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1. A ZONA COSTEIRA/LITORAL COMO INTERFACE
O termo litoral se refere à plataforma litoral. Esta poderá ser definida como: uma faixa
aplanada, situada a altitudes variadas, na proximidade da linha de costa e limitada, para o
interior, por um rebordo, rigidamente alinhado e contrastante com a referida área aplanada.
A plataforma litoral suporta, freqüentemente, numerosos afloramentos de depósitos
genericamente classificados como plio-plistocênicos e é limitada, para o interior, por um relevo
muitas vezes nitidamente alinhado (relevo marginal). (Araújo, 1991).
O nosso conceito de plataforma litoral engloba as áreas onde se encontram as marcas do
estacionamento do nível do mar durante o Quaternário, ou depósitos relacionáveis com a
proximidade do nível de base durante o Neogênico.
Moreira (1984), define plataforma litoral como antigas plataformas de abrasão que
atualmente se encontram a cotas diferentes do nível do mar, submersas ou emersas,
correspondendo respectivamente a fases de transgressão e de regressão marinhas. Todavia, os
setores submersos serão apenas objeto de referências pontuais a propósito de correntes
(nomeadamente de upwelling) e das variações do nível do mar durante o final do Pleistoceno e
no Holoceno.
O conceito de plataforma litoral comporta características topográficas (área
essencialmente aplanada), geológicas (existência de coberturas sedimentares neogênicas) e
mesmo climáticas.
O relevo do Planeta Terra é resultado de forças geodinâmicas internas ou endógenas
(terremotos e vulcões) e externas ou exógenas (erosão e intemperismo).A energia que produz as
forças geodinâmicas internas é resultado do decaimento radioativo dos isótopos instáveis que
produz o calor interno do planeta. Esta energia propicia a mobilidade das placas litosféricas, o
vulcanismo, os terremotos e a formação das grandes cadeias de montanhas como o Himalaia, os
Alpes, os Andes e as Montanhas Rochosas.
A paisagem terrestre é então modelada por processos externos como erosão e
intemperismo, resultado da interação entre as rochas e os fluidos da atmosfera e da hidrosfera.
A zona costeira, região onde o continente encontra o mar se constitui na zona de
fronteira maior do globo. Esta região se estende por todos os tipos de clima, províncias
geológicas e localizações geográficas. Sua geomorfologia será então modelada pelos processos
de origem tanto continental quanto marinha. Uma das suas características principais é o seu
elevado dinamismo, estando em constante processo de transformação.
Historicamente, a zona costeira atrai a ocupação humana desde os tempos antes de
Cristo quanto grandes civilizações ocuparam a região em volta do Mar Mediterrâneo. Estas
cidades procuravam regiões que oferecessem proteção natural e onde fosse possível a
construção de portos e o desenvolvimento das cidades. Atualmente, a maioria das grandes
metrópoles se situa na zona costeira, que conseqüentemente abriga a maioria da população
global.
O interesse científico sobre a zona costeira se iniciou com os estudos geomorfológicos
interessados no relevo do planeta. Estes estudos produziram mapas, e classificações baseadas
nas mudanças morfológicas. A Engenharia costeira se dedica ao estudo e a viabilidade da
construção de portos, pontes, etc. Oceanógrafos, geólogos estudam a zona costeira no intuito de
compreender os processos hidrodinâmicos e sedimentares que fazem parte da evolução da
região. Biólogos estão interessados no estudo da fauna e flora características dos diversos
ecossistemas que fazem parte do litoral.
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A zona costeira apresenta grande variabilidade temporal e espacial. Mudanças ocorrem
numa escala de tempo que vai de anos a milhares de anos. Por outro lado, as características
geológicas e geográficas do litoral apresentam variações espaciais numa escala de metros até
milhares de quilômetros. Baías, estuários, lagoas, praias arenosa, costões rochosos, falésias,
manguezais são elementos costeiros com características próprias e uma historia geológica única.
As características de alta variabilidade temporal e espacial são resultado de processos
que atingem a zona costeira de forma global como a tectônica de placas e a variação relativa do
nível do mar.
Dentro do contexto da tectônica de placas existem 3 tipos característicos de regiões
costeiras de primeira ordem, associados com a natureza da margem continental adjacente e a
massa continental:
(i) aquelas associadas ao movimento de convergência
Estas zonas costeiras apresentam tectônica complexa e ativa, sendo caracterizadas por uma
topografia de alto relevo, com bacias de drenagem pequenas, ausência de deltas devido a
ausência de plataforma continental. Os sedimentos carreados pelos rios ou se depositam em
estuários e baías ou são levados diretamente para o oceano, conseqüentemente estas regiões se
caracterizam pela ausência de deltas. Ocorrem nas margens continentais do tipo Pacífico ou
ativa, localizadas na costa oeste da América do Sul e do Norte.
(ii) aquelas associadas ao movimento de divergência
Estas zonas costeiras apresentam uma grande diversidade de tipos porque ocorrem numa
variedade de regiões tectônicas que se dividem em três categorias:
(a) recentes – associadas com os estágios iniciais de desenvolvimento costeiro numa região de
centro de espalhamento do fundo oceânico. O Mar Vermelho e o Golfo de Aden onde as placas
Arábica e Africana estão se separando são exemplos característicos. Geralmente há pouco
sedimento disponível devido a ausência de sistemas de drenagem, que ainda não tiveram tempo
para se desenvolver.
(b) Africana – associada a uma massa continental que apresenta uma única variedade de zona
costeira. Além do continente Africano, a Groenlândia é um outro exemplo. Uma alta atividade
erosiva no continente favorece a formação de grandes deltas ao longo do litoral. (Niger, Nilo).
(c) Americana – representada pela costa leste da América do Sul e do Norte. São porções
tectonicamente estáveis de continentes que apresentam planícies costeiras extensas, de baixo
relevo e sistemas de drenagem bem desenvolvidos. Grandes rios mundiais localizam-se neste
tipo de costa, ex. Amazonas, Ganges-Bhramaputra. Estes rios constroem grandes deltas devido
a grande quantidade de sedimento e a larga plataforma continental que os recebe e onde os
mesmos são depositados.
(iii) aquelas associadas com mares marginais.
Este tipo de zona costeira está protegido dos processos do oceano aberto pela presença
de arcos de ilhas. Apresentam relevo baixo e o sistema de drenagem bem desenvolvido. O fato
de estarem localizados numa região de clima temperado com abundante precipitação favorece a
produção de um grande volume sedimentar e alta descarga fluvial. A baixa energia das ondas
favorece a acumulação destes sedimentos em grandes deltas.
Um outro processo que apresenta grande variabilidade espaço-temporal é a flutuação
relativa do nível do mar. Esta flutuação pode ser contínua e lenta ou ocorrer de forma rápida.
Em alguns segundos, por exemplo, um terremoto pode abaixar ou elevar uma região costeira
provocando assim uma variação relativa local do nível do mar.
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A mudança relativa do nível do mar num determinado lugar pode ser conseqüência de
movimentos globais (eustáticos) ou locais (relativos). O aumento global do nível do mar tem
relação direta com mudanças no volume de água dos oceanos e, portanto está diretamente
controlada pelo volume do gelo terrestre. Logo, mudanças globais da temperatura do planeta são
as causas principais das variações globais do nível do mar.
Mudanças locais do nível do mar são controladas por movimentos tectônicos ou
sedimentação. Portanto, variações relativas do nível do mar são conseqüência da conjunção dos
movimentos eustáticos, tectônicos e das taxas de sedimentação locais. Atualmente os
mecanismos, escalas temporais e taxas da variação do nível do mar em termos mundiais tem
sido objeto de várias pesquisas científicas. A possível influência antrópica no aumento global do
nível do mar devido ao efeito estufa é objeto de calorosas discussões entre os cientistas.
Estas feições de primeira ordem decorrentes dos movimentos tectônicos global são
muito extensas geograficamente, com mais de 1000 km de comprimento. Já as feições de
segunda ordem podem se estender de dez a centenas de km, sendo caracterizadas por processos
que moldam a zona costeira como o clima e as marés. Por outro lado, as feições de terceira
ordem são pontuais e exibem feições de deposição e erosão, causadas pela ação das ondas.
É importante salientar que a divisão das zonas costeiras em feições de primeira ordem
só é aplicável numa escala global. A classificação tectônica é importante quando consideramos
uma organização global das zonas costeiras.
Ao longo do tempo geológico, os processos de erosão e deposição ao longo da zona
costeira tendem a desenvolver um litoral longo, reto ou levemente curvilíneo. Os cabos são
erodidos e os estuários e baías preenchidos com sedimentos. A configuração do litoral evolui até
a energia das ondas se distribuir igualmente ao longo da costa e nenhum evento de erosão ou
deposição em larga escala ocorrer.
A zona costeira pode ser caracterizada pela interferência entre diferentes tipos de
fenômenos que se relacionam ora com a hidrosfera (correntes, ondas, marés, variações do nível
do mar), ora com a litosfera (tectônica, estrutura geológica, aportes sedimentares) quer com a
atmosfera (clima, agitação marítima).
A variedade de fenômenos em ação converte essa faixa numa interface extremamente
complexa e dinâmica. Existem vários tipos de litorais, dependendo da estrutura geológica.
Figura 1
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Figura 1. Classificação dos litorais essencialmente baseada na situação estrutural
2. ORIGEM E CARACTERÍSTICAS DA ÁGUA DO MAR
A água do mar é vista como um produto da lixiviação de substâncias solúveis dos solos
e das alteritas existentes nos continentes, processo que está em ação desde que as primeiras
chuvas começaram a cair sobre a crosta primitiva e que se desenrolou ao longo de muitos
milhões de anos. Com efeito, a água do mar atingiu a sua salinidade atual apenas há cerca de
700 milhões de anos (Strahler, 1987).
A água é praticamente um solvente universal – da estrutura molecular da água derivam
muitas das suas propriedades, sem as quais a vida não seria possível, na Terra. A molécula de
água tem uma estrutura ligeiramente dipolar.
Deste modo, a água consegue quebrar as ligações iônicas existentes nas moléculas de
variadíssimas substâncias, o que se traduz na respectiva dissolução. O cloreto de sódio poderá
ser invocado como exemplo.
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A análise da penetração das radiações luminosas na água, ajuda a explicar a cor
azul/verde dos oceanos e a rápida absorção da energia incidente com a profundidade. Com
efeito, a 1 m de profundidade, apenas 45% da energia incidente continua disponível.
A variação da temperatura, da salinidade e da densidade da água do mar depende da
latitude e introduz os conceitos de termoclina, haloclina e picnoclina.
Parece importante lembrar a existência de áreas com excesso de energia e déficit
energético e a forma como essa situação evolui ao longo do ano. Basicamente, é desse balanço
energético que decorre a circulação atmosférica. A circulação marinha complementa a
circulação atmosférica, mas, dada a maior viscosidade da água, tem um tempo de resposta muito
diferente. Deste modo, a circulação marinha pode colaborar no controle de mecanismos de
oscilações climáticas de período relativamente longo.
Uma breve referência à circulação geral da atmosfera permitirá recordar a disposição
dos principais centros de ação e os ventos daí decorrentes. Daí partir-se-á para a análise de um
mapa com as principais correntes definindo quais as correntes quentes e frias. O mapa
apresentado, extraído do Atlas Hachette de 2002 (figura 2), tem a particularidade de representar
os principais climas a nível mundial e também os locais onde se faz sentir o fenômeno de
upwelling.
Entre a direção dos ventos e as correntes marítimas por eles induzidas existe um ângulo
de cerca de 45° à superfície que vai aumentando em profundidade, à medida que o atrito entre
as partículas de água aumenta também.
De um modo geral as águas são mais quentes e menos salgadas à superfície do que em
profundidade. As águas de superfície são geralmente bem misturadas e relativamente
homogêneas até 100m de profundidade. Depois, a densidade aumenta rapidamente entre 100 e
500m (picnoclina). Abaixo dessa profundidade, o aumento da densidade torna-se muito lento
(Riser, 1999).
Porém, quando a densidade das águas de superfície aumenta, devido, por exemplo, à
mistura das águas quentes e salgadas da corrente do Golfo com as águas frias e pouco salgadas
do oceano Ártico, isso acaba por produzir uma massa de água fria e salgada, e por isso bastante
densa, que desce para áreas mais profundas e daí se escoa ao longo da vertente ocidental da
dorsal do Atlântico, até se juntar à circulação profunda que rodeia a Antártida.
A dessimetria climática existente entre os desertos periglaciares canadianos e as regiões
agrícolas e florestais do sul da Escandinávia, situadas à mesma latitude de 60°N demonstra que
a extremidade ártica da corrente do Golfo é a zona de dissipação de calor mais importante do
planeta.
Por isso, é aí que a interação entre os fenômenos atmosféricos, glaciares e oceânicos é
mais direta (Riser, 1999). Deste modo, qualquer alteração na corrente do Golfo terá,
obviamente, conseqüências decisivas ao nível planetário. O mesmo terá acontecido, como é
óbvio, durante o Quaternário.
A figura 2 permite verificar o ângulo existente entre os ventos e as correntes por eles
provocadas ao mesmo tempo ajuda a compreender a razão do fenômeno de upwelling.
Com efeito, a existência de correntes que afastam as águas do continente (caso, por
exemplo, das correntes das Canárias e de Benguela) tem, forçosamente, que provocar uma
alimentação em água profunda.
Este assunto permite compreender um pouco melhor as complexas interações entre a
atmosfera e a hidrosfera a nível global, e permite também, lançar uma ponte para a discussão de
temas como as oscilações e mudanças climáticas.
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A análise levada a cabo por Lomborg (2002) appud Riser (1999), poderá ser invocada a
este respeito. Com efeito, o fenômeno El Niño não terá existido durante o Holoceno médio
(8000-5000 anos BP) quando o clima global e regional era 1-2°C mais quente do que na
atualidade.
Deste modo, parece que o aquecimento não tem uma correlação imediata com o El Niño
e a existência de fortes “El Niño” não deverá ser invocada como prova de um aquecimento
global.
Figura 2: relação entre a direção
dos alíseos e as correntes
por eles geradas. o
upwelling.
3. ONDAS
As ondas são causadas pelos ventos, que no contato, transferem energia para a
superfície da água. Ao passar uma onda, objetos flutuantes na superfície do mar deslocam-se
para cima e para baixo em movimento circular. Isso ocorre por as partículas de água moverem-
se também em órbitas circulares, que diminuem de diâmetro com a profundidade.
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A profundidade máxima de movimentação da água equivale à metade do comprimento
de onda, na qual o diâmetro orbital das partículas é 25 vezes menor que na superfície. Esta
profundidade é conhecida como base da onda, e é definida, portanto, como a profundidade
máxima na qual a onda pode mover partículas e erodir os sedimentos finos do assoalho
marinho.
As ondas movem-se, portanto, apenas em sua forma, não impulsionam massas de água;
transportam energia, mas não a água adjacente. Veja nesta figura os nomes dos principais
parâmetros que caracterizam uma onda.
Crista de onda – Porção mais superior da onda
Vale da onda – Depressão entre duas cristas. Também chamada de calha ou cava.
Altura da onda – Distância vertical entre a crista de uma onda e a base do vale da onda
adjacente.
Comprimento de onda - Distância horizontal entre qualquer ponto de uma onda e o ponto
correspondente da próxima onda.
Amplitude de onda - Distância vertical máxima da superfície do mar à partir do nível da água
em repouso. Equivale a metade da altura da onda.
Agudez da onda - Relação entre a altura e o comprimento da onda.
Período de onda - O tempo que leva para uma onda completar um comprimento de onda para
passar por um ponto estacionário.
Velocidade da onda - Velocidade na qual uma onda individual avança sobre a superfície da
água.
3.1 - Velocidade da onda
A velocidade da onda é função de seu comprimento: quanto maior este parâmetro,
maior a sua velocidade. Além disso, um grupo ou trem de ondas viaja na metade da velocidade
das ondas individuais.
A razão para isto é que as ondas que estão à frente do trem de ondas perdem energia
quando elevam a superfície da água, desaparecendo e sendo repostas por ondas que vem atrás.
Por outro lado, pela interrupção do movimento circular no final do grupo de ondas, há
fornecimento de energia extra, que aparece na forma de uma nova onda que se forma na
retaguarda.
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Fig. 05. Esta figura mostra o desenvolvimento de um trem de ondas. A primeira onda perde
energia ao elevar a água que se encontrava em repouso à sua frente; uma nova onda se forma no
final do trem de ondas, pois há liberação de energia já que o movimento da água pára. Em águas
profundas (maiores que a metade que o comprimento de onda), o trem de ondas viaja na metade
da velocidade das ondas individuais.
3.2 - Desenvolvimento das ondas no mar
O desenvolvimento de ondas em águas profundas é complexo, sendo causado principalmente
por 3 fatores: a velocidade, a duração do vento e a área na qual este sopra, denominada área de
geração.
Quando a velocidade do vento persiste o bastante e tem suficiente área de geração para
produzir a máxima altura de onda que possa ser mantida por esse vento, origina-se a condição
denominado desenvolvimento total do mar. É bastante raro para ventos de alta velocidade pois,
para que as ondas atinjam sua altura máxima, necessitam de área muitíssimo grande, com o
vento soprando durante muito tempo.
Se existirem condições para o desenvolvimento total do mar, é possível prever as
características das ondas resultantes, embora as mais altas, que podem ser estimadas
estatisticamente, não possam ser exatamente previstas.
Duas podem ser as forças restauradoras das ondas: a tensão superficial e a força da
gravidade. Estas fazem retornar as ondulações das ondas em nível normal do mar. Geralmente a
força restauradora causada pela tensão superficial é insignificante quando comparada com a da
gravidade, mas para ondas pequenas, com comprimentos de ondas menores que 2 centímetros, a
força dominante é mesmo a tensão superficial.
3.3 - Como as ondas se rompem
Quando as ondas formadas em oceano aberto aproximam-se de águas rasas,
progressivamente se reorientam para permanecerem paralelas à linha de costa. Tal fenômeno é
chamado de refração e é função da diminuição da profundidade.
Existem 3 tipos fundamentais de movimentos ondulatórios. Figura 06.
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Figura 06: Tipos de ondas
Nas ondas longitudinais, tal como nas ondas sonoras, as partículas movimentam-se para
frente e para trás na mesma direção da propagação da energia, tal como uma mola,
alternadamente distendida e comprimida. A energia pode ser transmitida em todos os estados da
matéria (sólido, líquido e gasoso) através deste movimento longitudinal das partículas.
Nas ondas transversais a energia viaja na perpendicular da direção de vibração das
partículas. Este tipo de movimento transmite-se apenas nos sólidos. As ondas que transmitem
energia ao longo da interface entre 2 fluidos de densidades diferentes têm um movimento que
combina o das ondas longitudinais e transversais. O caso mais típico é o da interface
atmosfera/oceano. As partículas movem-se em trajetória circulares. Daí o nome de ondas
orbitais.
Figura 07: Características essenciais das ondas orbitais
3.4 - Características das ondas
A figura 07 mostra as relações entre comprimento de onda, período e velocidade das
ondas quando em águas profundas. Através do gráfico, sabendo um dos elementos
característicos da onda é possível saber os outros. Assim, uma onda com um período de 8
segundos terá um comprimento de onda de 100m e uma freqüência de 7,5/minuto. A velocidade
será 100X7,5, isto é: 750m por minuto ou 12,5 m por segundo.
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Figura 08: Relações entre o comprimento de onda, o período e a velocidade das ondas.
As órbitas circulares das partículas de água têm um diâmetro igual à altura da onda.
Quando uma partícula está na crista da onda, move-se no mesmo sentido da propagação da
energia. Quando está na cava, move-se no sentido inverso. (Fig. 09).
Figura 09: A transmissão da energia do vento para as ondas
Os diâmetros das órbitas das partículas diminuem com a profundidade abaixo do nível
da água parada (nível médio entre a crista e cava), até que a movimentação das partículas numa
onda ideal cessa completamente a uma profundidade igual à metade do comprimento de onda
(L/2.
Ondas de águas profundas. As ondas que ocorrem quando a profundidade é maior que
metade do comprimento de onda chamam-se ondas de águas profundas (fig. 10 ). Não são
afetadas pelos fundos oceânicos.
Ondas de águas baixas (shallow water waves). São ondas cuja profundidade é inferior a
1/20 do comprimento de onda. No caso da onda da figura 6, isso corresponderia a profundidades
inferiores a 5m. Incluem-se nesta categoria as ondas geradas pelo vento quando se aproximam
da linha de costa (fig. 10), os tsunami e as ondas de maré geradas pela atração do Sol e da Lua.
A sua velocidade aumenta com a profundidade. A movimentação das partículas em águas pouco
profundas é uma órbita elíptica muito achatada que se aproxima da oscilação horizontal (fig.
10). Esse movimento oscilatório pode, por isso, afetar o fundo do mar.
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Ondas de transição. As ondas de transição acontecem quando a profundidade é inferior a
metade do comprimento de onda mas maior que 1/20 do comprimento de onda. No caso da onda
da figura 6, entre 50 e 5 m de profundidade. A sua velocidade é controlada em parte pelo
comprimento de onda e em parte pela profundidade.
Figura 10: Ondas de águas profundas, intermédias e pouco profundas.
Figura 11: Modificações sofridas pelas ondas quando se aproximam da linha de costa
3.5 - Ondas geradas pelos ventos
Quando o vento sopra, as tensões por ele criadas deformam a superfície do oceano sob a
forma de pequenas ondas com cristas arredondadas e cavas em forma de "V" e com
comprimentos de onda muito curtos, inferiores a 1,74 cm. Chamam-se rídulas (ripples) e a
tensão superficial da água tem tendência a destruí-las, restaurando a superfície lisa da água (fig.
11, parte esquerda).
À medida que estas ondas se desenvolvem, a superfície do mar ganha um aspecto
irregular, o que permite uma maior exposição ao vento e uma maior transferência da energia do
vento para as águas. Quando essa energia aumenta desenvolvem-se ondas de gravidade. Estas
têm comprimentos de onda superiores a 1,74 cm e uma forma sinusoidal (parte média).Uma
vez que atingem uma maior altura, a gravidade torna-se a principal força de restauração da
superfície, daí o nome de ondas de gravidade.
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Figura 12: Ondas de capilaridade e de gravidade
Se a energia que lhes é fornecida aumentar, a altura da onda aumenta mais do que o
comprimento. Assim, as cristas tornam-se pontiagudas e as cavas arredondadas (fig. 12, direita).
A energia do vento faz aumentar a altura, comprimento de onda e velocidade das ondas. Mas
quando a velocidade das ondas iguala a dos ventos, já não é adicionada mais energia à onda, que
atinge então a sua maior dimensão.
A zona de origem das ondas (em inglês designa-se como "sea") é caracterizada por uma
superfície eriçada por ondas de pequeno comprimento de onda, com ondas movendo-se em
várias direções e com diferentes períodos e comprimentos de onda. Este fato deve-se à
acentuada variação da direção e velocidade do vento. Outros fatores que condicionam a energia
das ondas são a duração do impulso do vento numa dada direção e fetch (distância em que o
vento sopra na mesma direção).
3.5.1 - Swell
Quando as ondas se aproximam das margens oceânicas, onde a velocidade do vento
diminui, elas podem viajar mais depressa que o vento. Nessa altura o declive da onda diminui e
elas transformam-se em ondas com longas cristas designadas como “swell”.
Figura 13: Área de origem da ondulação e Swell
O swell pode deslocar-se ao longo de grandes distâncias sem perda significativa de
energia. Sistemas de ondulação originados na Antártida foram encontrados a quebrar no Alaska,
depois de viajar mais de 10.000 km. As ondas com maior comprimento de onda serão aquelas
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que viajam mais depressa, porque, em águas profundas, a velocidade é função do comprimento
de onda.
Devido ao fato de que o swell de diversas tempestades coexistem no oceano, é
inevitável que venham a colidir e interferir uns com os outros. Isso cria padrões de interferência.
Trata-se da soma algébrica da movimentação que cada uma delas produziria. Quando os
sistemas de ondas de 2 áreas de origem colidem, o resultado pode ser construtivo, destrutivo, e
mais freqüentemente, misto.
A interferência construtiva acontece quando ondulações com o mesmo comprimento de
onda se encontram em fase, o que significa que as cristas e as cavas coincidem. A onda
resultante terá o mesmo comprimento de onda e uma altura que será a soma das alturas
individuais.
A interferência destrutiva acontece quando as cristas de um sistema coincidem com as
cavas de outro. Se os sistemas de ondulação têm características semelhantes, a soma algébrica
será zero, e a energia de um será cancelada pela do outro. Porém, é mais provável que haja
ondas de diversos comprimentos e alturas em cada sistema e por isso, que se desenvolva uma
interferência mista. É por isso que, os sistemas de ondulação que chegam à costa geralmente
têm padrões irregulares com seqüências de ondas altas e baixas.
3.5.2 - Ondas livres e forçadas
As ondas forçadas são mantidas pelo vento, de tal forma que as suas características
estão adaptadas a ele.
Nas ondas livres a movimentação dá-se de acordo com os ventos na área de origem, mas
não existe uma força que as mantenha em movimento. Mesmo na área de origem, existe uma
mistura entre ondas livres e forçadas. Além disso, dado que o vento é variável, há sempre vários
sistemas de ondas criados em cada área de origem.
Quando a profundidade é inferior a 1/20 do comprimento de onda as ondas começam a
comportar-se como ondas de pequena profundidade. A movimentação das partículas é muito
retardada pela ação do fundo e existe um significativo transporte de água em direção à linha de
costa.
O fundo marinho, a baixa profundidade, interfere com o movimento das partículas na
base da onda, atrasando-a. Por isso, há uma espécie de compressão das cristas das ondas, o que
reduz o respectivo comprimento de onda. Esse fato é compensado por um aumento da altura.
As cristas tornam-se estreitas e pontiagudas e as cavas tornam-se curvas largas, tal como
nas ondas de alta energia do mar aberto. O aumento da altura acompanhado de diminuição do
comprimento de onda aumenta o declive da onda (H/L). Quando este atinge 1/7, a onda quebra.
A vaga mais vulgar é a vaga por derramamento (spilling breaker, fig. 14). Esta resulta
de um declive relativamente suave do fundo, que extrai energia mais gradualmente da onda,
produzindo uma massa turbulenta de ar e água que escorre na frente da onda em vez de
encaracolar no topo.
Nas vagas em voluta a crista da onda adianta-se muito em relação à sua base e desaba
por falta de apoio. Estas vagas em voluta formam-se em praias com um declive moderado (fig.
14).
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Se o declive da praia e a altura da onda foram muito acentuados, a onda quebra sobre a
forma de grandes rolos ou vagalhões (surging breakers, fig. 14). É o que acontece com as vagas
de tempestade (Moreira, 1984).
Figura 14: Vagas por derramamento, em voluta e em rolo (surging)
3.6 - Refração das ondas
As ondas começam a arquear-se e os comprimentos de onda a tornarem-se mais curtos
quando os sistemas de ondulação "sentem o fundo" ao aproximar-se da linha de costa.
É raro que o ângulo de aproximação à praia seja exatamente 90°. Por isso, alguns
setores começarão a "sentir o fundo" mais cedo e atrasar-se-ão em relação ao resto da onda.
Disso resulta uma curvatura da frente da onda que se designa como refração da onda.
Na figura 13, vemos como uma topografia de fundo irregular atrasa certas partes da
onda que se aproxima da costa. A refração distribui energia de uma forma desigual na praia. Se
construirmos linhas perpendiculares à frente das ondas, e as espaçarmos de modo que a energia
nesses setores seja sempre igual, obtemos linhas ortogonais (fig. 15) que nos ajudam a
compreender como a energia das vagas se distribui.
As ortogonais convergem nos promontórios e divergem nas baías. Por isso a energia e a
erosão será maior nos promontórios e mais dispersa nas baías, onde pode ocorrer acumulação de
areias. A maior energia nos promontórios é demonstrada pela existência de ondas mais altas.
Figura 15. Refração das ondas
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3.7 - Difração das ondas
A difração pode definir-se como um encurvar das ondas à volta de objetos. Permite que
a ondulação penetre nos portos e por detrás de barreiras (fig. 16). A difração acontece porque
qualquer ponto de uma onda pode ser uma fonte a partir da qual a energia se propaga em todas
as direções.
Figura 16: Difração das ondas
3.8 - Reflexão das ondas
Nem toda a energia das ondas é consumida quando elas esbarram contra a linha de
costa. Uma parede vertical, tal como um molhe, pode refletir a ondulação de volta para o
oceano, com pouca perda de energia (fig. 17). A reflexão das ondas nas barreiras costeiras
ocorre segundo um ângulo igual ao ângulo de incidência.
Nas condições de ondas perpendiculares ao obstáculo, a reflexão produz ondas
estacionárias. Estas resultam de duas ondas do mesmo comprimento que se movimentam em
direções opostas. As partículas continuam a mover-se na horizontal e na vertical, mas não existe
o movimento circular que se vê numa onda progressiva. Estas ondas são caracterizadas pela
existência de linhas ao longo das quais não existe movimento vertical (linhas nodais). Nos
antinodos há uma alternância entre subidas e descidas e a movimentação é inteiramente vertical.
A altura da onda estacionária teoricamente pode atingir o dobro da altura da onda
incidente, o que pode traduzir-se em problemas na estabilidade dos navios junto aos cais de
ancoragem.
Figura 17: Reflexão das ondas
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Storm Surge
Os centros de baixa pressão são acompanhados por um empolamento da superfície da
água, que acompanha o movimento da depressão. Quando a tempestade se aproxima da costa a
parte desse empolamento onde os ventos se dirigem para o lado da terra produz uma subida do
nível do mar afetando a linha de costa. As storm surge podem ser altamente destrutivas nas
costas baixas, sobretudo se coincidirem com uma maré alta.
Tsunami
De origem japonesa - a palavra TSUNAMI designa ondas oceânicas de grande altura.
Embora sejam erroneamente denominadas de ondas de maré, as tsunamis não são causadas por
influência das forças de maré (forças astronômicas de atração do Sol e da Lua).
São ondas de grande energia geradas por abalos sísmicos. Têm sua origem em
maremotos, erupções vulcânicas e nos diversos tipos de movimentos das placas do fundo
submarino. Portanto uma boa definição para a TSUNAMI seria uma onda sísmica que se
propaga no oceano.
Historicamente, é no Oceano Pacífico onde ocorreram a maioria das TSUNAMIS, por
ser uma área cercada por atividades vulcânicas e freqüentes abalos sísmicos. Ao norte do
Oceano Pacífico, desde o Japão até o Alasca, existe uma faixa de maior incidência de
maremotos e erupções vulcânicas que originariam as tsunamis mais freqüentes do nosso planeta.
Na recentemente levantada hipótese sobre o perigo de um maremoto de grandes proporções, ele
seria tão catastrófico quanto maior for presumida a explosão vulcânica nas Ilhas Canárias, local
onde foi detectada importante atividade sísmica no subsolo.
Uma analogia a esse processo seria uma panela de pressão que tem a sua válvula
reguladora obstruída enquanto aumenta o calor interno gerado pelo fogo. A pressão interna vai
aumentando proporcionalmente ao acúmulo de energia potencial. Este processo tem
continuidade até que ocorra uma ruptura em algum ponto da estrutura da panela redundando em
uma explosão, ou seja, na liberação instantânea de grande quantidade de energia.
Por outro lado, uma erupção vulcânica não é um evento comum e se levarmos em conta
outros fatores, veremos que a probabilidade de formação de uma onda tsunami destruidora no
Brasil é pequena. Outro fator a ser considerado é a distância do litoral brasileiro,
especificamente dos estados do Rio Grande do Norte, Ceará, Maranhão, Piauí, Pará e Amapá,
em relação à Ilhas Canárias. São aproximadamente 4,500 km/h, o que equivaleria a 8 horas de
percurso até chegar ao litoral brasileiro.
Assim, quanto maior for a distância entre a origem (epicentro) e o litoral de impacto,
maior será a perda de sua intensidade por espalhamento e mesmo dissipação de sua energia.
Outro fator de reflexão é que quanto menor for a profundidade das zonas por onde a onda
propaga maior vai ser a redução de sua energia pelo atrito com o fundo submarino.
Se somarmos a probabilidade e os registros históricos de erupções e/ou abalos sísmicos
em ilhas do Oceano Atlântico, que são mínimos, veremos que as chances de ocorrer um
acidente ambiental de grandes proporções são baixas.
Desta forma, antes do Brasil, Portugal, Norte da África e o arquipélago de Cabo Verde
serão as vítimas potenciais devido à proximidade do epicentro da eventual explosão vulcânica,
recebendo diretamente o impacto da onda de grande altura.
20
Os japoneses chamam às grandes ondas destrutivas que ocasionalmente penetram nos
seus portos, tsunami, ou "ondas de porto". Trata-se de ondas que têm origem nos sismos, por
vezes impropriamente chamadas "tidal waves," o que, a ser uma designação correta, implicaria
uma falsa relação com as marés.
Os tsunami são criados pela movimentação de falhas. Isto origina sismos e também
mudanças bruscas no nível da água à superfície do mar. Eventos secundários tal como
avalanches submarinas produzidas pelo jogo das falhas também podem originar tsunami.
Uma vez que o comprimento de onda dos tsunami excede 200 km trata-se,
necessariamente, de ondas que se comportam como sendo de águas pouco profundas. Por isso, a
sua velocidade é sempre determinada pela profundidade da água.
No mar aberto move-se a velocidades superiores a 700 k/h, com alturas de 0,5m. Por
isso, passam facilmente desapercebidos. Porém, em águas pouco profundas, tornam-se mais
lentos e a água começa a acumular-se contra a linha de costa, podendo ultrapassar 30m de altura
e entrando nos portos com efeitos destruidores.
Um tsunami pode ter uma onda única, mas a libertação da energia sísmica geralmente
origina várias ondas. O Oceano Pacífico é aquele que é mais sujeito a tsunami, porque se situa
numa área particularmente instável (anel de fogo do Pacífico), com sismos violentos freqüentes.
Figura 18: Processo de criação dos tsunami
4. FUNDOS MARINHOS
Os tipos de fundos têm influência na qualidade da formação das ondas.
4.1 - Fundo de areia:
São bancos de areia que se modificam de acordo com as correntes e ventos, são cercados de
valas que fazem a boa formação das ondas ou não, quando elas estão com pouca força.
Obs: As valas são buracos ou correntes onde a água empurrada pelas ondulações para a praia
retorna ao oceano.
21
Elas ficam sempre entre dois bancos de areia; muito boas para os surfistas, pois, chegamos ao
fundo com mais facilidade como também perigosas para os banhistas, pois muitos se afogam
nelas, lutando contra sua força. É o fundo predominante no Brasil.
4.2 - Fundo de Pedra:
Formados perto de encostas que têm origem no mar, são fundos constantes que só dependem de
um boa ondulação vinda na direção certa.
Em alguns lugares, longe de encostas, existem acúmulos de pedras que fazem ondas de boa
formação no meio das praias.
4.3 - Recifes de Coral:
Este tipo de fundo se classifica de duas formas - a que se forma a partir da praia e as que
se formam longe das praias
Nas que se formam longe das praias como Pipeline e Serrambi (Pernambuco), as
ondulações encontram as paredes de recifes fazendo com que as ondulações quebrem longe da
praia e acabem nos canais (valas). Dependem de um conjunto de fatores para que se tornem
realmente boas.
O outro tipo de fundo de coral se forma a partir da praia ou de fundos muito rasos que
quase formam pequenas ilhotas e, pela proximidade um do outro como arquipélago, qualquer
tipo de ondulação e vento proporciona um bom divertimento fazendo ondas que muitas vezes só
conseguimos chegar ao pico usando barcos.
Neste último tipo, se deve ter muita atenção com a variação das marés, pois, usando esta
muito baixa se torna muito perigoso (os corais são muito afiados e em muitos momentos ficam
expostos podendo causar ferimentos). As ondulações grandes formam ondas tubulares e rápidas.
5. MARÉS
As marés são determinadas de acordo com a posição da Lua em relação ao Sol e destes
em relação a Terra, e ainda por sua movimentação. Existem duas forças agindo neste evento: a
força de atração entre os astros (Lei da Atração Gravitacional, de Isaac Newton, 1686), que
diz que "a força de atração entre dois corpos é diretamente proporcional às suas massas e
inversamente proporcional ao quadrado da distância entre eles". Isto prova que a Lua é o
principal astro que mais influencia as marés, pois, apesar de sua massa ser pequena, está muito
próxima da Terra; e o Sol, que possui massa muito maior, está a uma distância muito grande, o
que diminui muito a sua forca de atração (Lua = 2 vezes mais que o Sol). A outra força é a
força centrífuga, gerada pelo movimento da Terra e da Lua em torno de um centro comum.
Explicando melhor: o lado da Terra, que estiver voltado para o astro atrator, irá
apresentar maré cheia gerada pela força gravitacional e o lado oposto da Terra irá também
apresentar maré cheia, porém originada pela força centrífuga, eventos todos resultantes de um
complexo sistema de vetores de força.
Nas noites de Lua nova e cheia, os três astros estão alinhados, a chamada conjunção,
proporcionando a soma das forças de atração Lua e Sol, gera marés com grande alcance: as
marés de sizígia. Nas Luas crescente e minguante, o Sol e a Lua, formam um ângulo reto em
relação à Terra, dividindo as forças de atração. Como conseqüência, temos as marés de
quadratura, com as menores amplitudes mensais.
22
Porém, as marés não sobem e descem todos os dias no mesmo horário porque a Lua
leva 27 dias para completar sua volta em torno da Terra e a cada 24 horas, ela caminhou apenas
1/27 de sua trajetória. Então, o dia lunar, compreende um período de 24 horas e 50 minutos,
pois, a cada dia, a Terra deve girar 50 minutos (1/27 de 24 horas) a mais para encontrar-se na
mesma posição (em relação à Lua) em que estava no dia anterior. Então, uma pessoa que
observa a Lua exatamente sobre a sua cabeça, de um determinado local, irá observá-la na
mesma posição 50 minutos mais tarde a cada dia. Da mesma maneira ocorrem as marés, sempre
com 50 minutos de "atraso" em relação ao dia anterior.
No domínio costeiro, a amplitude da maré pode ser a causadora de profundas
modificações no processo de sedimentação do litoral, seja acumulando ou erodindo a costa.
As variações da lua influem diretamente nas marés, como também podem influir no
tamanho e formação das ondas.
- Lua cheia e nova: Luas fortes significam marés com muitas variações (muito alta e muito
baixa).
- Lua minguante e crescente: Luas fracas significam poucas variações de marés.
5.1 - Marés vivas e mortas
Embora a força das marés provocadas pelo Sol corresponda apenas a 46% da das marés
lunares, é evidente que a posição dos bojos solares, que teoricamente, circulam pela hidrosfera
independentemente dos bojos lunares, acabam por interferir com as marés lunares, acentuando-
as (marés vivas) ou contrariando-as e diminuindo a respectiva amplitude (marés mortas).
É dessa interferência que resulta a existência de marés desiguais ao longo de um mês
lunar, sendo que as marés vivas acontecem a cada Lua nova e a cada Lua cheia e as marés
mortas acontecem nos quartos crescente e minguante.
23
5.2 - Marés diurnas, semi-diurnas e mistas
A maré diurna tem apenas uma maré alta e uma maré baixa cada dia. O período é de
24h e 50min. As marés mistas correspondem a situações com algumas características de marés
semidiurnas e outras de marés diurnas. Muitas vezes há duas marés altas e duas marés baixas
em cada dia lunar, mas as duas marés sucessivas têm alturas significativamente diferentes.
Estas desigualdades são maiores quando a Lua está sobre os trópicos (marés tropicais),
do que quando a lua está sobre o equador (marés equatoriais). Também pode haver alguns dias
ao longo de mês em que as marés têm um período de 24h50min, tipicamente diurno.
A existência destes dois últimos tipos de marés (diurnas e mistas) explica-se pelo fato
de a Terra ter uma superfície muito irregular, com continentes separando oceanos de formas
irregulares.
A existência de marés diurnas ou semidiurnas tem uma grande importância na definição
do tempo de estacionamento do nível do mar nas diferentes altitudes compreendidas entre os
níveis das marés mais baixas e mais altas.
Com efeito, no caso das marés semi-diurnas é ao nível das marés altas e baixas médias
que o tempo de estacionamento é maior. Nas marés de tipo diurno, o mar estaciona mais tempo
perto do nível médio.
A existência de certos fenômenos meteorológicos (ciclones tropicais, depressões
subpolares muito cavadas) pode provocar, como vimos, fenômenos do tipo storm surge. De uma
maneira geral, as variações da pressão atmosférica traduzem-se sempre por variações no nível
do mar. Essas variações constam das tabelas das marés e destina-se a corrigir o nível calculado
para as marés por processos astronômicos.
5.3 - Dinâmica das marés: linhas cotidais e pontos anfidrômicos
Os bojos formados pela atração da Lua situam-se na respectiva vertical (maré alta
direta) e do lado oposto da Terra (maré alta reflexa). À medida que a Terra roda, o referido bojo,
correspondente à onda de maré desloca-se também no sentido direto.
O fato de os oceanos estarem compartimentados em bacias faz com que a circulação das
marés se feche dentro de cada uma dessas bacias e se faça à volta de um ponto central (o ponto
anfidrômico), situado aproximadamente no centro de cada bacia oceânica e em cada hemisfério.
A maré pode ser vista, assim, como uma onda em que as duas cristas estão separadas
por 20.000 km (metade do diâmetro do Equador). Trata-se de ondas muito longas. Como vimos
no tema anterior, com uma profundidade abaixo de 1/20 do comprimento de onda as ondas
comportam-se como ondas de baixa profundidade, cuja velocidade é determinada pela
profundidade1[1]
.
Como todas as ondas que se aproximam da terra, as ondas de maré sofrem um aumento
de altura à medida que a profundidade diminui. Pelo contrário, em direção ao centro da bacia
oceânica, a altura da onda de maré diminui até se anular no ponto central, o chamado ponto
1 [1]
Neste caso, a profundidade limite é de 1000 km, muitíssimo superior à profundidade das
bacias oceânicas que se situa entre 4-5km.
24
anfidrômico, onde todas as linhas cotidais (linhas que unem os pontos onde a maré alta é
simultânea) se cruzam.
Podem criar-se diversos pontos anfidrômico, sempre que as bacias oceânicas sofrem
uma certa compartimentação, como é o caso do mar do Norte, que funciona como uma bacia
independente do resto do Atlântico Norte.
As correntes de maré seguem este padrão rotativo nas bacias oceânicas, mas são
convertidas em correntes alternantes nas margens dos continentes. A velocidade máxima destas
correntes acontece quando da enchente e da vazante, quando o nível da água está entre o nível
da maré alta e da maré baixa.
5.4 - Macaréu
O macaréu é uma onda de maré que força o seu caminho ao longo dos rios. É comum
em rios com o Amazonas, onde o fenômeno se designa de Pororoca (que significa grande
estrondo em língua tupi).
Ocorre na mudança das fases da Lua (2 dias antes, no dia e 3 após a Lua),
principalmente nos equinócios, mais intensamente nos períodos de maré viva. O fenômeno
começa quando as águas das marés vindas do oceano chegam à desembocadura de um rio,
formando elevações com até dezenas de metros de comprimento, que se movem rio acima com
velocidade de 30 a 50 Km/h. O encontro entre as águas provoca ondas que podem alcançar até
5m de altura avançando rio adentro. Este choque das águas tem uma força tão grande que é
capaz de derrubar árvores e modificar o leito do rio.
5.5 - Amplitude das marés
A esse respeito os litorais podem classificar-se como micromareais (amplitude máxima
inferior a 2m); mesomareais (entre 2 e 4m) e macromareais (mais de 4m).
É curioso verificar que os deltas e as ilhas barreira predominam em ambientes
micromareais, enquanto que os estuários em forma de funil e as planícies vasosas (mud flats)
predominam nos ambientes macromareais.
6. DELTAS
A grande maioria dos sedimentos de origem continental chegam à zona costeira através
dos sistemas fluviais. Estes sedimentos podem se depositar permanentemente na zonas mais
profundas no oceano ou serem transportados ao longo da costa e ser incorporados aos diversos
ecossistemas existentes neste litoral como praias, estuários ou manguezais. Também podem se
acumular perto da boca do rio sob a forma de um delta.
Esta denominação foi primeiramente aplicada ao delta do Rio Nilo, no Egito pelo
filósofo grego Heródoto no quinto século antes de Cristo. Com o conhecimento da importância
dos depósitos sedimentares deltaicos na produção de gás e óleo, a pesquisa sobre estes
ambientes de deposição sedimentar evolui a partir da década de 50.
A interação dos processos marinhos como ondas, correntes litorâneas e marés com a
descarga sedimentar e a localização geográfica local, determinará a presença ou não dos deltas e
a sua natureza.
Deltas são regiões costeiras de acumulação sedimentar geralmente associadas a rios
com grande descarga fluvial, e onde os processos costeiros, como ondas e marés não são fortes
o suficiente para dispersar os sedimentos trazidos pelos rios. Deltas também podem se acumular
em lagos de água doce e mares interiores. Dentro do contexto da tectônica de placas, os grandes
25
deltas mundiais localizam-se em margens divergentes ou passivas, que apresentam uma
plataforma continental extensa.
Os deltas atualmente presentes nas zonas costeiras são jovens na escala de tempo
geológico. Na época da última glaciação, o nível do mar estava muito abaixo do atual e os rios
cruzavam o que hoje são as plataformas continentais, descarregando sua carga sedimentar na
atual quebra de plataforma, através das correntes de turbidez e fluxos de gravidade. O degelo
causou um aumento global (eustático) do nível do mar, que se estabilizou há cerca de 6000-
7000 anos atrás, proporcionando uma escala temporal ideal para o desenvolvimento dos
sistemas deltaicos.
Os rios com grande carga sedimentar normalmente abrangem uma grande bacia de
drenagem com vários tributários, que contribuem com água e sedimentos para o sistema. Estes
fatores são função do clima (precipitação, erosão, intemperismo), da geologia e do relevo locais.
Os diversos tipos de sistemas deltaicos são resultado da interação entre os processos
fluviais e marinhos, como a ação das ondas e das correntes de maré. A maioria dos deltas atuais
ocorre nas regiões de média e baixa latitudes (as altas latitudes estão dominadas por geleiras).
Ao seu redor se encontram planícies de inundação e áreas com alta produtividade biológica e
fertilidade, o que os fazem importantes áreas de conservação ambiental. Também são regiões
com acumulação rápida de sedimentos e matéria orgânica (restos de plantas) e, portanto,
sedimentos deltaicos antigos são importantes fontes de petróleo, gás e carvão. O atual
conhecimento sobre os processos sedimentares nas regiões deltaicas são conseqüência de
pesquisa aprofundada de geólogos das empresas petrolíferas sobre estes importantes sistemas de
deposição sedimentar.
6.1 - Estrutura do sistema deltaico
O sistema deltaico apresenta depósitos sedimentares característicos tanto de ambientes
fluviais quanto marinhos, se constituindo num ambiente tipicamente de transição.
Planície costeira - região plana, extensa e ocasionalmente sujeita a inundações. Usualmente
coberta por vários canais fluviais, alguns ativos outros abandonados e cheios de sedimentos. A
planície costeira de deltas como o Amazonas, o Mississipi e o Ganges-Bhramaputra cobre
centenas de km, ocupando áreas do tamanho de certos países como a Irlanda do Norte, por
exemplo.
Frente deltaica – região costeira onde os sedimentos deltaicos depositam em direção a região
oceânica. Normalmente é composta dos sedimentos mais grosseiros ou arenosos, que se
depositam primeiro. Região sujeita a ação das ondas.
Prodelta – região mais profunda que recebe os sedimentos mais finos, como silte e argila que
são transportadas em suspensão para regiões mais distantes.
O tamanho e a forma dos deltas será resultados da importância relativa entre os processos
dominantes no local.
6.2 - Deltas dominados por rios.
Estes deltas ocorrem em regiões onde a variação da maré é baixa (micromaré). Um
exemplo clássico é o delta do Mississipi que desemboca no Golfo do México, onde a variação
da maré é de 50cm. Apresentam características sazonais na sua descarga como conseqüência do
clima predominante na região da bacia de drenagem. Sua configuração geomorfológica é
denominada “pé de galinha”, pois constrói vários lobos de deposição ao longo do tempo. Assim
que um lobo é completamente preenchido por sedimentos, o rio naturalmente muda o seu curso
(avulsão) e vai desembocar em outro lugar.
26
6.3 - Deltas dominados por marés.
Ocorrem em regiões onde a ação das ondas é limitada e a variação da maré excede 4 m
(macromaré), gerando fortes correntes. Estas correntes têm o poder de misturar as águas do rio e
do mar e redistribuir os sedimentos. Normalmente, mangues e marismas estão localizados ao
seu redor.
6.4 - Deltas dominados por ondas.
Ocorrem em regiões onde a ação das ondas é o processo dominante. As fortes ondas
promovem a mistura das águas e a quebra da estratificação das águas. O sedimento é
rapidamente depositado em frente à desembocadura do rio, sendo re-trabalhado pelas ondas e
re-depositado em barras alongadas. A linha de costa é caracterizada pela presença de praias
arenosas e dunas. Normalmente, só existe um canal fluvial. O Rio São Francisco, nordeste do
Brasil, é um exemplo típico de um delta dominado por ondas.
Claro que existem sistemas deltaicos onde mais de um processo é importante e,
portanto, suas características serão resultado destes processos. O Rio Niger, na Áfica, por
exemplo, apresenta características dos 3 processos (grande descarga fluvial, maré com variação
de 2,8m e as fortes ondas do Atlântico Sul).
7. ESTUÁRIOS
Estuários são ambientes costeiros de vida efêmera no tempo geológico, presentes
durante épocas de elevação relativa do nível do mar, quando atuam como depósitos efetivos dos
sedimentos fluviais, não permitindo que estes sedimentos cheguem a região da plataforma
continental. Portanto, os estuários atuam como verdadeiros filtros retendo os sedimentos em sua
área de deposição. Além dos sedimentos continentais trazidos pelos rios, estuários também
recebem sedimentos da região da plataforma interna e de áreas costeiras adjacentes, trazidos
pela deriva litorânea.
Estuários são encontrados ao redor do globo em qualquer condição de clima e maré,
sendo melhor desenvolvidos nas planícies costeiras das médias latitudes, ao largo de
plataformas continentais extensas que presentemente estão submergindo sob a elevação relativa
do nível do mar. Esta elevação relativa teve inicio há 15.000 anos atrás quando o nível do mar
se situava em média a 120 m abaixo do seu nível atual. Esta rapidez na elevação do nível do mar
representou um importante papel para a formação dos estuários atuais, uma vez que a inundação
dos vales dos rios ocorreu mais rapidamente do que a sedimentação que os poderia ter
preenchido.
Atualmente, como o aumento do nível do mar vem ocorrendo de maneira mais lenta o
preenchimento dos estuários pelos sedimentos vem ocorrendo de maneira mais rápida. Logo, a
existência de ambientes estuarinos é função do balanço entre as flutuações do nível do mar e o
volume de sedimento carreado pelos rios. O preenchimento é uma ação contrária a
submergência, por exemplo, quando a taxa de elevação do nível do mar é maior que a taxa de
preenchimento os estuários são bem desenvolvidos. De uma maneira geral, depósitos
sedimentares antigos característicos de estuários fazem parte de uma série de eventos
transgressivos.
7.1 - Classificação dos estuários de acordo a geomorfologia.
Os estuários podem ser classificados pela sua geomorfologia como planície costeira ou
originados por afogamento dos vales de rios, fiordes, construídos por barras e estuários
originados por movimentos tectônicos. Os primeiros estão amplamente distribuídos ao redor do
mundo apresentando uma forma irregular e são resultados do afogamento de vales de rios
durante a elevação Holocênica do nível do mar. Estuários de planície costeira usualmente são
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rasos e orientam-se perpendiculares a linha de costa. Exemplos de estuários de planície costeira
os estuários do Rio São Francisco, Rio de Contas e Rio Potengi no litoral brasileiro.
Os fiordes são estuários construídos durante o Pleistoceno por ação de geleiras em
regiões de latitudes altas. Apresentam uma profundidade média em torno de centenas de metros
e um fundo rochoso alto na sua entrada. Este fundo rochoso atua como obstáculo à troca de água
entre o estuário e o mar adjacente, favorecendo o desenvolvimento de condições anóxicas nas
camadas de água mais profundas. Fiordes são comuns no Alasca, Noruega, Chile e Nova
Zelândia.
Os estuários construídos por barras também se formaram durante a transgressão
Flandriana e os processos sedimentares ativos formaram barras arenosas na sua entrada. São
sistemas rasos associados a regiões costeiras apresentando atividades de erosão e deposição.
Exemplos é o complexo estuarino-lagunar de Cananéia-Iguape, em São Paulo. Estuários
formados por processos tectônicos são geralmente encontrados em margens ativas, onde falhas e
movimentos de subsidência criaram baías como a de San Francisco, na Califórnia, costa oeste
dos Estados Unidos.
7.2 - Classificação dos estuários pela circulação das águas.
Como um ambiente de transição localizado entre o continente e o oceano, e sofrendo a
influência da descarga fluvial, ondas, marés e também do vento, os estuários também podem ser
classificados através da circulação de suas águas. Esta circulação será função da importância
relativa de cada um dos fatores dinâmicos descritos acima.
Todos os tipos geomorfológicos de estuários podem apresentar os diversos tipos de
circulação das águas. O ambiente estuarino pode ser subdividido em três zonas com base na
interação entre o prisma de maré e a descarga fluvial, fatores primeiramente responsáveis pela
circulação e padrão de sedimentação: Zona Estuarina Fluvial, região onde a salinidade das águas
é sempre menor que 1 psu, mas os efeitos da maré ainda são observados; Zona Estuarina, região
que apresenta uma variação de salinidade entre 1 a 35 psu e onde a zona de turbidez máxima
pode ser observada, normalmente na região de salinidade entre 4 a 10 psu e Zona Estuarina
Costeira, localizada na região costeira adjacente onde a salinidade observada coincide com a
salinidade oceânica
Quando o estuário é dominado pelo rio, ou seja, a força fluvial é mais forte que a força
de maré, é classificado como um estuário altamente estratificado ou de cunha salina. Neste
tipo de estuário a salinidade das águas de superfície é bem menor que a salinidade das águas do
fundo, apresentando uma diferença acentuada no perfil vertical de salinidade. A grande maioria
dos sedimentos trazidos pelos rios é levada para a região oceânica na camada de água superior e
pouca sedimentação ocorre dentro do corpo estuarino.
Quando a força de maré é mais importante que a força fluvial o estuário é classificado
como bem misturado. Neste estuário o perfil vertical de salinidade é homogêneo, ou seja, a
salinidade das águas superficiais é igual à salinidade das águas do fundo. A salinidade da água
só varia lateralmente, sendo mais alta na região oceânica e mais baixa em direção ao continente.
Quando a força fluvial e de maré são comparáveis, o estuário é classificado como
parcialmente estratificado ou parcialmente misturado. Neste estuário o aumento de salinidade se
dá de maneira gradativa tanto na escala vertical quanto na horizontal.
8. LAGOAS COSTEIRAS
As lagoas costeiras são corpos aquosos conectados ao oceano e formados como
resultado da elevação do nível do mar durante o Holoceno/Pleistoceno e da construção das
restingas arenosas através dos processos marinhos.
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Geograficamente são encontradas em todos os continentes, ocupando 13% da zona
costeira mundial, sendo encontradas em todo o tipo de clima, do Ártico ao Equador, do árido ao
úmido. No tempo geológico, são ambientes efêmeros, e sua existência depende das flutuações
do nível do mar, da atividade tectônica local e da interferência humana. São também
ecossistemas altamente produtivos, sendo locais ideais para o desenvolvimento de projetos de
aqüicultura, piscicultura e extração de sal.
A amplitude da maré é um dos fatores condicionantes à existência das lagoas costeiras.
Elas só ocorrem em ambientes de micro-maré (A<2m) e meso-maré (2<A<4m), não ocorrendo
em ambientes de macro-maré (A>4m), devido a alta energia que tem o poder de dispersar os
sedimentos, responsáveis pela construção/formação da restinga arenosa. Nos ambientes de
micro-maré as restingas arenosas são longas e apresentam poucos canais de comunicação. São
comuns na costa norte fluminense.
Nos ambientes de meso-maré a restinga se apresenta na forma de várias ilhas barreiras,
com muitos canais de comunicação entre a lagoa e o oceano e uma planície costeira com
vegetação típica de manguezais e/ou banhados
De acordo com o grau de troca d’água entre a lagoa e o oceano, elas podem ser
divididas em:
Lagoas sufocadas – apresentam uma série conectada de células elípticas, só um canal de
comunicação longo e estreito com o mar, pouca influência da maré no seu interior. O canal de
comunicação pode ser permanente ou temporário. Nestas lagoas os ventos são muito
importantes para promover a circulação e mistura das águas. Exemplo: lagoa de Araruama, dos
Patos.
Lagoas restritas – apresentam dois ou mais canais de comunicação com o oceano, a circulação
é dominada pela maré, as águas são bem misturadas.
Lagoas vazadas – apresentam vários canais de comunicação, as marés são mais fortes que as
ondas e a salinidade é comparável a do oceano adjacente.
A formação e manutenção das lagoas é resultado de um equilíbrio entre a chegada de
sedimentos para a construção da barreira/restinga e a ação das ondas que irão retrabalhar estes
sedimentos.
A qualidade das águas da lagoa é resultado da hidrodinâmica, ou seja, da circulação das
águas, dos processos de dispersão dos sais e sólidos em suspensão e do tempo de residência. E
todos estes fatores estão diretamente ligados à combinação entre a descarga fluvial, ação dos
ventos, precipitação/evaporação e processos dinâmicos na zona costeira como ondas e marés.
A região de interface entre o continente e o oceano pode ser dividida em costa, praia e
costa afora. A costa é definida como uma faixa que se estende do limite entre o continente e o
mar indo para o interior continental até as primeiras mudanças significativas nas feições
fisiográficas; faixa que varia normalmente de poucos a algumas dezenas de quilômetros. A costa
afora é a região desde a zona de arrebentação das ondas até a borda da plataforma continental. A
região de praia será definida no próximo item.
9. COSTÃO ROCHOSO
Os costões rochosos são encontrados na costa ou em ilhas, constituídos por rochas de
diferentes tamanhos. Estes substratos estáveis oferecem uma superfície segura sobre a qual
podem crescer diversos organismos como esponjas, anêmonas, mexilhões, crustáceos e
macroalgas. As rochas fornecem uma grande variedade de microambientes, com partes expostas
e protegidas, em uma arquitetura complexa formada por poças, fendas, saliências, pequenas
cavidades e grandes grutas.
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Uma das principais características de qualquer costão no mundo, quando observados na
maré baixa, é a predominância horizontal de bandas ou zonas de organismos. Esta distribuição –
zonação – pode ser explicada através de interações conjuntas e separadas, de fatores físicos
(exposição, declividade, dissecação, temperatura ou luminosidade) atuando principalmente na
porção superior do costão, e biológicos (competição, predação, fixação larval ou herbivoria),
atuando na porção submersa.
A zonação do costão rochosos está caracterizada pelo estabelecimento de zonas com
base no limite de distribuição de certos grupos comuns de organismos e não com base na maré.
Na região do supra litoral até onde os borrifos das ondas alcançam, encontra-se o predomínio do
gastrópoda Litorinna. A região do médio litoral é caracterizada principalmente pela presença de
cracas e mexilhões. A região do infralitoral pode ser caracterizada pela presença de ouriços e
estrelas.
10. DUNAS
A areia do litoral é constantemente retrabalhada pela ação das marés, sendo
posteriormente carregadas pelo vento até ser acumulada nas primeiras linhas de vegetação da
beira da praia, formando cordões de dunas. Essas acumulação podem assumir formas linguóides
ou dômicas, podendo ser formadas em curto período de tempo. Sua função é a de proteção das
terras continentais, reservatórios naturais de água e de recursos bióticos, além do interesse
científico bem como de recreação.
A movimentação das areias pelo vento, necessária à criação de dunas, depende de diversos
fatores:
disponibilidade em areias finas e secas,
ausência de vegetação,
ventos eficazes (só os ventos que têm uma velocidade superior a 16km/h conseguem
mobilizar as areias).
Como estas condições são frequentes nas regiões litorais, os litorais são locais favoráveis à
constituição de dunas. Entre as praias e as dunas que se situam na sua retaguarda estabelece-se
uma relação de complementaridade. Com efeito, durante o verão, a deflação pode exercer-se
numa área relativamente extensa de areia seca. Durante o inverno, todavia, uma parte das areias
já acumulada sob a forma de dunas pode ser arrastada para o mar indo constituir uma reserva de
areias que poderá ser lançada, de novo, na costa, na situação de bom tempo.
A travagem do vento quando surgem as primeiras irregularidades no terreno é a principal
causa que vai levar a um depósito de areias. Este pode fazer-se a favor de tufos de vegetação
halófita que vão colonizando a antepraia. Para isso é necessário que esta fique fora da ação das
ondas durante algum tempo, o que implica, pelo menos, uma situação de equilíbrio na praia.
Uma descida do nível do mar, originando uma progradação do litoral e o abandono de
antigos cordões litorais pode favorecer, como é evidente, a acumulação de campos dunares mais
ou menos extensos
As dunas embrionárias originadas pela acumulação de areias nos tufos de vegetação da
antepraia são designada por nebkas. A coalescência de diversas nebkas origina uma duna
frontal, grosseiramente paralela à linha de costa e com um perfil mais ou menos simétrico. A
circulação do ar a sotavento da duna frontal cria turbilhões que acabam por originar a formação
de depressões interdunares.
Em situações em que a vegetação é escassa ou inexistente ou em que o fornecimento de
areias é muito abundante, podem formar-se dunas livres, ou barcanas. Estas dunas, em forma de
30
lua crescente com a convexidade voltada para o vento, apresentam um perfil dissimétrico em
que a face exposta ao vento tem um declive entre 5° e 10° e a face a sotavento tem um declive
elevado, da ordem dos 30-33°(Paskoff, 1985).
10.1 - Desenvolvimento sequencial de dunas litorâneas
Muitas vezes, atrás da duna frontal existem outras cristas dunares, formadas em períodos
anteriores. Num litoral em que haja uma certa progradação podem existir várias cristas dunares
mais ou menos paralelas, correspondendo a sucessivas dunas frontais progressivamente mais
antigas à medida que nos afastamos do mar.
À medida que uma crista de dunas perde a sua ligação à praia, ela deixa de receber areias e
cria-se uma tendência à erosão. Esta pode ser materializada pelos “blow outs”, depressões de
forma semi-circular existentes na face da duna. Estes blow outs têm tendência a acentuar-se e a
migrar para o interior. Essa migração acaba por deixar na sua frente braços afilados que têm
uma direção aproximadamente paralela à dos ventos dominantes e que se podem designar como
dunas longitudinais. Na sua retaguarda encontram-se dunas de forma parabólica. Estas dunas
têm um desenvolvimento contrário ao das dunas do tipo barcanas. Com efeito, embora a forma
seja também em crescente, no caso das dunas parabólicas a concavidade situa-se do lado onde
sopra o vento, ao contrário do que se passava com as barcanas.
10.2 - Dunas atuais e dunas fósseis
Muitas vezes coexistem, no mesmo espaço, diversos sistemas de dunas. Elas reconhecem-se
quer através da orientação das suas cristas, que podem representar ventos dominantes
contrastantes com os atuais, quer, sobretudo, através do tipo de pedogênese que sofreram.
Assim, é possível identificar um conjunto de dunas antigas, que apresentam um horizonte
ferro-húmico bastante consolidado. A sobreposição de diversos conjuntos dunares ocorre em
vários locais. As dunas consolidadas têm a sua consolidação devido ao carbonato de cálcio
sofreu um processo de calcificação mantendo, no conjunto, a forma típica de uma duna.
Na praia não há o crescimento de vegetação devido a salinidade, pobreza e grande
permeabilidade do solo, intensa insolação e a ação dos ventos. A vegetação só se desenvolve em
áreas não mais atingidas pela preamar de sizígia.
Nestes locais a vegetação é composta de plantas rasteiras psamo-halófitas (psamos =
habitat arenosos; halos = habitat salino), com o papel de promover a deposição e a fixação da
areia trazida pelo vento. É muito difícil a areia escapar da armadilha formada pela vegetação.
Assim, a maior parte da areia retirada da praia, fica retida no primeiro cordão dunar. Os cordões
se formam paralelos a linha de praia e seu crescimento diminui ou cessa com o recuo da linha de
costa e a formação de novo cordão. As dunas mais antigas e interiores (cordão litorâneo) vão
sendo colonizadas por populações de arbustos e pequenas árvores de 3 a 4 metros, oriundas da
floresta de restinga, que se estabelece no terreno preparada pela vegetação das dunas interiores.
11. RESTINGA
O termo restinga é utilizado por geólogos, botânicos e ecólogos, para indicar as
características geomorfológicas e fitogeográficas das regiões costeiras, formadas pela
sedimentação recente de areia e da vegetação que nele se estabelece. Essa região foi formada
pelo retrabalhamento dos sedimentos durante o período em que o mar recuava, formando
sucessivos cordões litorâneos. Os solos da restinga são de baixa fertilidade natural, facilmente
31
degradáveis e com um horizonte subsuperficial impermeável, que origina problemas de
encharcamento.
A vegetação que aí se instala é considerada uma formação pioneira com influência
marinha caracterizando-se por ser arbustiva densa, de largura variável e de aspecto
subxeromórfico (xeros = arenoso, seco; morphos = forma), apresentando os caules com muitas
ramificações e densa folhagem, que adaptaram-se ao vento e a grande intensidade luminosa,
desenvolvendo uma forma característica.
Nas porções elevadas dos cordões, onde a profundidade do lençol freático é maior, e
conseqüentemente menos disponibilidade de água, encontra-se um a vegetação pouco
desenvolvida, com altura variando entre 7 e 9m, chamada de floresta de restinga seca ou
arenosa. Nas depressões entre cordões ocorre uma vegetação mais desenvolvida, em função da
maior proximidade com o lençol freático, apresentando árvores de 10 a 15 metros, denominada
de floresta de restinga úmida ou paludosa.
12. MANGUEZAL
O manguezal é um a floresta tropical que tem como característica principal, crescer em
regiões costeiras protegidas (baías e desembocaduras de rios) sofrendo forte influência das
marés e, conseqüentemente, da água salgada. As espécies que nele vivem são adaptadas a esta
condição. No Brasil se distribui desde o cabo Orange no Amapá, até Laguna em Santa Catarina,
cobrindo uma área de cerca de 10.000 km2.
Este ecossistema é caracterizado por apresentar uma cobertura vegetal típica altamente
especializada, que na região está constituída por apenas 3 espécies de árvores: mangue vermelho
ou canapuva; mangue branco ou mangue manso; e mangue preto ou siriuba. São acompanhadas
por um pequeno número de outras plantas, tais como o hibisco, a samambaia do mangue e a
gramínea pratuá.
Vários organismos se reproduzem no manguezal, vivendo ali todo o seu ciclo de vida ou
passando seu estágio de jovem, sob a proteção das raízes das árvores ou em pequenas poças
formadas sobre o substrato, se alimentando de detritos e microorganismos do bentos. Áreas de
manguezal são representativas pela elevada produtividade biológica, uma vez que, pela natureza
de seus componentes, são encontrados representantes de todos os elos da cadeia alimentar.
13. PRAIA
Praias são depósitos de sedimentos arenosos inconsolidados sobre a zona costeira,
dominados principalmente por ondas e limitados internamente pelos níveis máximos de ação de
ondas de tempestade (ressaca), pelo início da ocorrência de dunas fixadas ou qualquer outra
alteração fisiográfica brusca, caso existam; e externamente pelo início da zona de arrebentação
(indo em direção à terra), ponto até o qual os processos praiais dominam francamente o
ambiente.
Na praia distinguem-se as seguintes zonas, segundo a hidrodinâmicas:
Zona de Arrebentação ("breaking zone") - é a porção de praia onde ocorre a quebra das
ondas. A Zona de Arrebentação é a área compreendida entre a quebra mais distante e a mais
próxima da costa. Pode haver mais de uma quebra nas praias. Isto ocorre quando há no ponto de
quebra, em geral, a associação de um banco de areia, paralelo à costa, sendo seguido por uma
vala. O número de zonas de quebra está, conseqüentemente, relacionado com o número de
bancos de areia e valas existentes na praia. E o seu conjunto forma a zona de arrebentação.
Há teorias, entretanto, que subdividem a zona de arrebentação em zona de arrebentação e zona
de surfe ("surf zone"). Porém, o reconhecimento de suas diferenças é tão difícil na prática que
seu estudo traria poucas implicações na atividade do Guarda-Vidas.
32
Zona de Varrido ("swash zone") - é definida como a região entre a máxima e a mínima
excursão da onda sobre a face da praia. Logo após a zona de varrido pode acontecer uma feição
deposicional de sedimentos chamada de berma. Devido às mudanças do nível da água, a zona de
varrido torna-se seca e molhada alternadamente.
13.1 - Características das praias
Para a maior parte das pessoas, praia é a região mais familiar em se tratando do
ambiente marinho. Mesmo o visitante mais ocasional percebe que a região não é estática ao
reparar que às vezes a praia se encontra muito larga, outras vezes estreita, com uma inclinação
maior que o normal, ou que dunas de areia na região posterior podem desaparecer. Realmente,
assim ela é: um ambiente muito dinâmico!
As praias são formadas por sedimentos inconsolidados, delimitadas de um lado pela
região onde a passagem das ondas não mais movimenta os sedimentos do assoalho marinho,
profundidade esta denominada base da onda e do outro, também onde, de modo geral, não
ocorre movimentação de areia, região denominada berma, ou ainda por alguma feição do relevo
como uma falésia, por exemplo.
Uma praia pode ainda ser subdividida em três regiões: face praial, antepraia (também
chamada de estirâncio ou estirão) e pós-praia, de acordo com sua localização em relação às
alturas das marés (Fig. 20).
A face praial compreende a região que vai do nível de maré baixa até além da zona de
arrebentação, em geral, até a base da onda.
Antepraia é a região entremarés, ou seja, entre o nível da maré baixa e o da maré alta. É,
portanto, a porção da praia que sofre normalmente a ação das marés e os efeitos do
espraiamento e refluxo da água.
Figura 20: Denominação das varias regiões da zona costeira (Suguio, Dicionário de
geologia marinha. São Paulo, T.A. Queiroz, 1992. 171p.).
Pós-praia localiza-se fora do alcance das ondas e marés normais, e somente é alcançada pela
água quando da ocorrência de marés muito altas ou tempestades. Nesta região formam-se
terraços denominados bermas (Fig 20), que apresentam uma seção transversal triangular, com a
superfície de topo horizontal ou em suave mergulho em direção ao continente e a superfície
frontal com mergulho acentuado em direção ao mar.
No pós-praia pode ainda aparecer uma região com maior inclinação, denominada
escarpa praial, causada pela ação de ondas normais de maré alta que cortam a praia, originando
33
essa abrupta mudança em sua inclinação. A berma e a escarpa não se formam na antepraia
devido a continua passagem das ondas, não permitindo assim qualquer feição permanente.
A praia é constituída por 3 elementos: o material, uma área costeira na qual este
material se move e uma fonte de energia para movimentá-lo.
O material mais comum formador de uma praia é a areia cujos grãos geralmente variam
de 0.2 a 2 milímetros de diâmetro. O mineral predominante é o quartzo que, além de ser
abundante, é dos mais resistentes à degradação física (abrasão) entre os minerais comuns. O
feldspato, outro mineral comum na crosta terrestre, pode também ser um constituinte importante
na formação das praias, embora seja de mais fácil fragmentação e decomposição química.
As areias das praias litorâneas são geralmente originárias dos rios que erodem os
continentes e transportam seus fragmentos até o litoral, onde o mar encarrega-se de distribuí-los
pela costa. Pode-se também se encontrar praias formadas por conchas ou outros materiais,
bastando que tenham um tamanho, densidade e quantidade suficientes para tanto. Em certos
casos, pode ocorrer a deposição de determinados minerais úteis ao homem, como o caso da
concentrações de monazita em praias dos estados do Espírito Santo e da Bahia.
A principal fonte de energia para a movimentação da areia é proveniente das ondas, que
por sua vez se originam devido à ação de ventos sobre a superfície do mar. Quanto mais forte
for o vento, maior a duração e maior a área na qual ele atua, maiores serão as ondas que chegam
à costa. Quando ocorre um temporal próximo à região costeira, as ondas serão fortemente
escarpadas, podendo mudar rapidamente a configuração de uma praia.
Há forte correlação entre a altura média das ondas, a inclinação da praia e a
granulometria (tamanho do grão do sedimento). Quando as ondas são grandes, removem os
grãos menores deixando somente os maiores e mais difíceis de carregar. Restando apenas os
grãos maiores, a praia tende tornar-se mais inclinada, pois as ondas ao se quebrarem na praia,
rapidamente penetram pela areia, já que aumentam o espaço entre os grãos (espaço intersticial).
Assim, a onda deixa maior quantidade de grãos de areia do que carrega de volta.
O mecanismo pelo qual as ondas modificam as praias baseia-se na ascensão dos grãos
de areia pela turbulência que acompanha a passagem de uma onda, e a queda destes mesmos
grãos sobre o fundo, quando a onda não exerce mais força ascensional sobre eles. Cada vez que
um grão é erguido do substrato, vai ocupar posição diferente. Levando-se em conta que
incontáveis milhões de grãos de areia estão sendo continuamente removidos e recolocados, a
praia tem sua configuração alterada.
13.2 - Tipos de praias
Praias geralmente se encaixam em um dos três tipos existentes didaticamente de acordo
com a teoria acadêmica Brasileira.
Associados a cada tipo de praia estão perigos característicos. Mudança do tempo e das
condições das ondas pode significar que a praia se move de um estado para outro no espaço de
algumas horas. A identificação correta dos tipos de praias pode ajudar o Guarda-Vidas a avaliar
os perigos que podem ser encontrados numa praia determinada, a segurança relativa de uma
praia, e as ações que podem ser necessárias para proteger os banhistas. A seguir teremos a
classificação das praias conforme seus tipos e perigos, de acordo com a teoria acadêmica
brasileira.
Praias Rasas - são aquelas em que a profundidade aumenta suavemente à medida em que vai se
distanciando da zona de varrido, isto é, com pouca inclinação (ou declividade). A zona de
arrebentação normalmente é larga. É comum a existência de mais de uma quebra, havendo,
neste caso, a presença de valas entre elas, onde se formam as correntes laterais.
As ondas são, em geral, do tipo deslizante (derramante), podendo ocorrer também as
mergulhantes (caixotes). São consideradas de grande perigo por ser difícil o retorno à praia em
34
condições de mar alto, apesar de geralmente terem a aparência tranqüila o que pode transformá-
la em traiçoeira. (Exemplos: praias de Santos e de Praia Grande no litoral do Estado de São
Paulo).
Praias Intermediárias - são aquelas que possuem inclinação média, ocorrendo sua
arrebentação a uma distância próxima da praia. O relevo do fundo é caracterizado por bancos de
areia irregulares, onde quebram as ondas, sendo cortados por canais onde se desenvolvem as
correntes de retorno, muito freqüentes neste tipo de praia. Os bancos de areia são mais visíveis
nas marés baixas, quando também são visíveis os perigosos buracos. As ondas tendem a crescer
nas marés vazantes. As ondas nestas praias costumam ser mergulhantes (caixotes), podendo
também ser deslizantes (derramantes). Nestas praias os grãos de areia costumam ser médios ou
misturados. (Exemplos: praias da Enseada, Astúrias e Tombo, na cidade de Guarujá no Litoral
do Estado de São Paulo).
Praias de Tombo - são aquelas que possuem relevo do fundo com grande inclinação,
aumentando a profundidade abruptamente logo após a zona de varrido. A arrebentação é quase
ausente, podendo eventualmente aumentar o tamanho das ondas, mas a quebra da onda ocorre
sempre na zona de varrido.
Possui, logo após a face da praia, um degrau bem acentuado, chamado de berma,
seguido de um declive muito mais acentuado ainda. A menos de um metro da zona de varrido a
profundidade é suficiente para encobrir uma pessoa adulta. Na pós-praia os cúspides praiais são
bem nítidos. Possuem correntes de retorno fracas, mas que são acentuadas próximas à linha de
costa. Os riscos a que ela expõe o banhista são a profundidade, que aumenta abruptamente, e as
ondas, que são predominantemente do tipo mergulhante (caixote), que, dependendo de sua
potência no dia, pode atingir o banhista com força a arrastá-lo para o fundo, ainda que ele esteja
na zona de varrido. São ausentes as valas e os bancos de areia. (Exemplos: praias de Maranduba
e Massaguaçu, em Ubatuba, Litoral de São Paulo).
13.3 - Movimentação sazonal de areia
Grande parte do movimento de material de uma praia ocorre entre as barras submarinas,
também chamadas de bancos de areia ou cristas, e a berma. Estas barras são produtos de erosão,
pois a ação violenta das ondas corta a parte anterior da berma e deposita tal material a certa
distância da costa.
As barras se formam em condições tempestuosas, portanto, características do perfil de
inverno de uma praia, estação em que as tempestades são mais comuns tornando as ondas
maiores. Quanto menor a inclinação da praia, maior o número de barras. (Fig. 21). Não se
conhece exatamente como se formam, mas sabe-se estarem relacionadas com a altura e o
comprimento das ondas que chegam à praia (em tanques de experimentação formam-se quanto à
relação entre altura e o comprimento da onda é maior que 0,03).
Fig. 21. Formação de barras arenosas
35
As barras submarinas têm profundo efeito nas ondas que chegam à praia. As ondas
maiores se quebram na barra mais extensa, se refazem na depressão entre esta e a próxima,
prosseguindo até a costa como ondas menores que se rompem nas barras interiores ou na
superfície da praia. Assim, as barras agem como um filtro de ondas, rompendo e reduzindo as
mais altas e permitindo a passagem das menores. Em praias com pequena inclinação e com uma
série de barras, as ondas rompem-se e se refazem repetidamente, originando zonas de
arrebentação de até 1,5 quilômetros.
Depois da estação de tempestades as ondas diminuem, devolvendo à areia das barras à
praia; o material das barras exteriores preenche as depressões entre elas, emigrando também
para a berma, reconstruindo-a em direção ao mar. Grandes tempestades ocasionais ou tsunamis
(ondas muito grandes causadas por distúrbios sísmicos) podem retirar toda a areia de uma praia
e transportá-la para profundidades tão grandes, que as ondas normais não podem mais alcançá-
la e tampouco devolvê-la a praia.
13.3.1 - Correntes de deriva litorânea
Os maiores problemas na manutenção de uma praia não são produzidos pelo movimento
sazonal de areia da berma para as barras submarinas e vice-versa, mas pelo movimento de areia
paralelo à costa.
As ondas geralmente se aproximam da orla marinha formando um ângulo, e tendem a
ser refratadas ou dobradas pelos contornos submarinos, que fazem a linha das ondas tornar-se
paralela à linha da costa. As ondas, porém, geralmente não são totalmente refratadas,
ocasionando com isso uma corrente denominada de deriva litorânea, que surge apenas na região
de arrebentação.
Esta corrente é demasiadamente lenta para transportar os grãos de areia por si mesma,
mas tem tal ação facilitada pela região de arrebentação das ondas, que mantém a areia em
suspensão. O mecanismo é simples: na superfície da praia, as partículas de areia transportadas
pela água que chega descrevem um movimento de zigue-zague na mesma direção da corrente de
deriva litorânea, de tal modo que cada onda as movimenta em um pequeno trecho ao longo da
praia. Na água, ocorre a mesma coisa: as ondas podem levantar os grãos de areia e a corrente de
deriva litorânea imprime a estes grãos um movimento de zigue-zague (Fig. 22). Como
conseqüência, a areia é movimentada pela ação da corrente.
Fig. 20: Itinerário dos grãos de areia na superfície de uma praia e debaixo da água, causadas
pela corrente de deriva litorânea (Bascom, 1960. Scientific American, 203(2): 80-94.).
36
A corrente de deriva litorânea pode também se voltar em direção ao mar, devido a
presença de cânions submarinos na plataforma e talude continental adjacente. Isso faz com que
a praia possa terminar bruscamente, pois todo o sedimento que seria transportado por essa
corrente ao longo da praia, pode acabar desviado para esse cânion, onde os sedimentos ficarão
depositados no leito da bacia oceânica a muitas centenas de metros de profundidade.
Como toda a região litorânea é muito dinâmica, deve-se ter cautela com quaisquer tipos
de construções que bloqueiam a movimentação de areia. Assim, construções como piers ou
molhes devem ser acompanhadas por estudos oceanográficos que assegurem o não impedimento
dos fluxos de água e areia na região. Muros para bloquear a invasão de água nas marés altas em
edificações costeiras pode alterar também profundamente a praia na qual esse muro foi erguido.
A retirada de areia de uma praia para a construção civil pode também causar danos às
praias da região. A construção de barragens hidrelétricas nos rios contribui para que haja
redução do volume de areia que chega ao mar, podendo acarretar diminuição ou mesmo
desaparecimento de praias em regiões dependentes dessa areia para a sua conservação.
Ao longo da costa brasileira não se observa um padrão definido na movimentação de
areia. O sentido da deriva da corrente litorânea varia de região para região (Fig. 21). Nas costas
do Brasil encontra-se exemplos catastróficos de construções praianas, que acabaram por impedir
o transporte de sedimentos ao longo da costa devido à interrupção do fluxo das correntes de
deriva litorânea, como ocorre, por exemplo, no litoral da região metropolitana de Fortaleza (CE)
e próximo a cidade de Recife (PE).
13.3.2 - Corrente de retorno
Outro tipo de movimentação de água verificado com freqüência em praias é a chamada
corrente de retorno (Fig. 23). Uma das principais causas para a ocorrência desta é a
convergência de duas correntes de deriva litorânea em um ponto ao longo da praia, que, quando
ocorrem, se encontram e fluem em direção ao mar, na forma de uma corrente estreita e forte.
Figura 23: Exemplo da corrente retorno.
Outra causa para a existência da corrente de retorno ocorre quando ondas mais altas que
a média se rompem em sucessão rápida e elevam o nível da água dentro de uma barra
submarina; á água pode voltar tão energeticamente ao mar que, algumas vezes, rompe a barra
em um lugar estreito, produzindo a corrente em sentido oposto à praia.
37
A existência desta corrente pode depender da topologia do fundo além da altura e
período das ondas. Pode ser perigosa para os banhistas, por fluir, algumas vezes, com
velocidade superior a 4 nós (mais de 7 quilômetros por hora). O banhista, caso encontre uma
corrente deste tipo, não deve nadar em direção a praia, mas paralelamente a ela, para então, ao
sair da corrente de retorno, nadar naquela direção.
13.3.3 - Correntes oceânicas
Os oceanos e a atmosfera são ambos fluídos e estão em mútuo contato físico. Assim,
além de terem comportamentos semelhantes, ocorre grande interação entre eles.
Os raios solares aquecem a atmosfera, o solo e os oceanos uma e meia a duas vezes
mais por unidade de área nas regiões equatoriais do que nas polares. Embora isso ocorra, o
equador não se aquece cada vez mais e nem os pólos se resfriem. Há um balanço energético que
transfere o calor (ou a energia) recebido pelo equador para os pólos, através da atmosfera e dos
oceanos. Este equilíbrio térmico é fator muito importante na geração dos principais cinturões de
vento e das grandes correntes oceânicas no planeta.
A atmosfera é a principal via para o transporte de energia das zonas equatoriais para as
polares. Nas regiões de baixas latitudes, a evaporação da água dos oceanos é o mecanismo
principal para a remoção do calor na superfície terrestre. Esse transporte de calor tão eficiente,
ocorre graças à propriedade denominada calor latente de vaporização que é muito alto no caso
da água. Esta, ao evaporar-se, retira do ambiente grande quantidade de energia, que acaba sendo
transportada junto com o vapor de água para regiões mais frias do planeta. Nestas regiões mais
frias, a água se resfria, desce e se condensa, liberando a energia que liberou de regiões mais
quentes.
Diferenças de temperatura causam diferenças de pressão atmosférica. A taxa de
variação da pressão atmosférica entre duas áreas é denominada de gradiente de pressão
atmosférica e causa o movimento horizontal do ar, ou seja, o vento. A direção dos ventos
sempre se dá de regiões de alta pressão (também chamados de anticiclones) para as de baixa
pressão (ciclones) e sua velocidade está relacionada com a magnitude do gradiente de pressão.
Esse fenômeno explica a alteração diária da brisa em regiões litorâneas (Fig. 23).
Durante o dia o solo se aquece mais e mais rapidamente que a água do mar, ocasionando uma
área de baixa pressão sobre o continente; a brisa sopra então do mar para ele. À noite, o solo se
resfria rapidamente enquanto a água do mar o faz de forma mais lenta. A temperatura, na água,
fica maior que a do solo, ocasionando um centro de baixa pressão do mar, que origina uma brisa
do continente em sua direção.
Figura 24: Produção de brisa em regiões costeiras causadas por diferenças de temperatura entre
o dia e a noite.
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Os ventos não caminham em linha reta ao longo de um gradiente de pressão, mas são
defletidos ou desviados em forma de curva (Fig.24) devido a rotação da Terra.
Figura 25: Devido ao fenômeno de Coriolis, no hemisfério sul os ventos são defletidos para a
esquerda quando deixam os centros de alta pressão (a), assim como quando chegam aos centros
de baixa pressão (b). No hemisfério norte a deflexão ocorre para a direita.
O desvio de algo que se mova na superfície do planeta é causado pela força de Coriolis,
descrito inicialmente em 1835, pelo físico francês Gaspar de Coriolis. Assim, no caso dos
ventos, o ar é forçado a se desviar para a esquerda no hemisfério sul e para a direita no
hemisfério norte.
Essa força é muito mais comum do que se possa imaginar, já que todas as coisas que se
movem sobre a superfície do planeta desviam-se lateralmente de suas trajetórias previstas. O
valor da deflexão depende da velocidade do objeto (quanto mais rápido menor a deflexão) e de
sua latitude (zero no equador e máxima nos pólos).
13.3.4 - Correntes superficiais
Como a atmosfera e o oceano estão em contato, os sistemas de vento descritos geram,
por atrito na superfície do mar, as principais correntes superficiais marinhas (Fig. 26). Esses
movimentos de larga escala no ambiente marinho estão entre os primeiros fenômenos
oceanográficos estudados, devido a sua importância para a navegação comercial. Hoje em dia,
praticamente todas as maiores correntes superficiais são bem conhecidas.
Figura 26: Principais
correntes superficiais
oceânicas
39
Os ventos alísios formam as correntes equatoriais, comuns a todos os oceanos. Nos
oceanos Atlântico e Pacífico, tais correntes são interceptadas pelos continentes e desviadas para
o norte e para o sul, deslocando-se daí ao longo das partes oeste dos oceanos, são maiores e
mais fortes correntes oceânicas superficiais.
Ao soprar em direção ao oeste, os ventos alísios empurram as águas superficiais em
direção ao lado oeste dos oceanos, fazendo com que haja acúmulo de água nessas regiões, com
um valor médio de 4 centímetros acima do nível normal para cada 1000 quilômetros. Esse
acúmulo de água, devido a força da gravidade quando retorna, fluindo "montanha abaixo", gera
as contra-correntes equatoriais, comuns a todos os oceanos
Os ventos do oeste formam as correntes que retornam para a região equatorial,
completando o giro subtropical. Estes giros ocorrem no Pacífico e Atlântico norte e sul e
Oceano Índico. Nas regiões subpolares, o mesmo não ocorrendo no hemisfério sul pois não há
barreiras de terra para obstruir o fluxo de água e criá-los. Assim, a corrente Circumpolar
Antártica flui completamente em volta do planeta.
13.3.5 - Circulação termohalina
Além das superficiais, existem correntes marinhas profundas causadas por diferenças de
densidade da água do mar. Estas correntes, chamadas de termohalinas, referem-se aos
movimentos de água produzidos quanto a densidade se altera por variações de temperatura ou
salinidade em alguma região oceânica superficial. O aumento de densidade pode ocorrer devido
ao resfriamento da água, ao excesso de evaporação sobre a precipitação pluvial ou ainda à
formação de gelo e conseqüente aumento de salinidade das águas circunvizinhas.
O aumento da densidade na superfície faz com que estas águas afundem e desloquem
águas profundas; assim, a origem da circulação termohalina é um fluxo vertical de água
superficial, mergulhando a uma profundidade intermediária ou próxima ao fundo, dependendo
da densidade dessa água. O prosseguimento é um fluxo horizontal, com as águas recém-
afundadas deslocando as antigas residentes no local. Como o processo de formação de águas
densas está principalmente ligado à redução de temperatura ou aumento de salinidade devido à
formação de gelo, geralmente as correntes termohalinas originam-se em altas latitudes. Estas
águas frias e densas afundam e lentamente fluem em direção ao equador.
13.3.6 - Correntes brasileiras
A corrente Sul-Equatorial do oceano Atlântico, que se movimenta no sentido leste-oeste
na altura do equador, bifurca-se ao alcançar a costa nordestina brasileira. A corrente que se
desvia para o norte, é denominada corrente das Guianas (ou também corrente Norte do Brasil) e
a que se volta para o sul, corrente do Brasil (Fig 27).
A do Brasil, principalmente corrente superficial brasileira, que caminha sobre a
plataforma ou próxima sobre a região da borda, é também conhecida como Água Tropical (AT).
Esta corrente flui para o sul ao longo da costa leste do continente sul-americano, alcançando em
média dos 38º de latitude sul, onde encontra a corrente das Malvinas, conhecida como Água
Sub-antártica (ASA); nessa região que varia conforme a época do ano, as duas correntes
afastam-se da costa, fluindo em direção leste.
O encontro da corrente do Brasil, que traz água tropical pouco densa, com a corrente
das Malvinas, mais densa, origina a região denominada Convergência Subtropical do Atlântico
Sul. A corrente das Malvinas, que flui sentido norte, é originária de uma ramificação da corrente
Circumpolar Antártica, que flui em torno da Antártica.
Na época de verão, a ACAS alcança a plataforma continental, podendo aflorar em
diversos pontos do litoral brasileiro (alguns autores acreditam que a intrusão da ACAS sobre a
plataforma não é um fenômeno sazonal, mas um processo associado a um tipo de ressurgência
40
denominada de quebra-de-plataforma, causada pela movimentação de determinadas massas de
águas na costa brasileira).
13.4 - Equilíbrio da praia
O equilíbrio de uma praia depende da relação entre o aporte de sedimentos e a
capacidade de transporte litorâneo. Se uma quantidade de areia maior que aquela que pode ser
transportada pelas ondas é levada até a costa, a praia tenderá a acumular areia; caso contrário, se
o aporte de sedimentos for menor, a praia será erodida. Alguns fatores externos, como
mudanças do nível do mar ou a construção de obras de engenharia que interrompam o transporte
litorâneo de sedimentos, podem modificar sensivelmente o balanço sedimentar,
conseqüentemente, o equilíbrio da praia.
Fig. 27. O balanço sedimentar num determinado
setor costeiro
14. EROSÃO COSTEIRA
14.1 - Nível do mar como um conceito relativo
O conceito de nível do mar é (quase) sempre um conceito relativo. As variações
eustáticas têm um caráter global, enquanto que os movimentos que se verificam no continente
são claramente localizados no espaço.
Disto deduz-se facilmente que a variação do nível do mar é a resultante das tendências
eustáticas e das tendências que se verificam do lado do continente. Significa isso que as
variações eustáticas podem ser ampliadas ou reduzidas, na sua amplitude, pelos movimentos do
continente.
Até há pouco tempo mediamos o nível relativo do mar a partir de um ponto que
supúnhamos fixo. O problema é que a pretensa estabilidade dos continentes está cada vez mais
posta em evidência.
A emergência da teoria da tectônica de placas permitiu re-elaborar a hipótese do
tectono-eustatismo. Com efeito, os continentes passam por fases alternadas de agregação e de
rifting (exemplo: formação da Pangéia no final do Paleozóico e sua fragmentação no início do
Mesozóico).
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A agregação de continentes diminui, naturalmente, a área de plataforma continental
envolvente e acaba por aumentar, deste modo, por aumento da profundidade média, a
capacidade das bacias oceânicas. Daqui decorre uma descida do nível do mar.
Pelo contrário, a existência de processos de rifting com intumescência térmica e
elevação dos fundos oceânicos na área das dorsais acaba por produzir uma diminuição da
capacidade das bacias oceânicas e transgressões generalizadas.
Trata-se de processos muito lentos. A taxa de variação do nível do mar por causas
tectono-eustáticas anda a volta de 1cm por cada 1000 anos. As variações eustáticas devidas a
estes fenômenos podem atingir valores entre 100 e 300m.
Durante o resto do tempo um estado em que o efeito de estufa predominaria, os níveis
do mar seriam geralmente altos. Para chegar à curva geral da variação eustática durante o
Fanerozóico, é preciso contar com os efeitos, já referidos, do tectono-eustatismo. É possível,
nomeadamente, ligar a fase de descida eustática do final do Paleozóico-início do Mesozóico
com a construção da Pangéia.
A contínua subida do nível do mar durante o Mesozóico poderá ser explicada, ao
contrário, pela abertura e expansão dos oceanos que teve lugar durante o Mesozóico.
Durante o Neógeno verificou-se uma tendência geral para um progressivo
arrefecimento. Essa tendência acentua-se durante o Quaternário, com fortes variações climáticas
(glaciações e períodos interglaciares, que se traduzem em importantes variações do nível do
mar.
Devido à retenção de gelo no interior dos continentes, durante a última glaciação, o
nível do mar terá descido entre 120-140 m relativamente ao nível atual, o que se traduziu numa
modificação importante da linha de costa, sobretudo em locais onde a plataforma litoral é
extensa e com pouco declive na parte próxima dos continentes.
Um dos aspectos mais interessantes diz respeito à inversão da tendência para uma
subida rápida do nível do mar que se verifica de 11.000 a 10.000 BP: durante esse período, que
corresponde a uma importante fase de arrefecimento verifica-se uma descida do nível do mar
que atinge perto de 20m. A subida é retomada por volta de 10.000 BP e prolonga-se até cerca de
5.000BP, quando o mar atinge, aproximadamente, o nível atual.
A transgressão flandriana tem uma importância muito grande na configuração atual dos
nossos litorais. Devido a esta transgressão, quase todos os litorais do globo correspondem a
costas de submersão. Excetuam-se aquelas que foram diretamente submetidas às glaciações e
que, sujeitas à sobrecarga dos grandes inslandis sofreram um processo de afundamento durante
a glaciação (glacio-isostasia), do qual ainda estão a recuperar atualmente.
A situação das áreas envolventes dos inslandis corresponde a uma situação oposta:
quando da glaciação, o afundamento da crosta sob o peso dos inslandis vai deslocar material
infracrustal que se desloca para a periferia dos inslandis onde vai ascender provocando, nessas
áreas, a existência de um rebordo soerguido.
A recuperação isostática das áreas anteriormente glaciadas vai fazer-se à custa da
migração desse material infracrustal. Por isso, na área do soerguimento vai haver uma tendência
à subsidência que vai acentuar a submersão provocada pela subida eustática.
42
14.2 - A recente subida do nível do mar e as projeções para o futuro
Atualmente, a tendência observada em escala mundial é a elevação lenta do nível médio
dos mares. Este movimento é causado, principalmente, pelo degelo das calotas polares, que vem
ocorrendo há, pelo menos, 20.000 anos. Ao longo deste período, o nível do mar subiu cerca de
150 metros, provocando um recuo da linha de costa. A taxa atual de elevação do nível do mar,
devido a este fenômeno, é de 5cm a cada 25 anos, em nível mundial.
O período Quaternário (últimos 1,64 milhões de anos) foi caracterizado por períodos de
glaciação, provavelmente como conseqüência da diminuição da intensidade de energia solar que
chegava na Terra. Em muitos casos, as geleiras passaram a cobrir até 30% da superfície da Terra
(atualmente cobrem apenas 10%). Em relação ao ambiente marinho, as glaciações ocasionaram
três principais eventos:
- diminuição do nível do mar causada pelo congelamento de boa parte da água do
planeta. Para um ambiente costeiro, observa-se a mudança de hábitat de diversos
organismos bentônicos, uma vez que a sua distribuição vertical está relacionada, entre
outras coisas, com o alcance das marés.
- diminuição da temperatura da superfície da água, devido ao resfriamento do planeta.
A temperatura pode definir a distribuição dos organismos marinhos, principalmente no
costão rochoso. Observa-se, através de estudos paleoquímicos, que alguns organismos
alteraram a composição de suas carapaças em resposta à variação de temperatura.
- aumento da salinidade, pois ocorre a solidificação de parte da água doce disponível.
Em costões rochosos, esta variação normalmente é muito maior do que em oceano
aberto e a salinidade é fator limitante para a existência de muitos organismos, o que
pode ter resultado em grandes alterações na composição das comunidades costeiras.
Você sabia que...
...Há aproximadamente 5.100 anos atrás, ocorreu um aumento do nível do mar de 4,5 à 5
metros acima do que está atualmente. Podemos comprovar tal ocorrência, quando observamos
em costões rochosos, buracos de ouriço em regiões muito superiores ao nível máximo da maré.
Estes buracos, provavelmente, foram feitos quando o nível do mar era mais elevado.
14.3 - Morfologia Costeira
A morfologia da costa exerce uma grande influência sobre a erosão marinha. A largura
da plataforma continental, presença de promontórios, topografia da praia e a ocorrência de
arenitos de praia (beach rocks) e corais apresentam-se com importante papel no fenômeno de
erosão. Os recifes de arenito e corais, por exemplo, podem contribuir para a proteção da costa
como barreiras naturais contra o ataque das ondas. Estas barreiras absorvem grande parte das
energias das ondas, antes que estas atinjam as praias. Deste modo, a movimentação de areias é
bastante reduzida entre as praias e estas barreiras.
As zonas costeiras representam cerca de 1,6% da superfície das terras emersas,
abrigando aproximadamente 40% da população mundial, constituindo-se nas áreas mais
afetadas pela ação do homem. Estas zonas apresentam uma grande fragilidade e vulnerabilidade
às intervenções antrópicas, decorrentes da complexidade de ambientes resultantes da interação
terra/mar.
A erosão marinha é um problema que está intimamente associado a uma ocupação
desordenada e à falta de um planejamento urbano. Outros fatores de ordem ambiental
contribuem fortemente para agravar este problema, dentre os quais aterros indiscriminados dos
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mangues e "obras de engenharias", que quando executadas sem critérios globais, podem agravar
ou provocar a erosão nas áreas adjacentes.
15. COSTAS ROCHOSAS
15.1 - Definição de costas rochosas
Ao contrário da vasta bibliografia existente para os litorais arenosos, a bibliografia para
os litorais rochosos é relativamente escassa e baseia-se muito nos textos de Sunamura e também
nos de Trenhaile. Isto acontece, a nosso ver, porque, num meio tão dinâmico como é a interface
entre o mar e o continente, uma evolução rápida e espetacular parece ser mais atrativa do que
uma evolução relativamente lenta, e onde os métodos de investigação têm que ser
obrigatoriamente adequados a essa relativa lentidão de processos.
Antes de tudo é importante definir o que se entende por costa rochosa e apresentar
alguns dos respectivos elementos morfológicos. Segundo Sunamura (1992), costa rochosa é
uma costa em falésia, composta por material consolidado, independentemente da sua resistência.
No mesmo texto, Sunamura propõe-se estudar costas compostas por materiais que vão desde o
granito ou basalto até materiais pouco coerentes como os depósitos glaciares.
15.2 - Fatores a considerar na evolução das costas rochosas
Os fatores a considerar na evolução das costas rochosas são, basicamente, a energia das
ondas e o tipo de rocha. Porém, a energia da onda depende da quantidade de sedimentos que se
sobrepõem ao substrato rochoso. Essa quantidade depende do balanço sedimentar de cada
trecho costeiro que depende, por sua vez:
do fornecimento de sedimentos de e para a plataforma continental;
da deriva litoral;
dos sedimentos trazidos pelos rios;
dos materiais resultantes da erosão das falésias.
Os sedimentos existentes sobre o substrato rochoso, por um lado contribuem para o seu
desgaste, funcionando como abrasivos, mas, por outro, podem protegê-lo da ação das ondas.
Porém quando a cobertura sedimentar é suficientemente espessa para impedir que a ação das
ondas atue sobre o beach-rock, estamos já na presença de uma praia.
15.3 - Tipos de ondas na base das falésias e sua dinâmica
Há 3 tipos de ondas que podem ocorrer na base de uma falésia quando a onda incide
paralelamente à linha de costa: ondas estacionárias, ondas a quebrar e ondas já quebradas.
A respectiva ocorrência depende da relação entre a profundidade na base da falésia e a
profundidade em que as ondas quebram. Se a profundidade na base da falésia for superior à
profundidade a que um tipo específico de onda pode quebrar, formam-se ondas estacionárias.
Se a profundidade for idêntica a esse valor, a onda rebenta sobre a falésia. Se a
profundidade for inferior, a onda rebenta mais para o largo e já chega rebentada à base da
falésia.
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Uma vez que o declive da onda é muito condicionado pelo atrito com o fundo, a
ocorrência de cada uma destas hipóteses depende basicamente do declive deste e das
características da ondulação. Isto significa que, num setor costeiro determinado, quando as
ondas são de pequena altura podem originar ondas estacionárias.
A variação da pressão que estas exercem com o tempo é relativamente pequena, mas
pode ir-se acentuando à medida que a onda se torna mais alta, tornando-se cada vez mais
dessimétrica até que o rebentar da onda origina um grande pico de pressão, praticamente
instantâneo. Para além dessa altura crítica, as ondas chegam à base da falésia já quebradas e,
embora a sua passagem corresponda a um aumento grande de pressão estamos muito longe do
pico que acontece no caso anterior.
Fig. 28 . Tipos de ondas que ocorrem na base das falésias
15.4 - A resistência das rochas: a meteorização em ambiente litoral
Para além da resistência mecânica dos minerais componentes e da susceptibilidade à
alteração química (dependentes, essencialmente da composição das rochas), a existência de
fraturas e descontinuidades de diversos tipos têm um papel primordial na definição da
capacidade que uma determinada rocha tem de resistir às pressões mecânicas do tipo daquelas a
que estão sujeitas as rochas batidas pelas ondas.
Um outro fator é a “fadiga” que as rochas adquirem justamente devido a compressões
cíclicas do tipo das que ocorrem com o quebrar das ondas. Essa fadiga induz uma
microfraturação que diminui a resistência da rocha que poderá vir a ser alargada e depois
explorada por ação das ondas de modo a facilitar o desprendimento de pedaços de rocha.
O aumento do número de ciclos de pressão diminui a resistência à fadiga das rochas. O
mesmo acontece com a saturação da rocha: a existência de água diminui fortemente o limite de
fadiga das rochas.
O aumento de profundidade produz uma significativa diminuição da porosidade numa
rocha granítica e um correlativo aumento da resistência. A porosidade da rocha próximo da
superfície deve-se, essencialmente, à meteorização química a que as rochas ricas em feldspato
estão especialmente sujeitas.
45
A água do mar próxima da superfície está geralmente saturada de carbonatos. Porém,
durante a noite, alguns organismos produzem CO2 e, por isso, a água torna-se, de novo, capaz
de dissolver o carbonato de cálcio.
A crioclastia, a haloclastia e a hidroclastia podem ser particularmente ativas em meio
litoral. Por outro lado, os fenômenos de descompressão são responsáveis por uma abertura de
fraturas paralelas à superfície topográfica, que são muito importantes em rochas graníticas.
Também os seres vivos são responsáveis por fenômenos de bio-corrosão e têm um papel muito
ativo no alargamento das fraturas nas faixas litorais.
15.5 - Processos de erosão nas falésias
Quando as ondas escavam a base da falésia esta torna-se instável devido ao aumento de
declive e à instabilidade provocada pelo sub-escavamento. Essa instabilidade induz movimentos
de massa de diversos tipos (queda de blocos, deslizamentos e fluxos de detritos). A forma e a
intensidade desses movimentos depende muito do tipo de rocha e da respectiva estrutura, bem
como do clima que pode facilitar ou não certos tipos de meteorização (química nos climas
tropicais, mecânica nos climas frios e áridos).
Os movimentos de massa espalham detritos na base da falésia, o que significa que a
erosão não pode continuar enquanto eles não tiverem sido transformados em materiais
transportáveis pelas ondas e correntes litorais.
Quando as ondas batem na base falésia, há uma força compressiva que atua
perpendicularmente à falésia. Se a falésia tem fraturas, o ar situado nos interstícios é
violentamente comprimido. Quando a onda recua, dá-se um processo de descompressão. Desta
forma os interstícios da rocha são alargados e a rocha vai-se fragmentando por um processo de
arranque (“quarrying”, Sunamura, 1992). A descompressão que ocorre no refluxo da onda ajuda
ainda a transportar os materiais desagregados.
As ondas, carregadas com os detritos arrancados da falésia vêem a sua força aumentada.
Deste modo, os choques destes materiais com as rochas vão contribuir para o arranque de
partículas de diversos tamanhos. Este processo acaba por produzir um polimento característico
na superfície das rochas.
Quando ondas já quebradas atingem um certo limiar (20 horas de experiência), as areias
resultantes da desagregação do cimento na área do entalhe produzido pelas ondas (no nível da
água parada: still water level) aumentam a velocidade de escavamento. Porém, a partir das 30
horas essa velocidade estabiliza-se porque a referida acumulação de areias dissipa a energia das
ondas.
Mesmo em plataformas de erosão marinha cobertas normalmente por praias, se uma
tempestade arrastar as areias, as ondas podem atingir a falésia que se torna temporariamente
ativa e pode sofrer um recuo apreciável, desde que seja constituída por rocha pouco resistente.
De um modo geral, são nas grandes tempestades, quando as ondas têm uma maior
energia e o nível do mar está sobrelevado devido a storm surges, que se verificam maiores
recuos das falésias. Ora, justamente nessa altura, é difícil fazer observações diretas. Por isso,
muitas vezes, a velocidade de recuo das falésias estuda-se através de fotografias aéreas ou até,
com base em grafitti datados.
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Os movimentos de massa nas falésias podem ser de diversos tipos. Podem ir desde a simples
queda de blocos, ao seu basculamento com queda posterior. Os deslizamentos podem ser de tipo
planar ou rotacional. Em rochas apropriadas podemos encontrar fluxos de detritos.
15.6 - Erosão submarina do beach-rock
A erosão nas costas rochosas não se processa só na base das falésias, mas também ao
longo do fundo marinho que se desenvolve a partir da base da falésia. Neste domínio a
informação existente é muito menos abundante do que a que respeita à erosão na base das
falésias. Esse fato fica a dever-se à dificuldade de avaliação devida à lentidão do processo e ao
fato destas plataformas estarem totais ou parcialmente submersas.
A força de ataque das ondas aumenta quando existem sedimentos mobilizáveis em
contato com a plataforma. Quando a cobertura se torna demasiado espessa essa força deixa,
como é óbvio, de exercer-se. A resistência da rocha é um fator da maior importância, que
depende tanto da respectiva composição como das descontinuidades que a afetam.
A erosão vertical das plataformas é muito mais lenta que o processo de escavamento dos
entalhes da base das falésias. A respectiva relação varia entre 2-5% (Sunamura, 1992). Além
disso, o escavamento das plataformas, fazendo aumentar a sua profundidade acaba por reduzir a
intensidade das forças que atuam sobre os fundos. Trata-se, por isso, de um processo que se
auto-limita e que se torna mais lento com o tempo, desde que o nível do mar não sofra
oscilações.
15.7 - Plataformas de erosão marinha
Os nomes atribuídos a estas plataformas são muito variados, sobretudo em língua
inglesa (Sunamura, 1992, p. 139). Todavia, uma das designações que é mais utilizada é a de
plataforma de abrasão marinha que dá conta de um dos processos atuantes na sua elaboração.
Porém, dado que o afeiçoamento destas plataformas não se deve só a este processo, parece-nos
melhor a designação de “plataforma de erosão marinha” (Tricart, 1977).
A cota destas plataformas pode ser muito interessante para a identificação de
movimentos tectônicos. É necessário, no entanto, compreender o mecanismos da sua formação.
A cota das plataformas talhadas em rochas resistentes é superior à das plataformas
talhadas em rocha branda.
As plataformas criadas por ondas quebradas evoluem mais lentamente do que as criadas
por ondas a quebrar. As ondas a quebrar são capazes de rebaixar mais facilmente a superfície
em que atuam e produzem, por isso, plataformas mais baixas. Como é evidente, se a
profundidade existente for inferior à profundidade a que as ondas de tempestade quebram,
dentro das referidas ondas, só as já quebradas poderão embater na falésia.
Dado o ponto anterior, torna-se evidente que a amplitude das marés vai, também, interferir
no resultado final.
Na figura abaixo é possível observar os três tipos fundamentais de morfologia nas
costas rochosas: plataforma descendo para o mar, plataforma horizontal e falésia mergulhante.
Dado que é usada correntemente, utilizaremos também a designação de plataformas do tipo
A para as plataformas com declive em direção ao mar e do tipo B para aquelas que são
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aproximadamente horizontais (Sunamura, 1992). Dentro de cada um destes grandes tipos pode
haver muitas variedades (Sunamura, 1992) dependentes de:
tipo de rocha e respectiva estrutura,
condições de meteorização e clima,
marés,
exposição à ondulação,
herança de pequenas variações do nível do mar.
Fig. 29. Os três tipos fundamentais de
morfologia nas costas rochosas:
plataforma descendo para o mar,
plataforma horizontal e plataforma
mergulhante
As falésias mergulhantes podem corresponder a antigas falésias submersas por
movimentos tectônicos ou por subida do nível do mar. Também pode tratar-se de escarpas de
falha ou corresponderem a uma atividade vulcânica recente. As margens dos fiordes também
funcionam como falésias mergulhantes. De um modo geral estas falésias mergulhantes recuam
muito pouco, porque os fundos marinhos, nas suas proximidades, se situam abaixo do nível de
base da rebentação Com efeito, as ondas só afetam o fundo se este estiver acima deste nível e se
puderem arrancar alguns sedimentos do mesmo fundo. De outra forma, a reflexão das ondas
provocada pelas falésias pode produzir ondas estacionárias com pouco efeito erosivo.
Parece haver também a tendência para estas falésias mergulhantes ocorrerem em rochas
bastante resistentes.
A principal diferença entre as plataformas de tipo A e B é a existência de um degrau
abrupto separando a área aplanada das zonas mais profundas. Quanto à cota de início das
plataformas de tipo A, Sunamura parece inclinar-se para a ocorrência a uma cota próxima do
nível médio das marés altas, mas insiste na existência uma certa variabilidade espacial.
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Embora sejam formas muito interessantes e às vezes espetaculares, os entalhes basais
em rocha não calcária têm sido pouco estudados. A figura abaixo representa entalhes associados
a plataformas do tipo A [a), b), c) e a falésias mergulhantes, d)]. O papel da abrasão é óbvio até
pelo fato das rochas aparecerem polidas. A existência de marés introduz novas complicações na
definição da altura a que os entalhes se desenvolvem.
Sempre que a rocha é passível de dissolução, o desenvolvimento dos entalhes torna-se
mais evidente e encontram-se, em ambientes tropicais, formas espetaculares. Nessas condições
também se podem encontrar interessantes formas de pequenos tamanhos (vasques, tafoni),
diversificadas em detrimento do tipo de rocha.
As grutas correspondem a aberturas nas falésias em que em que a profundidade é maior
que a abertura. Aparecem em rochas relativamente resistentes explorando as descontinuidades
nelas existentes. Devido à existência da própria cavidade, os fenômenos de compressão e
descompressão atuam nas grutas de forma particularmente forte, o que contribui para a sua
evolução e manutenção.
Quando as ondas atacando ambos os lados de um promontório conseguem perfurá-lo,
pode formar-se um arco. Os arcos são formas relativamente efêmeras. Quando a parte superior
colapsa o arco desaparece e passamos a ter um”sea stack” (pináculo, penhasco). Porém, nem
todos os pináculos resultam da destruição de arcos: diques de rochas resistentes introduzidos em
materiais mais brandos podem resultar em formas deste tipo.
As marmitas têm uma forma cilíndrica e são escavadas por ação de materiais abrasivos
de diversos tamanhos. Têm uma seção predominantemente circular. Geralmente são mais largas
do que fundas. A existência de depressões prévias, por vezes ligadas à passagem ou cruzamento
de diáclases poderá permitir uma acumulação de materiais e o seu turbilhonar desenvolverá o
efeito abrasivo típico das marmitas.
As bacias de dissolução aparecem em rochas calcárias. Apresentam um fundo plano e
desenvolvem-se a partir de pequenas depressões, por dissolução de calcita durante a noite,
quando se dá uma diminuição do PH devida à respiração dos seres vivos que vivem nessas
depressões. Depois há uma remoção dos produtos residuais por ação das águas do mar.
Estas depressões estendem-se lateralmente , conservando paredes verticais e podendo originar
depressões mais amplas e com um contorno irregular por coalescência de várias bacias
pequenas. Estas bacias designam-se, por vezes, pelo termo francês (vasques).
Tafoni e alvéolos: caracterizam-se pela existência de depressões na superfície das
rochas. Aparecem em rochas ígneas (granitos, basaltos) mas também em diversos tipos de
rochas. As suas dimensões podem ir de alguns cms a vários metros. Encontram-se em vários
ambientes e não só no meio litoral, mas também em áreas com uma certa secura. São devidos,
essencialmente, a fenômenos de desagregação mecânica (halo e hidroclastia). No caso de
ocorrerem na zona costeira aparecem na zona acima do nível das marés mais altas.
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Fig. 30. Formas litorais (plataformas
do tipo B) em diversso tipo de rocha,
nas regiões tropicais
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