialmente exposto e
vegetado (Figura 24B).
Esta praia experimenta diferentes condições morfodinâmicas diferentes nos períodos
chuvoso e seco, condições estas que modificam drasticamente a configuração morfológica da
praia, que durante o período chuvoso apresenta-se bem mais íngreme (β) e com menor largura
(Yb) do que no período seco.
Na estação chuvosa a topografia da praia foi bem íngreme, variando de 1,05° a 2,95°e
menor largura, com média de 148 metros. Neste período a praia apresenta um de um a dois
sistemas de calha-barra na zona de intermaré (entre 60 a 120 m do perfil praial) ao longo de
toda sua extensão (Figura 23), que segundo Short (1982, 1991,1999), é característico de praias
dissipativas. Esta feição possui uma migração em direção à linha de maré baixa de sizígia,
resultante dos processos de alta energia durante este período, segundo Braga (2007) estas
mudanças morfológicas está associada a eventos de alta energia, principalmente à marés e à
ação de ondas na face praial, encontradas durante o período chuvoso na região amazônica.
Durante o período seco a face praial tornou-se mais suave, com declividade em torno
de 1,67° a 1,08° e largura média de 240 metros, tendo o setor Norte apresentando a maior
largura (300 metros). Neste período também foi presente um sistema de calha-barra
característico de praias dissipativas, assim como no período chuvoso.
Quanto a granulometria, a praia é composta predominantemente por grãos do tamanho
areia fina nos períodos seco e chuvoso, apresentando maior granulometria no período seco
(Figura 23). No período chuvoso os grãos variaram de areia fina ( 2,62 – 2,89 phi) a areia
muito fina (3,05 – 3,42 phi), este últimimo grupo modal está limitado à zona de inframaré do
setor Sul e na zona de intermaré do setor central e Norte. De meneira geral, os sedimentos
tendem a decrescer de tamanho da zona de supramaré pra inframaré (Figura 23). Neste
período há uma maior presença de sedimentos finos e lamosos (silte/argila), o aumento destas
frações granulométricas é explicado pelo maior aporte de sedimentos continentais para a zona
costeira, causado pelo aumento das chuvas.
O período seco foi marcado pelo aumento da granulmetria média dos sedimentos
superficiais na praia, ocorrendo grãos do tamanho areia média (1,56 phi) a areia muito fina
(3,09 – 3,13 phi), com predominância de sedimentos areia fina, assim como no período
anterior. Sedimentos compostos por areia média foram presentes apenas no setor Sul (perfil
L) na amostra L3, localizada em um canal na zona de intermaré inferior.
Figura 23: Sobreposição dos perfis topográficos sazonais e granulometria da face praial na Praia do Pesqueiro.
Figura 24: Planície lamosa presente na praia do Pesqueiro. (A) período chuvoso e (B) período seco.
6.1.2 Margem Norte
6.1.2.1 Praia de Chaves A praia de Chaves possui orientação Leste-Oeste, com cerca de 2,35 km de extensão e
largura média de 90 metros. A praia foi estudada no período seco da região amazônica e
possui baixa declividade (0,41° a 0,86°) (Figura 25). A face da praia se extende desde a base
das falésias até a linha de maré baixa de sizígia, estas falésias estão sofrendo recuo ao longo
dos anos, estima-se que em 10 anos a linha de costa recuou cerca de 90 metros no município
de Chaves.
Neste período a praia apresentou um gradiente suave e contou com a presença de um
sistema calha-barra ao longo de toda sua extensão, que ocorre principalmente na zona de
intermaré inferior, este sistema se torna mais sutil no setor Leste da praia (Perfis C e D).
Quanto a granulometria, os grãos foram exclusivamente compostos de areia fina
(2,27-2,75 phi), com a diminuição da granulometria dos sedimentos do setor Leste para o
Oeste. Entre as zonas da praia, os grãos tendem a aumentar em direção a antepraia, exceto no
setor Leste, onde os grãos diminuiram ao longo do perfil praial (Figura 25).
Figura 25: Perfis topográficos e granulometria na praia de Chaves.
6.1.2.2 Barra Arenosa (desova das tartarugas) A barra arenosa estudada apresenta um caráter sazonal e é formada durante o período seco na ilha dos Camaleões, município de Afuá, margem Norte da ilha do Marajó, que durante o período chuvoso pode sofrer erosão das águas e chegar a desaparecer. Esta barra arenosa possui cerca de 0,73 km de extensão e sua declividade varia de 2,16° a 2,63°, a largura média (Yb) da barra é de 61,5 metros (Figura 26). Os sedimentos superficiais que compõem a barra arenosa são exclusivamente do tamanho areia fina, que tendem a decrescer ao longo do perfil, sedimentos com menor tamanho são encontrados na zona de intermaré (Figura 26).
Figura 26: Perfis topográficos e granulometria da barra arenosa (desova).
7 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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ANEXOS
Parâmetros estatísticos da Margem Leste (período chuvoso – abril/2014)
Parâmetros estatísticos da Margem Leste (período seco – novembro/2014)
Local Ponto Média Classificação Mediana Seleção Classificação Assimetria Classificação Curtose ClassificaçãoA1 1.134 Areia Média 1.162 0.5668 Moderadamente selecionado -0.09694 Aproximadamente simétrica 1.055 MesocúrticaA2 0.9926 Areia Grossa 1.004 0.409 Bem selecionado -0.07288 Aproximadamente simétrica 0.938 MesocúrticaA3 0.6012 Areia Grossa 0.6078 0.4695 Bem selecionado -0.006442 Aproximadamente simétrica 0.9743 MesocúrticaA4 0.1456 Areia Grossa 0.1642 0.5202 Moderadamente selecionado -0.0648 Aproximadamente simétrica 1.065 MesocúrticaA5 0.3444 Areia Grossa 0.3977 0.6262 Moderadamente selecionado -0.1599 Negativa 1.192 LeptocúrticaB1 1.943 Areia Média 1.879 0.4308 Bem selecionado 0.1876 Positiva 1.118 LeptocúrticaB2 1.596 Areia Média 1.678 0.4632 Bem selecionado -0.2853 Negativa 1.475 LeptocúrticaB3 1.429 Areia Média 1.551 0.617 Moderadamente selecionado -0.2682 Negativa 1.107 MesocúrticaB4 2.149 Areia Fina 2.105 0.5505 Moderadamente selecionado 0.04366 Aproximadamente simétrica 0.8612 PlaticúrticaC1 1.665 Areia Média 1.7 0.3344 M. bem selecionado -0.09733 Aproximadamente simétrica 1.324 LeptocúrticaC2 1.377 Areia Média 1.517 0.7457 Moderadamente selecionado -0.207 Negativa 1.248 LeptocúrticaC3 1.286 Areia Média 1.362 0.7215 Moderadamente selecionado -0.1322 Negativa 1.252 LeptocúrticaC4 1.576 Areia Média 1.642 0.5348 Moderadamente selecionado -0.1212 Negativa 1.263 LeptocúrticaC5 2.069 Areia Fina 2.055 0.421 Bem selecionado 0.1282 Positiva 0.8848 PlaticúrticaC6 2.458 Areia Fina 2.527 0.479 Bem selecionado -0.211 Negativa 0.9514 MesocúrticaD1 1.141 Areia Média 1.187 0.3814 Bem selecionado -0.09338 Aproximadamente simétrica 1.126 LeptocúrticaD2 0.623 Areia Grossa 0.6564 0.5851 Moderadamente selecionado -0.1196 Negativa 0.9989 MesocúrticaD3 0.313 Areia Grossa 0.3535 0.6064 Moderadamente selecionado -0.09672 Aproximadamente simétrica 0.9427 MesocúrticaD4 0.121 Areia Grossa 0.198 0.7631 Moderadamente selecionado 0.1281 Positiva 0.5446 M. platicúrticaE1 1.250 Areia Média 1.262 0.5113 Moderadamente selecionado -0.07976 Aproximadamente simétrica 1.076 MesocúrticaE2 1.206 Areia Média 1.233 0.5094 Moderadamente selecionado -0.1247 Negativa 1.159 LeptocúrticaE3 0.788 Areia Grossa 0.7952 0.4876 Bem selecionado -0.0335 Aproximadamente simétrica 0.8437 PlaticúrticaE4 0.406 Areia Grossa 0.3942 0.5422 Moderadamente selecionado 0.04124 Aproximadamente simétrica 1.061 MesocúrticaE5 0.172 Areia Grossa 0.1787 0.6851 Moderadamente selecionado -0.0217 Aproximadamente simétrica 0.9557 MesocúrticaE6 0.637 Areia Grossa 0.6734 0.9328 Moderadamente selecionado -0.04051 Aproximadamente simétrica 0.7458 PlaticúrticaF1 1.472 Areia Média 1.446 0.379 Bem selecionado 0.07591 Aproximadamente simétrica 0.8853 PlaticúrticaF2 0.888 Areia Grossa 1.105 0.7934 Moderadamente selecionado -0.3209 M. negativa 0.9461 MesocúrticaF3 1.148 Areia Média 1.208 0.6063 Moderadamente selecionado -0.2018 Negativa 0.9972 MesocúrticaF4 0.493 Areia Grossa 0.6081 0.7661 Moderadamente selecionado -0.2135 Negativa 0.8199 PlaticúrticaF5 0.813 Areia Grossa 1.195 1.03 Pobremente selecionado -0.4611 M. negativa 0.6983 PlaticúrticaF6 0.919 Areia Grossa 1.057 0.8449 Moderadamente selecionado -0.2366 Negativa 1.082 MesocúrticaG1 2.673 Areia Fina 2.722 0.4253 Bem selecionado -0.1659 Negativa 1.522 M. leptocúrticaG7 3.163 Areia M. Fina 3.181 0.4203 Bem selecionado 0.01867 Aproximadamente simétrica 1.051 MesocúrticaG8 2.961 Areia Fina 2.913 0.4395 Bem selecionado 0.1356 Positiva 1.072 MesocúrticaG10 2.829 Areia Fina 2.792 0.3457 M. bem selecionado 0.09834 Aproximadamente simétrica 1.333 LeptocúrticaG11 2.072 Areia Fina 1.95 0.4981 Bem selecionado 0.3151 M. positiva 0.8296 PlaticúrticaH1 2.696 Areia Fina 2.726 0.3495 M. bem selecionado -0.1239 Negativa 1.483 LeptocúrticaH2 2.812 Areia Fina 2.778 0.381 Bem selecionado 0.02766 Aproximadamente simétrica 1.546 M. leptocúrticaH3 2.858 Areia Fina 2.813 0.3788 Bem selecionado 0.07267 Aproximadamente simétrica 1.227 LeptocúrticaH4 2.988 Areia Fina 2.956 0.3456 M. bem selecionado 0.1709 Positiva 0.8158 PlaticúrticaI1 2.626 Areia Fina 2.681 0.3535 Bem selecionado -0.183 Negativa 1.228 LeptocúrticaI2 2.648 Areia Fina 2.699 0.3686 Bem selecionado -0.1614 Negativa 1.41 LeptocúrticaI3 2.691 Areia Fina 2.73 0.3772 Bem selecionado -0.143 Negativa 1.507 M. leptocúrticaI4 2.238 Areia Fina 2.192 0.8789 Moderadamente selecionado 0.1033 Positiva 0.8197 PlaticúrticaJ1 2.683 Areia Fina 2.715 0.3396 M. bem selecionado -0.07664 Aproximadamente simétrica 1.319 LeptocúrticaJ2 2.772 Areia Fina 2.772 0.2783 M. bem selecionado 0.03707 Aproximadamente simétrica 1.355 LeptocúrticaJ4 2.948 Areia Fina 2.887 0.4482 Bem selecionado 0.2055 Positiva 1.164 LeptocúrticaJ5 3.817 Areia M. Fina 3.753 0.534 Moderadamente selecionado 0.2 Positiva 1.246 LeptocúrticaJ6 2.906 Areia Fina 2.835 0.4388 Bem selecionado 0.2308 Positiva 1.343 LeptocúrticaJ9 2.925 Areia Fina 2.868 0.4734 Bem selecionado 0.1086 Positiva 1.285 LeptocúrticaL1 2.641 Areia Fina 2.687 0.376 Bem selecionado -0.08799 Aproximadamente simétrica 1.178 LeptocúrticaL2 2.626 Areia Fina 2.705 0.4526 Bem selecionado -0.2454 Negativa 1.579 M. leptocúrticaL4 2.987 Areia Fina 2.917 0.423 Bem selecionado 0.3565 M. positiva 1.032 MesocúrticaL7 3.054 Areia M. Fina 3.076 0.3843 Bem selecionado 0.0207 Aproximadamente simétrica 0.9397 MesocúrticaM1 2.73 Areia Fina 2.732 0.31 M. bem selecionado -0.05908 Aproximadamente simétrica 1.502 M. leptocúrticaM2 2.843 Areia Fina 2.796 0.4017 Bem selecionado 0.05553 Aproximadamente simétrica 1.439 LeptocúrticaM3 2.905 Areia Fina 2.853 0.3164 M. bem selecionado 0.2524 Positiva 0.8797 PlaticúrticaM4 3.187 Areia M. Fina 3.221 0.369 Bem selecionado -0.04004 Aproximadamente simétrica 1.465 LeptocúrticaN1 2.907 Areia Fina 2.829 0.46 Bem selecionado 0.2259 Positiva 1.213 LeptocúrticaN2 2.804 Areia Fina 2.78 0.3249 M. bem selecionado 0.1077 Positiva 1.409 LeptocúrticaN3 2.801 Areia Fina 2.783 0.3079 M. bem selecionado 0.09283 Aproximadamente simétrica 1.39 LeptocúrticaN4 2.984 Areia Fina 2.892 0.4289 Bem selecionado 0.3572 M. positiva 0.9543 MesocúrticaN5 2.891 Areia Fina 2.835 0.3164 M. bem selecionado 0.2912 Positiva 1.004 MesocúrticaO1 2.807 Areia Fina 2.784 0.317 M. bem selecionado 0.09374 Aproximadamente simétrica 1.39 LeptocúrticaO2 2.772 Areia Fina 2.772 0.2784 M. bem selecionado 0.03587 Aproximadamente simétrica 1.362 LeptocúrticaO4 3.033 Areia M. Fina 2.97 0.4373 Bem selecionado 0.3007 M. positiva 0.9409 MesocúrticaO6 2.827 Areia Fina 2.79 0.346 M. bem selecionado 0.1256 Positiva 1.461 LeptocúrticaO8 3.058 Areia M. Fina 3.069 0.379 Bem selecionado 0.05312 Aproximadamente simétrica 0.9127 MesocúrticaO10 3.017 Areia M. Fina 2.96 0.4396 Bem selecionado 0.2971 Positiva 0.9866 MesocúrticaP1 2.825 Areia Fina 2.799 0.2692 M. bem selecionado 0.2439 Positiva 1.119 LeptocúrticaP2 2.81 Areia Fina 2.795 0.2532 M. bem selecionado 0.2211 Positiva 1.132 LeptocúrticaP4 2.852 Areia Fina 2.811 0.2951 M. bem selecionado 0.2575 Positiva 1.141 LeptocúrticaP6 3.429 Areia M. Fina 3.354 0.6914 Moderadamente selecionado 0.2102 Positiva 0.9448 MesocúrticaP7 3.188 Areia M. Fina 3.118 0.5461 Moderadamente selecionado 0.2669 Positiva 0.9494 MesocúrticaP8 2.833 Areia Fina 2.799 0.2981 M. bem selecionado 0.2153 Positiva 1.251 Leptocúrtica
JOA
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PRA
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O
Parâmetros estatísticos da Margem Norte (período seco – janeiro/2015)
Local Ponto Média Classificação Mediana Seleção Classificação Assimetria Classificação Curtose ClassificaçãoA1 1.177 Areia média 1.20 0.54 Moderadamente selecionado -0.10 Negativa 1.13 LeptocúrticaA2 0.922 Areia grossa 0.90 0.41 Bem selecionado -0.04 Aproximadamente simétrica 0.94 MesocúrticaA3 0.551 Areia grossa 0.58 0.57 Moderadamente selecionado -0.07 Aproximadamente simétrica 0.90 PlaticúrticaB1 1.741 Areia média 1.75 0.38 Bem selecionado 0.01 Aproximadamente simétrica 1.43 LeptocúrticaB2 0.685 Areia grossa 0.68 0.55 Moderadamente selecionado -0.03 Aproximadamente simétrica 0.90 PlaticúrticaB3 1.753 Areia média 1.75 0.32 Muito bem selecionado 0.04 Aproximadamente simétrica 1.45 LeptocúrticaC1 1.881 Areia média 1.84 0.37 Bem selecionado 0.10 Aproximadamente simétrica 1.05 MesocúrticaC2 0.829 Areia grossa 0.81 0.77 Moderadamente selecionado 0.01 Aproximadamente simétrica 0.82 PlaticúrticaC3 1.540 Areia média 1.57 0.45 Bem selecionado -0.06 Aproximadamente simétrica 1.09 MesocúrticaC4 1.802 Areia média 1.77 0.46 Bem selecionado 0.09 Aproximadamente simétrica 1.55 Muito leptocúrticaC5 1.636 Areia média 1.68 0.4881 Bem selecionado -0.13 Negativa 1.23 LeptocúrticaD1 1.636 Areia média 1.681 0.4881 Bem selecionado -0.1283 Negativa 1.234 LeptocúrticaD2 1.522 Areia média 1.529 0.3408 Muito bem selecionado -0.001907 Aproximadamente simétrica 0.7759 PlaticúrticaD3 1.027 Areia média 1.055 0.3357 Muito bem selecionado -0.1168 Negativa 0.7481 PlaticúrticaD4 1.53 Areia média 1.555 0.3446 Muito bem selecionado -0.08382 Aproximadamente simétrica 0.77 PlaticúrticaE1 1.503 Areia média 1.506 0.3239 Muito bem selecionado -0.0104 Aproximadamente simétrica 0.7378 PlaticúrticaE2 1.32 Areia média 1.289 0.3374 Muito bem selecionado 0.0767 Aproximadamente simétrica 1.323 LeptocúrticaE3 1.333 Areia média 1.307 0.4294 Bem selecionado -0.04756 Aproximadamente simétrica 1.267 LeptocúrticaE4 1.215 Areia média 1.222 0.4898 Bem selecionado -0.0325 Aproximadamente simétrica 1.01 MesocúrticaF1 1.526 Areia média 1.542 0.3238 Muito bem selecionado -0.0703 Aproximadamente simétrica 0.7422 PlaticúrticaF2 0.7047 Areia grossa 0.7128 0.5261 Moderadamente selecionado -0.01685 Aproximadamente simétrica 1.169 LeptocúrticaF3 0.5317 Areia grossa 0.5402 0.7048 Moderadamente selecionado 0.01582 Aproximadamente simétrica 0.6448 Muito platicúrticaF6 1.307 Areia média 1.301 0.4521 Bem selecionado -0.02167 Aproximadamente simétrica 1.022 MesocúrticaL1 2.468 Areia fina 2.468 0.454 Bem selecionado -0.1132 Negativa 1.13 LeptocúrticaL2 2.072 Areia fina 2.056 0.7183 Moderadamente selecionado 0.09969 Aproximadamente simétrica 0.856 PlaticúrticaL3 1.56 Areia média 1.56 0.4352 Bem selecionado 0.1664 Positiva 1.106 MesocúrticaL4 3.137 Areia muito fina 2.978 1.031 Pobremente selecionado 0.1563 Positiva 0.8874 PlaticúrticaM1 2.531 Areia fina 2.531 0.3592 Bem selecionado 0.08493 Aproximadamente simétrica 0.8887 PlaticúrticaM2 2.503 Areia fina 2.503 0.5015 Moderadamente selecionado -0.001158 Aproximadamente simétrica 1.305 LeptocúrticaM4 2.569 Areia fina 2.569 0.4342 Bem selecionado 0.1684 Positiva 1.112 LeptocúrticaM5 2.589 Areia fina 2.575 0.4945 Bem selecionado 0.1671 Positiva 1.119 LeptocúrticaN1 2.542 Areia fina 2.542 0.4078 Bem selecionado 0.1458 Positiva 1.041 MesocúrticaN2 2.493 Areia fina 2.493 0.5858 Moderadamente selecionado 0.00132 Aproximadamente simétrica 1.359 LeptocúrticaN3 2.587 Areia fina 2.587 0.4558 Bem selecionado 0.1755 Positiva 1.137 LeptocúrticaN4 2.661 Areia fina 2.613 0.514 Moderadamente selecionado 0.2382 Positiva 1.109 MesocúrticaN5 2.564 Areia fina 2.564 0.4337 Bem selecionado 0.166 Positiva 1.104 MesocúrticaN6 2.624 Areia fina 2.599 0.485 Bem selecionado 0.2101 Positiva 1.117 LeptocúrticaN7 3.09 Areia muito fina 3.063 0.8658 Moderadamente selecionado 0.08408 Aproximadamente simétrica 0.9169 MesocúrticaO1 2.585 Areia fina 2.585 0.4523 Bem selecionado 0.1804 Positiva 1.154 LeptocúrticaO2 2.561 Areia fina 2.561 0.4196 Bem selecionado 0.1616 Positiva 1.09 MesocúrticaO3 3.001 Areia muito fina 2.965 0.6608 Moderadamente selecionado 0.08072 Aproximadamente simétrica 0.7492 PlaticúrticaO4 2.884 Areia fina 2.807 0.6105 Moderadamente selecionado 0.1815 Positiva 0.78 PlaticúrticaO5 2.889 Areia fina 2.816 0.6236 Moderadamente selecionado 0.167 Positiva 0.772 PlaticúrticaP1 2.982 Areia fina 2.97 0.62 Moderadamente selecionado 0.02527 Aproximadamente simétrica 0.7382 PlaticúrticaP2 2.685 Areia fina 2.61 0.6068 Moderadamente selecionado 0.2032 Positiva 1.232 LeptocúrticaP3 2.963 Areia fina 2.918 0.6271 Moderadamente selecionado 0.09926 Aproximadamente simétrica 0.7443 PlaticúrticaP4 2.822 Areia fina 2.725 0.5976 Moderadamente selecionado 0.2526 Positiva 0.878 Platicúrtica
JOA
NES
PRA
IA G
RA
ND
EPE
SQU
EIR
O
Parâmetros morfodinâmicos de praias do NE do Pará
Local Ponto Média Classificação Mediana Seleção Classificação Assimetria Classificação Curtose ClassificaçãoC.A1 2.413 Areia fina 2.44 0.5948 Moderadamente selecionado -0.1066 Negativa 1.378 LeptocúrticaC.A2 2.749 Areia fina 2.666 0.5581 Moderadamente selecionado 0.2635 Positiva 1.065 MesocúrticaC.A3 2.271 Areia fina 2.518 1.128 Pobremente selecionado -0.2911 Negativa 1.589 Muito leptocúrticaC.B1 2.512 Areia fina 2.512 0.4861 Bem selecionado 0.03652 Aproximadamente simétrica 1.254 LeptocúrticaC.B2 2.35 Areia fina 2.407 0.6079 Moderadamente selecionado -0.1213 Negativa 1.246 LeptocúrticaC.B3 2.258 Areia fina 2.343 0.6272 Moderadamente selecionado -0.1826 Negativa 1.045 MesocúrticaC.C1 2.507 Areia fina 2.507 0.4752 Bem selecionado 0.02223 Aproximadamente simétrica 1.226 LeptocúrticaC.C2 2.489 Areia fina 2.489 0.4085 Bem selecionado -0.07402 Aproximadamente simétrica 1.007 MesocúrticaC.C3 2.38 Areia fina 2.429 0.625 Moderadamente selecionado -0.09234 Aproximadamente simétrica 1.308 LeptocúrticaC.D1 2.574 Areia fina 2.539 0.6377 Moderadamente selecionado 0.05285 Aproximadamente simétrica 1.329 LeptocúrticaC.D2 2.616 Areia fina 2.589 0.4967 Bem selecionado 0.2079 Positiva 1.105 MesocúrticaC.D3 2.695 Areia fina 2.628 0.5463 Moderadamente selecionado 0.251 Positiva 1.084 MesocúrticaTA1 3.24 Areia muito fina 3.326 0.587 Moderadamente selecionado -0.2412 Negativa 0.9431 MesocúrticaTA2 3.204 Areia muito fina 3.292 0.591 Moderadamente selecionado -0.2328 Negativa 0.8793 PlaticúrticaTA3 3.79 Areia muito fina 3.736 0.7812 Moderadamente selecionado -0.02832 Aproximadamente simétrica 1.039 MesocúrticaTB1 3.849 Areia muito fina 3.782 0.6312 Moderadamente selecionado 0.1474 Positiva 0.7829 PlaticúrticaTB2 3.143 Areia muito fina 3.218 0.6105 Moderadamente selecionado -0.1799 Negativa 0.7885 PlaticúrticaTB3 3.602 Areia muito fina 3.567 0.5918 Moderadamente selecionado 0.07945 Aproximadamente simétrica 1.308 Leptocúrtica
PRAI
A DE
CHA
VES
BARR
A AR
ENO
SA
Declive Granulometria Largura da Praia Estado Morfodinâmico Ventos
(Média Anual)Ondas
(Média Anual) Referências Bibliográficas
0,92°
1,31°
Praia do Atalaia (Salinópolis) Areias finas e muito finas; 200m a 500m Dissipativa 7,9m/s 1,5m/s a 2m Gregório et al. 2005
Algodoal 1°52’ Areias finas; bem selecionadas; simetria positiva; platicúrticas 250m a 500m Dissipativas e Intermediárias Santos, 1996.
Marudá 1°52’ Areias finas; bem selecionadas; simetria positiva; platicúrticas 250m a 500m Dissipativas e Intermediárias Santos, 1996.
Pescadores 1°52’ Areias finas; bem selecionadas; simetria positiva; platicúrticas
250m a 500m Dissipativas e Intermediárias Santos, 1996.
Praia Grande 5,5° a 7° Areias médias e grossas; bimodais; moderadamente selecionadas 60m França & Souza-Filho 2006
Garrote 1,5° a 3° Areias finas; unimodais; bem selecionadas 250m França & Souza-Filho 2006
Barra Velha 1,5° a 3° Areias finas; unimodais; bem selecionadas
250m França & Souza-Filho 2006
Araruna 1,5° a 3° Areias finas; unimodais; bem selecionadas 250m França & Souza-Filho 2006
Pesqueiro 1,5° a 3° Areias finas; unimodais; bem selecionadas 250m França & Souza-Filho 2006
Barco (Soure) Areias fina a muito finas 112 a 468m França & Souza-Filho 2006
Glória (Soure) Areias fina a muito finas 112 a 468m Reflectivas e Intermediárias França & Souza-Filho 2006
Uruci (Soure) Areias fina a muito finas 112 a 468m Reflectivas e Intermediárias França & Souza-Filho 2006
Ariramba 4,5° a 6,5° De areias grossas a areias finas; moderadamente bem selecionadas;
Reflectivas e Intermediárias Muehe, 2006
São Francisco 4,5° a 6,5° De areias grossas a areias finas; moderadamente bem selecionadas; Reflectivas e Intermediárias Muehe, 2006
Marahú 4,5° a 6,5° De areias grossas a areias finas; moderadamente bem selecionadas; Reflectivas e Intermediárias Muehe, 2006
Praia do Amor 4,5° a 6,5° De areias grossas a areias finas; moderadamente bem selecionadas;
Reflectivas e Intermediárias Alves et al. 2005
Praia dos Artistas 4,5° a 6,5° De areias grossas a areias finas; moderadamente bem selecionadas; Reflectivas e Intermediárias Alves et al. 2005
Crispim Areias fina a muito fina; aproximadamente simétricas Dissipativa 3,2 7,6 m/s 0,50 a 1,30 m Bittencourt, 2013
Ranieri & El-Robrini 2012
Ajuruteua (Bragança) 1°52´Areias finas e muito finas; bem e muito
bem selecionadas; aproximadamente simétricas;
370m Dissipativa 4,9m/s a 7m/s 1m/s a 1,2m LIMA, F. P. et al. 2007
Praia da Romana (Curuça)
Areias finas; de bem selecionadas a muito bem selecionadas;
aproximadamente simétrica; mesocúrtica e leptocúrtica.
113m a 250m Dissipativa 4,6m/s 1,5m
