Apostila de Geomorfologia Litorânea

41. A ZONA COSTEIRA/LITORAL COMO INTERFACE O termo litoral se refere à plataforma litoral. Esta poderá ser definida como: uma faixa aplanada, situada a altitudes variadas, na proximidade da linha de costa e limitada, para o interior, por um rebordo, rigidamente alinhado e contrastante com a referida área aplanada. A plataforma litoral suporta, freqüentemente, numerosos afloramentos de depósitos genericamente classificados como plio-plistocênicos e é limitada, para o interior, por um relevo muitas vezes nitidamente alinhado (relevo marginal). (Araújo, 1991). O nosso conceito de plataforma litoral engloba as áreas onde se encontram as marcas do estacionamento do nível do mar durante o Quaternário, ou depósitos relacionáveis com a proximidade do nível de base durante o Neogênico. Moreira (1984), define plataforma litoral como antigas plataformas de abrasão que atualmente se encontram a cotas diferentes do nível do mar, submersas ou emersas, correspondendo respectivamente a fases de transgressão e de regressão marinhas. Todavia, os setores submersos serão apenas objeto de referências pontuais a propósito de correntes (nomeadamente de upwelling) e das variações do nível do mar durante o final do Pleistoceno e no Holoceno. O conceito de plataforma litoral comporta características topográficas (área essencialmente aplanada), geológicas (existência de coberturas sedimentares neogênicas) e mesmo climáticas. O relevo do Planeta Terra é resultado de forças geodinâmicas internas ou endógenas (terremotos e vulcões) e externas ou exógenas (erosão e intemperismo).A energia que produz as forças geodinâmicas internas é resultado do decaimento radioativo dos isótopos instáveis que produz o calor interno do planeta. Esta energia propicia a mobilidade das placas litosféricas, o vulcanismo, os terremotos e a formação das grandes cadeias de montanhas como o Himalaia, os Alpes, os Andes e as Montanhas Rochosas. A paisagem terrestre é então modelada por processos externos como erosão e intemperismo, resultado da interação entre as rochas e os fluidos da atmosfera e da hidrosfera. A zona costeira, região onde o continente encontra o mar se constitui na zona de fronteira maior do globo. Esta região se estende por todos os tipos de clima, províncias geológicas e localizações geográficas. Sua geomorfologia será então modelada pelos processos de origem tanto continental quanto marinha. Uma das suas características principais é o seu elevado dinamismo, estando em constante processo de transformação. Historicamente, a zona costeira atrai a ocupação humana desde os tempos antes de Cristo quanto grandes civilizações ocuparam a região em volta do Mar Mediterrâneo. Estas cidades procuravam regiões que oferecessem proteção natural e onde fosse possível a construção de portos e o desenvolvimento das cidades. Atualmente, a maioria das grandes metrópoles se situa na zona costeira, que conseqüentemente abriga a maioria da população global. O interesse científico sobre a zona costeira se iniciou com os estudos geomorfológicos interessados no relevo do planeta. Estes estudos produziram mapas, e classificações baseadas nas mudanças morfológicas. A Engenharia costeira se dedica ao estudo e a viabilidade da construção de portos, pontes, etc. Oceanógrafos, geólogos estudam a zona costeira no intuito de compreender os processos hidrodinâmicos e sedimentares que fazem parte da evolução da região. Biólogos estão interessados no estudo da fauna e flora características dos diversos ecossistemas que fazem parte do litoral. 5 A zona costeira apresenta grande variabilidade temporal e espacial. Mudanças ocorrem numa escala de tempo que vai de anos a milhares de anos. Por outro lado, as características geológicas e geográficas do litoral apresentam variações espaciais numa escala de metros até milhares de quilômetros. Baías, estuários, lagoas, praias arenosa, costões rochosos, falésias, manguezais são elementos costeiros com características próprias e uma historia geológica única. As características de alta variabilidade temporal e espacial são resultado de processos que atingem a zona costeira de forma global como a tectônica de placas e a variação relativa do nível do mar. Dentro do contexto da tectônica de placas existem 3 tipos característicos de regiões costeiras de primeira ordem, associados com a natureza da margem continental adjacente e a massa continental: (i) aquelas associadas ao movimento de convergência Estas zonas costeiras apresentam tectônica complexa e ativa, sendo caracterizadas por uma topografia de alto relevo, com bacias de drenagem pequenas, ausência de deltas devido a ausência de plataforma continental. Os sedimentos carreados pelos rios ou se depositam em estuários e baías ou são levados diretamente para o oceano, conseqüentemente estas regiões se caracterizam pela ausência de deltas. Ocorrem nas margens continentais do tipo Pacífico ou ativa, localizadas na costa oeste da América do Sul e do Norte. (ii) aquelas associadas ao movimento de divergência Estas zonas costeiras apresentam uma grande diversidade de tipos porque ocorrem numa variedade de regiões tectônicas que se dividem em três categorias: (a) recentes – associadas com os estágios iniciais de desenvolvimento costeiro numa região de centro de espalhamento do fundo oceânico. O Mar Vermelho e o Golfo de Aden onde as placas Arábica e Africana estão se separando são exemplos característicos. Geralmente há pouco sedimento disponível devido a ausência de sistemas de drenagem, que ainda não tiveram tempo para se desenvolver. (b) Africana – associada a uma massa continental que apresenta uma única variedade de zona costeira. Além do continente Africano, a Groenlândia é um outro exemplo. Uma alta atividade erosiva no continente favorece a formação de grandes deltas ao longo do litoral. (Niger, Nilo). (c) Americana – representada pela costa leste da América do Sul e do Norte. São porções tectonicamente estáveis de continentes que apresentam planícies costeiras extensas, de baixo relevo e sistemas de drenagem bem desenvolvidos. Grandes rios mundiais localizam-se neste tipo de costa, ex. Amazonas, Ganges-Bhramaputra. Estes rios constroem grandes deltas devido a grande quantidade de sedimento e a larga plataforma continental que os recebe e onde os mesmos são depositados. (iii) aquelas associadas com mares marginais. Este tipo de zona costeira está protegido dos processos do oceano aberto pela presença de arcos de ilhas. Apresentam relevo baixo e o sistema de drenagem bem desenvolvido. O fato de estarem localizados numa região de clima temperado com abundante precipitação favorece a produção de um grande volume sedimentar e alta descarga fluvial. A baixa energia das ondas favorece a acumulação destes sedimentos em grandes deltas. Um outro processo que apresenta grande variabilidade espaço-temporal é a flutuação relativa do nível do mar. Esta flutuação pode ser contínua e lenta ou ocorrer de forma rápida. Em alguns segundos, por exemplo, um terremoto pode abaixar ou elevar uma região costeira provocando assim uma variação relativa local do nível do mar. 6 A mudança relativa do nível do mar num determinado lugar pode ser conseqüência de movimentos globais (eustáticos) ou locais (relativos). O aumento global do nível do mar tem relação direta com mudanças no volume de água dos oceanos e, portanto está diretamente controlada pelo volume do gelo terrestre. Logo, mudanças globais da temperatura do planeta são as causas principais das variações globais do nível do mar. Mudanças locais do nível do mar são controladas por movimentos tectônicos ou sedimentação. Portanto, variações relativas do nível do mar são conseqüência da conjunção dos movimentos eustáticos, tectônicos e das taxas de sedimentação locais. Atualmente os mecanismos, escalas temporais e taxas da variação do nível do mar em termos mundiais tem sido objeto de várias pesquisas científicas. A possível influência antrópica no aumento global do nível do mar devido ao efeito estufa é objeto de calorosas discussões entre os cientistas. Estas feições de primeira ordem decorrentes dos movimentos tectônicos global são muito extensas geograficamente, com mais de 1000 km de comprimento. Já as feições de segunda ordem podem se estender de dez a centenas de km, sendo caracterizadas por processos que moldam a zona costeira como o clima e as marés. Por outro lado, as feições de terceira ordem são pontuais e exibem feições de deposição e erosão, causadas pela ação das ondas. É importante salientar que a divisão das zonas costeiras em feições de primeira ordem só é aplicável numa escala global. A classificação tectônica é importante quando consideramos uma organização global das zonas costeiras. Ao longo do tempo geológico, os processos de erosão e deposição ao longo da zona costeira tendem a desenvolver um litoral longo, reto ou levemente curvilíneo. Os cabos são erodidos e os estuários e baías preenchidos com sedimentos. A configuração do litoral evolui até a energia das ondas se distribuir igualmente ao longo da costa e nenhum evento de erosão ou deposição em larga escala ocorrer. A zona costeira pode ser caracterizada pela interferência entre diferentes tipos de fenômenos que se relacionam ora com a hidrosfera (correntes, ondas, marés, variações do nível do mar), ora com a litosfera (tectônica, estrutura geológica, aportes sedimentares) quer com a atmosfera (clima, agitação marítima). A variedade de fenômenos em ação converte essa faixa numa interface extremamente complexa e dinâmica. Existem vários tipos de litorais, dependendo da estrutura geológica. Figura 1 7 Figura 1. Classificação dos litorais essencialmente baseada na situação estrutural 2. ORIGEM E CARACTERÍSTICAS DA ÁGUA DO MAR A água do mar é vista como um produto da lixiviação de substâncias solúveis dos solos e das alteritas existentes nos continentes, processo que está em ação desde que as primeiras chuvas começaram a cair sobre a crosta primitiva e que se desenrolou ao longo de muitos milhões de anos. Com efeito, a água do mar atingiu a sua salinidade atual apenas há cerca de 700 milhões de anos (Strahler, 1987). A água é praticamente um solvente universal – da estrutura molecular da água derivam muitas das suas propriedades, sem as quais a vida não seria possível, na Terra. A molécula de água tem uma estrutura ligeiramente dipolar. Deste modo, a água consegue quebrar as ligações iônicas existentes nas moléculas de variadíssimas substâncias, o que se traduz na respectiva dissolução. O cloreto de sódio poderá ser invocado como exemplo. tem a particularidade de representar os principais climas a nível mundial e também os locais onde se faz sentir o fenômeno de upwelling. durante o Quaternário. O mesmo terá acontecido. à mistura das águas quentes e salgadas da corrente do Golfo com as águas frias e pouco salgadas do oceano Ártico. a 1 m de profundidade. glaciares e oceânicos é mais direta (Riser. Basicamente. A circulação marinha complementa a circulação atmosférica. quando a densidade das águas de superfície aumenta. A dessimetria climática existente entre os desertos periglaciares canadianos e as regiões agrícolas e florestais do sul da Escandinávia. extraído do Atlas Hachette de 2002 (figura 2). isso acaba por produzir uma massa de água fria e salgada. que provocar uma alimentação em água profunda. que desce para áreas mais profundas e daí se escoa ao longo da vertente ocidental da dorsal do Atlântico. e por isso bastante densa. Com efeito. da salinidade e da densidade da água do mar depende da latitude e introduz os conceitos de termoclina. tem um tempo de resposta muito diferente. à medida que o atrito entre as partículas de água aumenta também. 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. 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. mas. devido. lançar uma ponte para a discussão de temas como as oscilações e mudanças climáticas. apenas 45% da energia incidente continua disponível. 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.8 A análise da penetração das radiações luminosas na água. A variação da temperatura. Deste modo. Depois. por exemplo. O mapa apresentado. dada a maior viscosidade da água. Este assunto permite compreender um pouco melhor as complexas interações entre a atmosfera e a hidrosfera a nível global. Abaixo dessa profundidade. até se juntar à circulação profunda que rodeia a Antártida. e permite também. o aumento da densidade torna-se muito lento (Riser. Porém. obviamente. haloclina e picnoclina. De um modo geral as águas são mais quentes e menos salgadas à superfície do que em profundidade. Uma breve referência à circulação geral da atmosfera permitirá recordar a disposição dos principais centros de ação e os ventos daí decorrentes. das correntes das Canárias e de Benguela) tem. é desse balanço energético que decorre a circulação atmosférica. Por isso. Deste modo. a densidade aumenta rapidamente entre 100 e 500m (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. como é óbvio. a circulação marinha pode colaborar no controle de mecanismos de oscilações climáticas de período relativamente longo. ajuda a explicar a cor azul/verde dos oceanos e a rápida absorção da energia incidente com a profundidade. 1999). por exemplo. qualquer alteração na corrente do Golfo terá. é aí que a interação entre os fenômenos atmosféricos. . As águas de superfície são geralmente bem misturadas e relativamente homogêneas até 100m de profundidade. Daí partir-se-á para a análise de um mapa com as principais correntes definindo quais as correntes quentes e frias. 1999). conseqüências decisivas ao nível planetário. Com efeito. forçosamente. a existência de correntes que afastam as águas do continente (caso. Isso ocorre por as partículas de água moveremse também em órbitas circulares. . poderá ser invocada a este respeito. transferem energia para a superfície da água. ONDAS As ondas são causadas pelos ventos.9 A análise levada a cabo por Lomborg (2002) appud Riser (1999). Figura 2: relação entre a direção dos alíseos e as correntes por eles geradas. objetos flutuantes na superfície do mar deslocam-se para cima e para baixo em movimento circular. Com efeito. 3. o upwelling. que no contato. Ao passar uma onda. 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. que diminuem de diâmetro com a profundidade. 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. um grupo ou trem de ondas viaja na metade da velocidade das ondas individuais.10 A profundidade máxima de movimentação da água equivale à metade do comprimento de onda. 3. Período de onda . Altura da onda – Distância vertical entre a crista de uma onda e a base do vale da onda adjacente. Amplitude de onda .Distância horizontal entre qualquer ponto de uma onda e o ponto correspondente da próxima onda.Velocidade na qual uma onda individual avança sobre a superfície da água. 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. Veja nesta figura os nomes dos principais parâmetros que caracterizam uma onda. Esta profundidade é conhecida como base da onda. As ondas movem-se. Comprimento de onda . . Velocidade da onda . transportam energia. Também chamada de calha ou cava. como a profundidade máxima na qual a onda pode mover partículas e erodir os sedimentos finos do assoalho marinho. mas não a água adjacente. maior a sua velocidade. apenas em sua forma. e é definida. que aparece na forma de uma nova onda que se forma na retaguarda.Velocidade da onda A velocidade da onda é função de seu comprimento: quanto maior este parâmetro. não impulsionam massas de água. na qual o diâmetro orbital das partículas é 25 vezes menor que na superfície. Crista de onda – Porção mais superior da onda Vale da onda – Depressão entre duas cristas. Agudez da onda . portanto. pela interrupção do movimento circular no final do grupo de ondas. Além disso. portanto. Por outro lado. há fornecimento de energia extra.Distância vertical máxima da superfície do mar à partir do nível da água em repouso.1 . Equivale a metade da altura da onda.O tempo que leva para uma onda completar um comprimento de onda para passar por um ponto estacionário.Relação entre a altura e o comprimento da onda. Existem 3 tipos fundamentais de movimentos ondulatórios. sendo causado principalmente por 3 fatores: a velocidade. é possível prever as características das ondas resultantes. Duas podem ser as forças restauradoras das ondas: a tensão superficial e a força da gravidade.2 .11 Fig. . 05. não possam ser exatamente previstas. necessitam de área muitíssimo grande. Estas fazem retornar as ondulações das ondas em nível normal do mar. 3. uma nova onda se forma no final do trem de ondas. progressivamente se reorientam para permanecerem paralelas à linha de costa. Geralmente a força restauradora causada pela tensão superficial é insignificante quando comparada com a da gravidade. embora as mais altas. Tal fenômeno é chamado de refração e é função da diminuição da profundidade. o trem de ondas viaja na metade da velocidade das ondas individuais. a duração do vento e a área na qual este sopra. Se existirem condições para o desenvolvimento total do mar. pois há liberação de energia já que o movimento da água pára. mas para ondas pequenas. Em águas profundas (maiores que a metade que o comprimento de onda). É bastante raro para ventos de alta velocidade pois. 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. denominada área de geração. Esta figura mostra o desenvolvimento de um trem de ondas. 3. que podem ser estimadas estatisticamente. para que as ondas atinjam sua altura máxima. a força dominante é mesmo a tensão superficial.Desenvolvimento das ondas no mar O desenvolvimento de ondas em águas profundas é complexo. Figura 06. A primeira onda perde energia ao elevar a água que se encontrava em repouso à sua frente. origina-se a condição denominado desenvolvimento total do mar. com o vento soprando durante muito tempo.3 . com comprimentos de ondas menores que 2 centímetros.Como as ondas se rompem Quando as ondas formadas em oceano aberto aproximam-se de águas rasas. Assim.Características das ondas A figura 07 mostra as relações entre comprimento de onda. A velocidade será 100X7. Nas ondas transversais a energia viaja na perpendicular da direção de vibração das partículas. uma onda com um período de 8 segundos terá um comprimento de onda de 100m e uma freqüência de 7. alternadamente distendida e comprimida. tal como nas ondas sonoras. 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. sabendo um dos elementos característicos da onda é possível saber os outros. Daí o nome de ondas orbitais. Através do gráfico. A energia pode ser transmitida em todos os estados da matéria (sólido. O caso mais típico é o da interface atmosfera/oceano.12 Figura 06: Tipos de ondas Nas ondas longitudinais.5/minuto. As partículas movem-se em trajetória circulares.4 . Figura 07: Características essenciais das ondas orbitais 3. líquido e gasoso) através deste movimento longitudinal das partículas. as partículas movimentam-se para frente e para trás na mesma direção da propagação da energia. período e velocidade das ondas quando em águas profundas. Este tipo de movimento transmite-se apenas nos sólidos. tal como uma mola.5 m por segundo.5. . isto é: 750m por minuto ou 12. Quando está na cava. . Ondas de águas profundas. No caso da onda da figura 6. isso corresponderia a profundidades inferiores a 5m.13 Figura 08: Relações entre o comprimento de onda. 10). Não são afetadas pelos fundos oceânicos. os tsunami e as ondas de maré geradas pela atração do Sol e da Lua. As ondas que ocorrem quando a profundidade é maior que metade do comprimento de onda chamam-se ondas de águas profundas (fig. A sua velocidade aumenta com a profundidade. 09). Incluem-se nesta categoria as ondas geradas pelo vento quando se aproximam da linha de costa (fig. afetar o fundo do mar. move-se no mesmo sentido da propagação da energia. move-se no sentido inverso. Ondas de águas baixas (shallow water waves). (Fig. até que a movimentação das partículas numa onda ideal cessa completamente a uma profundidade igual à metade do comprimento de onda (L/2. A movimentação das partículas em águas pouco profundas é uma órbita elíptica muito achatada que se aproxima da oscilação horizontal (fig. 10 ). Quando uma partícula está na crista da onda. o período e a velocidade das ondas. 10). São ondas cuja profundidade é inferior a 1/20 do comprimento de onda. Esse movimento oscilatório pode. As órbitas circulares das partículas de água têm um diâmetro igual à altura da onda. por isso. 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). entre 50 e 5 m de profundidade. parte esquerda). Quando essa energia aumenta desenvolvem-se ondas de gravidade. a superfície do mar ganha um aspecto irregular.Uma vez que atingem uma maior altura. 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. daí o nome de ondas de gravidade. A sua velocidade é controlada em parte pelo comprimento de onda e em parte pela profundidade.Ondas geradas pelos ventos Quando o vento sopra. o que permite uma maior exposição ao vento e uma maior transferência da energia do vento para as águas.14 Ondas de transição.74 cm.5 . intermédias e pouco profundas. À medida que estas ondas se desenvolvem. Figura 10: Ondas de águas profundas. Chamam-se rídulas (ripples) e a tensão superficial da água tem tendência a destruí-las. restaurando a superfície lisa da água (fig. No caso da onda da figura 6. inferiores a 1. . Figura 11: Modificações sofridas pelas ondas quando se aproximam da linha de costa 3. 11.74 cm e uma forma sinusoidal (parte média). a gravidade torna-se a principal força de restauração da superfície. Estas têm comprimentos de onda superiores a 1. 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. com ondas movendo-se em várias direções e com diferentes períodos e comprimentos de onda. 12. 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. comprimento de onda e velocidade das ondas. as cristas tornam-se pontiagudas e as cavas arredondadas (fig. 3. 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). As ondas com maior comprimento de onda serão aquelas . Mas quando a velocidade das ondas iguala a dos ventos. Sistemas de ondulação originados na Antártida foram encontrados a quebrar no Alaska. Figura 13: Área de origem da ondulação e Swell O swell pode deslocar-se ao longo de grandes distâncias sem perda significativa de energia.Swell Quando as ondas se aproximam das margens oceânicas. já não é adicionada mais energia à onda.5.000 km. elas podem viajar mais depressa que o vento. onde a velocidade do vento diminui. Este fato deve-se à acentuada variação da direção e velocidade do vento. depois de viajar mais de 10. Nessa altura o declive da onda diminui e elas transformam-se em ondas com longas cristas designadas como “swell”. que atinge então a sua maior dimensão.15 Figura 12: Ondas de capilaridade e de gravidade Se a energia que lhes é fornecida aumentar. direita). Assim. a altura da onda aumenta mais do que o comprimento. A energia do vento faz aumentar a altura.1 . o que reduz o respectivo comprimento de onda.Ondas livres e forçadas As ondas forçadas são mantidas pelo vento.16 que viajam mais depressa. Nas vagas em voluta a crista da onda adianta-se muito em relação à sua base e desaba por falta de apoio. O aumento da altura acompanhado de diminuição do comprimento de onda aumenta o declive da onda (H/L). produzindo uma massa turbulenta de ar e água que escorre na frente da onda em vez de encaracolar no topo. tal como nas ondas de alta energia do mar aberto.5. e mais freqüentemente. 14). O fundo marinho. existe uma mistura entre ondas livres e forçadas. que extrai energia mais gradualmente da onda. Mesmo na área de origem. 3. porque. A movimentação das partículas é muito retardada pela ação do fundo e existe um significativo transporte de água em direção à linha de costa. destrutivo. Isso cria padrões de interferência. Além disso. fig. A interferência destrutiva acontece quando as cristas de um sistema coincidem com as cavas de outro. a velocidade é função do comprimento de onda. Porém. interfere com o movimento das partículas na base da onda.2 . é mais provável que haja ondas de diversos comprimentos e alturas em cada sistema e por isso. os sistemas de ondulação que chegam à costa geralmente têm padrões irregulares com seqüências de ondas altas e baixas. misto. o que significa que as cristas e as cavas coincidem. Esta resulta de um declive relativamente suave do fundo. que se desenvolva uma interferência mista. há sempre vários sistemas de ondas criados em cada área de origem. é inevitável que venham a colidir e interferir uns com os outros. o resultado pode ser construtivo. e a energia de um será cancelada pela do outro. Quando a profundidade é inferior a 1/20 do comprimento de onda as ondas começam a comportar-se como ondas de pequena profundidade. Se os sistemas de ondulação têm características semelhantes. 14). Quando os sistemas de ondas de 2 áreas de origem colidem. a onda quebra. Esse fato é compensado por um aumento da altura. As cristas tornam-se estreitas e pontiagudas e as cavas tornam-se curvas largas. É por isso que. A vaga mais vulgar é a vaga por derramamento (spilling breaker. Quando este atinge 1/7. Estas vagas em voluta formam-se em praias com um declive moderado (fig. de tal forma que as suas características estão adaptadas a ele. . A interferência construtiva acontece quando ondulações com o mesmo comprimento de onda se encontram em fase. dado que o vento é variável. Nas ondas livres a movimentação dá-se de acordo com os ventos na área de origem. A onda resultante terá o mesmo comprimento de onda e uma altura que será a soma das alturas individuais. Por isso. atrasando-a. a baixa profundidade. Trata-se da soma algébrica da movimentação que cada uma delas produziria. mas não existe uma força que as mantenha em movimento. Devido ao fato de que o swell de diversas tempestades coexistem no oceano. a soma algébrica será zero. em águas profundas. há uma espécie de compressão das cristas das ondas. A maior energia nos promontórios é demonstrada pela existência de ondas mais altas. onde pode ocorrer acumulação de areias. fig.17 Se o declive da praia e a altura da onda foram muito acentuados. Na figura 13. vemos como uma topografia de fundo irregular atrasa certas partes da onda que se aproxima da costa. Por isso a energia e a erosão será maior nos promontórios e mais dispersa nas baías. em voluta e em rolo (surging) 3. 1984). 14). alguns setores começarão a "sentir o fundo" mais cedo e atrasar-se-ão em relação ao resto da onda. Se construirmos linhas perpendiculares à frente das ondas. É raro que o ângulo de aproximação à praia seja exatamente 90°. É o que acontece com as vagas de tempestade (Moreira. Refração das ondas . A refração distribui energia de uma forma desigual na praia. Por isso. obtemos linhas ortogonais (fig. 15) que nos ajudam a compreender como a energia das vagas se distribui.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. Disso resulta uma curvatura da frente da onda que se designa como refração da onda. Figura 15. Figura 14: Vagas por derramamento. As ortogonais convergem nos promontórios e divergem nas baías. e as espaçarmos de modo que a energia nesses setores seja sempre igual. a onda quebra sobre a forma de grandes rolos ou vagalhões (surging breakers.6 . pode refletir a ondulação de volta para o oceano.8 . com pouca perda de energia (fig. 16).Reflexão das ondas Nem toda a energia das ondas é consumida quando elas esbarram contra a linha de costa. A reflexão das ondas nas barreiras costeiras ocorre segundo um ângulo igual ao ângulo de incidência. Nos antinodos há uma alternância entre subidas e descidas e a movimentação é inteiramente vertical. o que pode traduzir-se em problemas na estabilidade dos navios junto aos cais de ancoragem. As partículas continuam a mover-se na horizontal e na vertical.Difração das ondas A difração pode definir-se como um encurvar das ondas à volta de objetos. Nas condições de ondas perpendiculares ao obstáculo. A altura da onda estacionária teoricamente pode atingir o dobro da altura da onda incidente. Estas ondas são caracterizadas pela existência de linhas ao longo das quais não existe movimento vertical (linhas nodais). 17). 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. Uma parede vertical. Estas resultam de duas ondas do mesmo comprimento que se movimentam em direções opostas. Figura 16: Difração das ondas 3.7 . tal como um molhe. Permite que a ondulação penetre nos portos e por detrás de barreiras (fig. Figura 17: Reflexão das ondas . mas não existe o movimento circular que se vê numa onda progressiva.18 3. a reflexão produz ondas estacionárias. em relação à Ilhas Canárias. Pará e Amapá. ele seria tão catastrófico quanto maior for presumida a explosão vulcânica nas Ilhas Canárias. o que equivaleria a 8 horas de percurso até chegar ao litoral brasileiro. é no Oceano Pacífico onde ocorreram a maioria das TSUNAMIS. por ser uma área cercada por atividades vulcânicas e freqüentes abalos sísmicos.500 km/h. antes do Brasil. Desta forma. Se somarmos a probabilidade e os registros históricos de erupções e/ou abalos sísmicos em ilhas do Oceano Atlântico. as tsunamis não são causadas por influência das forças de maré (forças astronômicas de atração do Sol e da Lua). na liberação instantânea de grande quantidade de energia. que são mínimos. Portanto uma boa definição para a TSUNAMI seria uma onda sísmica que se propaga no oceano. Piauí. As storm surge podem ser altamente destrutivas nas costas baixas. Ceará.19 Storm Surge Os centros de baixa pressão são acompanhados por um empolamento da superfície da água. desde o Japão até o Alasca. uma erupção vulcânica não é um evento comum e se levarmos em conta outros fatores. Têm sua origem em maremotos.a palavra TSUNAMI designa ondas oceânicas de grande altura. maior será a perda de sua intensidade por espalhamento e mesmo dissipação de sua energia. 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. ou seja. . veremos que as chances de ocorrer um acidente ambiental de grandes proporções são baixas. Na recentemente levantada hipótese sobre o perigo de um maremoto de grandes proporções. que acompanha o movimento da depressão. 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. recebendo diretamente o impacto da onda de grande altura. Por outro lado. Norte da África e o arquipélago de Cabo Verde serão as vítimas potenciais devido à proximidade do epicentro da eventual explosão vulcânica. São aproximadamente 4. local onde foi detectada importante atividade sísmica no subsolo. 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. erupções vulcânicas e nos diversos tipos de movimentos das placas do fundo submarino. Assim. Embora sejam erroneamente denominadas de ondas de maré. Historicamente. Outro fator a ser considerado é a distância do litoral brasileiro. Tsunami De origem japonesa . quanto maior for a distância entre a origem (epicentro) e o litoral de impacto. veremos que a probabilidade de formação de uma onda tsunami destruidora no Brasil é pequena. A pressão interna vai aumentando proporcionalmente ao acúmulo de energia potencial. existe uma faixa de maior incidência de maremotos e erupções vulcânicas que originariam as tsunamis mais freqüentes do nosso planeta. São ondas de grande energia geradas por abalos sísmicos. especificamente dos estados do Rio Grande do Norte. Portugal. Ao norte do Oceano Pacífico. Este processo tem continuidade até que ocorra uma ruptura em algum ponto da estrutura da panela redundando em uma explosão. Maranhão. sobretudo se coincidirem com uma maré alta. 4. quando elas estão com pouca força. Por isso. FUNDOS MARINHOS Os tipos de fundos têm influência na qualidade da formação das ondas. tornam-se mais lentos e a água começa a acumular-se contra a linha de costa. Um tsunami pode ter uma onda única.5m. Os tsunami são criados pela movimentação de falhas. tsunami.1 . podendo ultrapassar 30m de altura e entrando nos portos com efeitos destruidores. mas a libertação da energia sísmica geralmente origina várias ondas.Fundo de areia: São bancos de areia que se modificam de acordo com as correntes e ventos. Eventos secundários tal como avalanches submarinas produzidas pelo jogo das falhas também podem originar tsunami. No mar aberto move-se a velocidades superiores a 700 k/h. em águas pouco profundas. a ser uma designação correta. passam facilmente desapercebidos. porque se situa numa área particularmente instável (anel de fogo do Pacífico). implicaria uma falsa relação com as marés. com alturas de 0. com sismos violentos freqüentes. são cercados de valas que fazem a boa formação das ondas ou não. Isto origina sismos e também mudanças bruscas no nível da água à superfície do mar. de ondas que se comportam como sendo de águas pouco profundas. Por isso. Uma vez que o comprimento de onda dos tsunami excede 200 km trata-se. . necessariamente. Figura 18: Processo de criação dos tsunami 4. Porém." o que. O Oceano Pacífico é aquele que é mais sujeito a tsunami. Trata-se de ondas que têm origem nos sismos. ou "ondas de porto". Obs: As valas são buracos ou correntes onde a água empurrada pelas ondulações para a praia retorna ao oceano.20 Os japoneses chamam às grandes ondas destrutivas que ocasionalmente penetram nos seus portos. por vezes impropriamente chamadas "tidal waves. a sua velocidade é sempre determinada pela profundidade da água. MARÉS As marés são determinadas de acordo com a posição da Lua em relação ao Sol e destes em relação a Terra. . pois. A outra força é a força centrífuga. porém originada pela força centrífuga. pela proximidade um do outro como arquipélago. temos as marés de quadratura. O outro tipo de fundo de coral se forma a partir da praia ou de fundos muito rasos que quase formam pequenas ilhotas e. 1686). são fundos constantes que só dependem de um boa ondulação vinda na direção certa. gera marés com grande alcance: as marés de sizígia. as ondulações encontram as paredes de recifes fazendo com que as ondulações quebrem longe da praia e acabem nos canais (valas). 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". formam um ângulo reto em relação à Terra. Em alguns lugares. dividindo as forças de atração. irá apresentar maré cheia gerada pela força gravitacional e o lado oposto da Terra irá também apresentar maré cheia. É o fundo predominante no Brasil. se deve ter muita atenção com a variação das marés.Recifes de Coral: Este tipo de fundo se classifica de duas formas . a chamada conjunção.2 . o Sol e a Lua. Nas noites de Lua nova e cheia. pois. o que diminui muito a sua forca de atração (Lua = 2 vezes mais que o Sol). pois. 5. chegamos ao fundo com mais facilidade como também perigosas para os banhistas. que possui massa muito maior. proporcionando a soma das forças de atração Lua e Sol. usando esta muito baixa se torna muito perigoso (os corais são muito afiados e em muitos momentos ficam expostos podendo causar ferimentos).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). existem acúmulos de pedras que fazem ondas de boa formação no meio das praias. Nas Luas crescente e minguante. lutando contra sua força. de Isaac Newton. Isto prova que a Lua é o principal astro que mais influencia as marés. está muito próxima da Terra.21 Elas ficam sempre entre dois bancos de areia. muito boas para os surfistas. e ainda por sua movimentação. As ondulações grandes formam ondas tubulares e rápidas. Existem duas forças agindo neste evento: a força de atração entre os astros (Lei da Atração Gravitacional. Como conseqüência.3 . eventos todos resultantes de um complexo sistema de vetores de força. 4. que estiver voltado para o astro atrator. 4. Neste último tipo.Fundo de Pedra: Formados perto de encostas que têm origem no mar. com as menores amplitudes mensais. está a uma distância muito grande. Dependem de um conjunto de fatores para que se tornem realmente boas. gerada pelo movimento da Terra e da Lua em torno de um centro comum. Explicando melhor: o lado da Terra. qualquer tipo de ondulação e vento proporciona um bom divertimento fazendo ondas que muitas vezes só conseguimos chegar ao pico usando barcos. pois muitos se afogam nelas. e o Sol. longe de encostas. apesar de sua massa ser pequena. os três astros estão alinhados. sempre com 50 minutos de "atraso" em relação ao dia anterior. ela caminhou apenas 1/27 de sua trajetória. seja acumulando ou erodindo a costa. 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. Da mesma maneira ocorrem as marés. Então. a amplitude da maré pode ser a causadora de profundas modificações no processo de sedimentação do litoral. É dessa interferência que resulta a existência de marés desiguais ao longo de um mês lunar. Então. o dia lunar. pois. . As variações da lua influem diretamente nas marés. de um determinado local. irá observá-la na mesma posição 50 minutos mais tarde a cada dia.22 Porém. No domínio costeiro.Lua cheia e nova: Luas fortes significam marés com muitas variações (muito alta e muito baixa). que teoricamente. 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. . acentuandoas (marés vivas) ou contrariando-as e diminuindo a respectiva amplitude (marés mortas). circulam pela hidrosfera independentemente dos bojos lunares. 5. é evidente que a posição dos bojos solares. 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.Marés vivas e mortas Embora a força das marés provocadas pelo Sol corresponda apenas a 46% da das marés lunares. como também podem influir no tamanho e formação das ondas. a cada dia. uma pessoa que observa a Lua exatamente sobre a sua cabeça. .1 . acabam por interferir com as marés lunares.Lua minguante e crescente: Luas fracas significam poucas variações de marés. compreende um período de 24 horas e 50 minutos. como vimos.Marés diurnas.23 5. A existência de certos fenômenos meteorológicos (ciclones tropicais. assim. Trata-se de ondas muito longas. 5. Também pode haver alguns dias ao longo de mês em que as marés têm um período de 24h50min. Com efeito.2 .000 km (metade do diâmetro do Equador). O período é de 24h e 50min. 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). De uma maneira geral. o referido bojo. Nas marés de tipo diurno. Pelo contrário. com uma profundidade abaixo de 1/20 do comprimento de onda as ondas comportam-se como ondas de baixa profundidade. em direção ao centro da bacia oceânica. Como todas as ondas que se aproximam da terra. À medida que a Terra roda. Muitas vezes há duas marés altas e duas marés baixas em cada dia lunar. mas as duas marés sucessivas têm alturas significativamente diferentes. Essas variações constam das tabelas das marés e destina-se a corrigir o nível calculado para as marés por processos astronômicos. com continentes separando oceanos de formas irregulares. [1] . o mar estaciona mais tempo perto do nível médio. como uma onda em que as duas cristas estão separadas por 20. fenômenos do tipo storm surge. Estas desigualdades são maiores quando a Lua está sobre os trópicos (marés tropicais).3 . a altura da onda de maré diminui até se anular no ponto central. o chamado ponto 1 Neste caso. As marés mistas correspondem a situações com algumas características de marés semidiurnas e outras de marés diurnas. do que quando a lua está sobre o equador (marés equatoriais). no caso das marés semi-diurnas é ao nível das marés altas e baixas médias que o tempo de estacionamento é maior. semi-diurnas e mistas A maré diurna tem apenas uma maré alta e uma maré baixa cada dia. as variações da pressão atmosférica traduzem-se sempre por variações no nível do mar.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). situado aproximadamente no centro de cada bacia oceânica e em cada hemisfério. a profundidade limite é de 1000 km. Como vimos no tema anterior. as ondas de maré sofrem um aumento de altura à medida que a profundidade diminui. cuja velocidade é determinada pela profundidade1[1]. depressões subpolares muito cavadas) pode provocar. correspondente à onda de maré desloca-se também no sentido direto. A maré pode ser vista. tipicamente diurno. 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. A existência destes dois últimos tipos de marés (diurnas e mistas) explica-se pelo fato de a Terra ter uma superfície muito irregular. muitíssimo superior à profundidade das bacias oceânicas que se situa entre 4-5km. estuários ou manguezais. 5. 6. Com o conhecimento da importância dos depósitos sedimentares deltaicos na produção de gás e óleo. 5. A velocidade máxima destas correntes acontece quando da enchente e da vazante. correntes litorâneas e marés com a descarga sedimentar e a localização geográfica local. A interação dos processos marinhos como ondas. que funciona como uma bacia independente do resto do Atlântico Norte. que se movem rio acima com velocidade de 30 a 50 Km/h.24 anfidrômico.5 . mas são convertidas em correntes alternantes nas margens dos continentes. no Egito pelo filósofo grego Heródoto no quinto século antes de Cristo. Ocorre na mudança das fases da Lua (2 dias antes. O encontro entre as águas provoca ondas que podem alcançar até 5m de altura avançando rio adentro. É curioso verificar que os deltas e as ilhas barreira predominam em ambientes micromareais. os grandes . e onde os processos costeiros. enquanto que os estuários em forma de funil e as planícies vasosas (mud flats) predominam nos ambientes macromareais. no dia e 3 após a Lua). quando o nível da água está entre o nível da maré alta e da maré baixa. mais intensamente nos períodos de maré viva. Deltas são regiões costeiras de acumulação sedimentar geralmente associadas a rios com grande descarga fluvial.Amplitude das marés A esse respeito os litorais podem classificar-se como micromareais (amplitude máxima inferior a 2m). principalmente nos equinócios.4 . mesomareais (entre 2 e 4m) e macromareais (mais de 4m). O fenômeno começa quando as águas das marés vindas do oceano chegam à desembocadura de um rio.Macaréu O macaréu é uma onda de maré que força o seu caminho ao longo dos rios. onde todas as linhas cotidais (linhas que unem os pontos onde a maré alta é simultânea) se cruzam. sempre que as bacias oceânicas sofrem uma certa compartimentação. 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. Também podem se acumular perto da boca do rio sob a forma de um delta. Podem criar-se diversos pontos anfidrômico. As correntes de maré seguem este padrão rotativo nas bacias oceânicas. determinará a presença ou não dos deltas e a sua natureza. É comum em rios com o Amazonas. como ondas e marés não são fortes o suficiente para dispersar os sedimentos trazidos pelos rios. a pesquisa sobre estes ambientes de deposição sedimentar evolui a partir da década de 50. Este choque das águas tem uma força tão grande que é capaz de derrubar árvores e modificar o leito do rio. formando elevações com até dezenas de metros de comprimento. onde o fenômeno se designa de Pororoca (que significa grande estrondo em língua tupi). DELTAS A grande maioria dos sedimentos de origem continental chegam à zona costeira através dos sistemas fluviais. como é o caso do mar do Norte. Deltas também podem se acumular em lagos de água doce e mares interiores. Esta denominação foi primeiramente aplicada ao delta do Rio Nilo. Dentro do contexto da tectônica de placas. Os deltas atualmente presentes nas zonas costeiras são jovens na escala de tempo geológico.Deltas dominados por rios.1 . Frente deltaica – região costeira onde os sedimentos deltaicos depositam em direção a região oceânica. Assim que um lobo é completamente preenchido por sedimentos. O tamanho e a forma dos deltas será resultados da importância relativa entre os processos dominantes no local. por exemplo. alguns ativos outros abandonados e cheios de sedimentos. Normalmente é composta dos sedimentos mais grosseiros ou arenosos. Usualmente coberta por vários canais fluviais.25 deltas mundiais localizam-se em margens divergentes ou passivas.região plana. que se estabilizou há cerca de 60007000 anos atrás. gás e carvão. Os rios com grande carga sedimentar normalmente abrangem uma grande bacia de drenagem com vários tributários. onde a variação da maré é de 50cm. portanto. Um exemplo clássico é o delta do Mississipi que desemboca no Golfo do México. o Mississipi e o Ganges-Bhramaputra cobre centenas de km. 6. o que os fazem importantes áreas de conservação ambiental. . como a ação das ondas e das correntes de maré. como silte e argila que são transportadas em suspensão para regiões mais distantes. extensa e ocasionalmente sujeita a inundações.2 . descarregando sua carga sedimentar na atual quebra de plataforma. 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. Prodelta – região mais profunda que recebe os sedimentos mais finos. A maioria dos deltas atuais ocorre nas regiões de média e baixa latitudes (as altas latitudes estão dominadas por geleiras).Estrutura do sistema deltaico O sistema deltaico apresenta depósitos sedimentares característicos tanto de ambientes fluviais quanto marinhos. proporcionando uma escala temporal ideal para o desenvolvimento dos sistemas deltaicos. Estes deltas ocorrem em regiões onde a variação da maré é baixa (micromaré). Estes fatores são função do clima (precipitação. que apresentam uma plataforma continental extensa. Os diversos tipos de sistemas deltaicos são resultado da interação entre os processos fluviais e marinhos. erosão. O degelo causou um aumento global (eustático) do nível do mar. Região sujeita a ação das ondas. Também são regiões com acumulação rápida de sedimentos e matéria orgânica (restos de plantas) e. A planície costeira de deltas como o Amazonas. da geologia e do relevo locais. intemperismo). o rio naturalmente muda o seu curso (avulsão) e vai desembocar em outro lugar. se constituindo num ambiente tipicamente de transição. Apresentam características sazonais na sua descarga como conseqüência do clima predominante na região da bacia de drenagem. ocupando áreas do tamanho de certos países como a Irlanda do Norte. Na época da última glaciação. sedimentos deltaicos antigos são importantes fontes de petróleo. 6. que contribuem com água e sedimentos para o sistema. Sua configuração geomorfológica é denominada “pé de galinha”. pois constrói vários lobos de deposição ao longo do tempo. que se depositam primeiro. o nível do mar estava muito abaixo do atual e os rios cruzavam o que hoje são as plataformas continentais. Planície costeira . através das correntes de turbidez e fluxos de gravidade. Ao seu redor se encontram planícies de inundação e áreas com alta produtividade biológica e fertilidade. quando a taxa de elevação do nível do mar é maior que a taxa de preenchimento os estuários são bem desenvolvidos.Classificação dos estuários de acordo a geomorfologia. 7.1 . trazidos pela deriva litorânea. sendo re-trabalhado pelas ondas e re-depositado em barras alongadas. Normalmente. é um exemplo típico de um delta dominado por ondas. Ocorrem em regiões onde a ação das ondas é limitada e a variação da maré excede 4 m (macromaré). gerando fortes correntes. mangues e marismas estão localizados ao seu redor. estuários também recebem sedimentos da região da plataforma interna e de áreas costeiras adjacentes. O preenchimento é uma ação contrária a submergência. O Rio São Francisco. Estas correntes têm o poder de misturar as águas do rio e do mar e redistribuir os sedimentos. construídos por barras e estuários originados por movimentos tectônicos. só existe um canal fluvial.Deltas dominados por ondas. suas características serão resultado destes processos.000 anos atrás quando o nível do mar se situava em média a 120 m abaixo do seu nível atual. apresenta características dos 3 processos (grande descarga fluvial. O sedimento é rapidamente depositado em frente à desembocadura do rio. Claro que existem sistemas deltaicos onde mais de um processo é importante e.3 . Esta rapidez na elevação do nível do mar representou um importante papel para a formação dos estuários atuais. Atualmente. a existência de ambientes estuarinos é função do balanço entre as flutuações do nível do mar e o volume de sedimento carreado pelos rios. As fortes ondas promovem a mistura das águas e a quebra da estratificação das águas. ESTUÁRIOS Estuários são ambientes costeiros de vida efêmera no tempo geológico. por exemplo. Esta elevação relativa teve inicio há 15. não permitindo que estes sedimentos cheguem a região da plataforma continental. maré com variação de 2. Além dos sedimentos continentais trazidos pelos rios. nordeste do Brasil. por exemplo. O Rio Niger. ao largo de plataformas continentais extensas que presentemente estão submergindo sob a elevação relativa do nível do mar. Ocorrem em regiões onde a ação das ondas é o processo dominante. 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. Normalmente. portanto. 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. na Áfica. Portanto. Logo. Estuários são encontrados ao redor do globo em qualquer condição de clima e maré.Deltas dominados por marés. 7. sendo melhor desenvolvidos nas planícies costeiras das médias latitudes.8m e as fortes ondas do Atlântico Sul). fiordes. presentes durante épocas de elevação relativa do nível do mar.4 . depósitos sedimentares antigos característicos de estuários fazem parte de uma série de eventos transgressivos. De uma maneira geral. Os estuários podem ser classificados pela sua geomorfologia como planície costeira ou originados por afogamento dos vales de rios. uma vez que a inundação dos vales dos rios ocorreu mais rapidamente do que a sedimentação que os poderia ter preenchido. 6. quando atuam como depósitos efetivos dos sedimentos fluviais. Estuários de planície costeira usualmente são . os estuários atuam como verdadeiros filtros retendo os sedimentos em sua área de deposição.26 6. A linha de costa é caracterizada pela presença de praias arenosas e dunas. Noruega. Quando a força fluvial e de maré são comparáveis. favorecendo o desenvolvimento de condições anóxicas nas camadas de água mais profundas. 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. Quando a força de maré é mais importante que a força fluvial o estuário é classificado como bem misturado. A salinidade da água só varia lateralmente. Exemplos de estuários de planície costeira os estuários do Rio São Francisco. marés e também do vento. os estuários também podem ser classificados através da circulação de suas águas. mas os efeitos da maré ainda são observados. Zona Estuarina. costa oeste dos Estados Unidos. Neste estuário o aumento de salinidade se dá de maneira gradativa tanto na escala vertical quanto na horizontal. ou seja. localizada na região costeira adjacente onde a salinidade observada coincide com a salinidade oceânica Quando o estuário é dominado pelo rio. 8. Fiordes são comuns no Alasca. Apresentam uma profundidade média em torno de centenas de metros e um fundo rochoso alto na sua entrada. onde falhas e movimentos de subsidência criaram baías como a de San Francisco. Rio de Contas e Rio Potengi no litoral brasileiro. na Califórnia. São sistemas rasos associados a regiões costeiras apresentando atividades de erosão e deposição. e sofrendo a influência da descarga fluvial. região que apresenta uma variação de salinidade entre 1 a 35 psu e onde a zona de turbidez máxima pode ser observada. 7. O ambiente estuarino pode ser subdividido em três zonas com base na interação entre o prisma de maré e a descarga fluvial. normalmente na região de salinidade entre 4 a 10 psu e Zona Estuarina Costeira. Os fiordes são estuários construídos durante o Pleistoceno por ação de geleiras em regiões de latitudes altas. Todos os tipos geomorfológicos de estuários podem apresentar os diversos tipos de circulação das águas. Estuários formados por processos tectônicos são geralmente encontrados em margens ativas. Chile e Nova Zelândia. ou seja. Neste estuário o perfil vertical de salinidade é homogêneo. Os estuários construídos por barras também se formaram durante a transgressão Flandriana e os processos sedimentares ativos formaram barras arenosas na sua entrada. Esta circulação será função da importância relativa de cada um dos fatores dinâmicos descritos acima.2 . é classificado como um estuário altamente estratificado ou de cunha salina. região onde a salinidade das águas é sempre menor que 1 psu. Este fundo rochoso atua como obstáculo à troca de água entre o estuário e o mar adjacente. sendo mais alta na região oceânica e mais baixa em direção ao continente. em São Paulo.27 rasos e orientam-se perpendiculares a linha de costa. a salinidade das águas superficiais é igual à salinidade das águas do fundo. 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. Como um ambiente de transição localizado entre o continente e o oceano. ondas. a força fluvial é mais forte que a força de maré. Neste tipo de estuário a salinidade das águas de superfície é bem menor que a salinidade das águas do fundo. Exemplos é o complexo estuarino-lagunar de Cananéia-Iguape. fatores primeiramente responsáveis pela circulação e padrão de sedimentação: Zona Estuarina Fluvial. .Classificação dos estuários pela circulação das águas. apresentando uma diferença acentuada no perfil vertical de salinidade. o estuário é classificado como parcialmente estratificado ou parcialmente misturado. constituídos por rochas de diferentes tamanhos. Elas só ocorrem em ambientes de micro-maré (A<2m) e meso-maré (2<A<4m). Lagoas vazadas – apresentam vários canais de comunicação. mexilhões. A região de praia será definida no próximo item. A qualidade das águas da lagoa é resultado da hidrodinâmica. praia e costa afora. são ambientes efêmeros. sendo encontradas em todo o tipo de clima. Estes substratos estáveis oferecem uma superfície segura sobre a qual podem crescer diversos organismos como esponjas. dos Patos. responsáveis pela construção/formação da restinga arenosa. ocupando 13% da zona costeira mundial. devido a alta energia que tem o poder de dispersar os sedimentos. 9. fendas. e sua existência depende das flutuações do nível do mar. 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. Nos ambientes de micro-maré as restingas arenosas são longas e apresentam poucos canais de comunicação. não ocorrendo em ambientes de macro-maré (A>4m). 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. elas podem ser divididas em: Lagoas sufocadas – apresentam uma série conectada de células elípticas. do Ártico ao Equador. São comuns na costa norte fluminense. A amplitude da maré é um dos fatores condicionantes à existência das lagoas costeiras. A região de interface entre o continente e o oceano pode ser dividida em costa. sendo locais ideais para o desenvolvimento de projetos de aqüicultura. da atividade tectônica local e da interferência humana. . No tempo geológico. A costa afora é a região desde a zona de arrebentação das ondas até a borda da plataforma continental. do árido ao úmido. da circulação das águas. ou seja. precipitação/evaporação e processos dinâmicos na zona costeira como ondas e marés. 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. Exemplo: lagoa de Araruama.28 Geograficamente são encontradas em todos os continentes. faixa que varia normalmente de poucos a algumas dezenas de quilômetros. saliências. com partes expostas e protegidas. Lagoas restritas – apresentam dois ou mais canais de comunicação com o oceano. ação dos ventos. a circulação é dominada pela maré. só um canal de comunicação longo e estreito com o mar. COSTÃO ROCHOSO Os costões rochosos são encontrados na costa ou em ilhas. as marés são mais fortes que as ondas e a salinidade é comparável a do oceano adjacente. anêmonas. São também ecossistemas altamente produtivos. crustáceos e macroalgas. em uma arquitetura complexa formada por poças. E todos estes fatores estão diretamente ligados à combinação entre a descarga fluvial. Nestas lagoas os ventos são muito importantes para promover a circulação e mistura das águas. pequenas cavidades e grandes grutas. O canal de comunicação pode ser permanente ou temporário. pouca influência da maré no seu interior. Nos ambientes de meso-maré a restinga se apresenta na forma de várias ilhas barreiras. piscicultura e extração de sal. as águas são bem misturadas. dos processos de dispersão dos sais e sólidos em suspensão e do tempo de residência. As rochas fornecem uma grande variedade de microambientes. é a predominância horizontal de bandas ou zonas de organismos. encontra-se o predomínio do gastrópoda Litorinna. A travagem do vento quando surgem as primeiras irregularidades no terreno é a principal causa que vai levar a um depósito de areias. declividade. o que implica. como é evidente. em forma de . 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. Com efeito. além do interesse científico bem como de recreação. depende de diversos fatores:    disponibilidade em areias finas e secas. a deflação pode exercer-se numa área relativamente extensa de areia seca. quando observados na maré baixa. ou barcanas. predação. os litorais são locais favoráveis à constituição de dunas.29 Uma das principais características de qualquer costão no mundo. A região do médio litoral é caracterizada principalmente pela presença de cracas e mexilhões. sendo posteriormente carregadas pelo vento até ser acumulada nas primeiras linhas de vegetação da beira da praia. Essas acumulação podem assumir formas linguóides ou dômicas. A movimentação das areias pelo vento. 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. temperatura ou luminosidade) atuando principalmente na porção superior do costão. pelo menos. na situação de bom tempo. podem formar-se dunas livres. dissecação. Como estas condições são frequentes nas regiões litorais. ausência de vegetação. Esta distribuição – zonação – pode ser explicada através de interações conjuntas e separadas. A região do infralitoral pode ser caracterizada pela presença de ouriços e estrelas. DUNAS A areia do litoral é constantemente retrabalhada pela ação das marés. e biológicos (competição. A coalescência de diversas nebkas origina uma duna frontal. formando cordões de dunas. Estas dunas. Para isso é necessário que esta fique fora da ação das ondas durante algum tempo. originando uma progradação do litoral e o abandono de antigos cordões litorais pode favorecer. 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. Uma descida do nível do mar. ventos eficazes (só os ventos que têm uma velocidade superior a 16km/h conseguem mobilizar as areias). Este pode fazer-se a favor de tufos de vegetação halófita que vão colonizando a antepraia. todavia. Na região do supra litoral até onde os borrifos das ondas alcançam. uma situação de equilíbrio na praia. A circulação do ar a sotavento da duna frontal cria turbilhões que acabam por originar a formação de depressões interdunares. fixação larval ou herbivoria). Durante o inverno. de fatores físicos (exposição. Entre as praias e as dunas que se situam na sua retaguarda estabelece-se uma relação de complementaridade. de novo. atuando na porção submersa. durante o verão. podendo ser formadas em curto período de tempo. Sua função é a de proteção das terras continentais. necessária à criação de dunas. grosseiramente paralela à linha de costa e com um perfil mais ou menos simétrico. na costa. reservatórios naturais de água e de recursos bióticos. 10. Em situações em que a vegetação é escassa ou inexistente ou em que o fornecimento de areias é muito abundante. atrás da duna frontal existem outras cristas dunares. no caso das dunas parabólicas a concavidade situa-se do lado onde sopra o vento. A sobreposição de diversos conjuntos dunares ocorre em vários locais. a maior parte da areia retirada da praia. Na sua retaguarda encontram-se dunas de forma parabólica. formando sucessivos cordões litorâneos. Os solos da restinga são de baixa fertilidade natural. que podem representar ventos dominantes contrastantes com os atuais. Na praia não há o crescimento de vegetação devido a salinidade. da ordem dos 30-33°(Paskoff. halos = habitat salino). Assim. com o papel de promover a deposição e a fixação da areia trazida pelo vento. é possível identificar um conjunto de dunas antigas. 11. embora a forma seja também em crescente.Desenvolvimento sequencial de dunas litorâneas Muitas vezes. Esta pode ser materializada pelos “blow outs”. no conjunto. As dunas consolidadas têm a sua consolidação devido ao carbonato de cálcio sofreu um processo de calcificação mantendo.2 . a forma típica de uma duna. diversos sistemas de dunas. Essa região foi formada pelo retrabalhamento dos sedimentos durante o período em que o mar recuava. 10. fica retida no primeiro cordão dunar. ao contrário do que se passava com as barcanas. As dunas mais antigas e interiores (cordão litorâneo) vão sendo colonizadas por populações de arbustos e pequenas árvores de 3 a 4 metros.Dunas atuais e dunas fósseis Muitas vezes coexistem. Estes blow outs têm tendência a acentuar-se e a migrar para o interior. formadas pela sedimentação recente de areia e da vegetação que nele se estabelece. para indicar as características geomorfológicas e fitogeográficas das regiões costeiras. Num litoral em que haja uma certa progradação podem existir várias cristas dunares mais ou menos paralelas. 10. oriundas da floresta de restinga.30 lua crescente com a convexidade voltada para o vento. botânicos e ecólogos. À medida que uma crista de dunas perde a sua ligação à praia. Com efeito. correspondendo a sucessivas dunas frontais progressivamente mais antigas à medida que nos afastamos do mar. Nestes locais a vegetação é composta de plantas rasteiras psamo-halófitas (psamos = habitat arenosos. formadas em períodos anteriores. Estas dunas têm um desenvolvimento contrário ao das dunas do tipo barcanas. 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. Elas reconhecem-se quer através da orientação das suas cristas. facilmente . intensa insolação e a ação dos ventos. que apresentam um horizonte ferro-húmico bastante consolidado. 1985). Assim. sobretudo. ela deixa de receber areias e cria-se uma tendência à erosão. através do tipo de pedogênese que sofreram. É muito difícil a areia escapar da armadilha formada pela vegetação. A vegetação só se desenvolve em áreas não mais atingidas pela preamar de sizígia.1 . depressões de forma semi-circular existentes na face da duna. no mesmo espaço. pobreza e grande permeabilidade do solo. que se estabelece no terreno preparada pela vegetação das dunas interiores. RESTINGA O termo restinga é utilizado por geólogos. 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. quer. 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. em função da maior proximidade com o lençol freático. 12. onde a profundidade do lençol freático é maior.31 degradáveis e com um horizonte subsuperficial impermeável. com altura variando entre 7 e 9m. encontra-se um a vegetação pouco desenvolvida. conseqüentemente. conseqüentemente. mangue branco ou mangue manso. e conseqüentemente menos disponibilidade de água. dominados principalmente por ondas e limitados internamente pelos níveis máximos de ação de ondas de tempestade (ressaca). MANGUEZAL O manguezal é um a floresta tropical que tem como característica principal. apresentando os caules com muitas ramificações e densa folhagem. da água salgada. Há teorias. . Áreas de manguezal são representativas pela elevada produtividade biológica. de largura variável e de aspecto subxeromórfico (xeros = arenoso. que subdividem a zona de arrebentação em zona de arrebentação e zona de surfe ("surf zone"). seco. são encontrados representantes de todos os elos da cadeia alimentar. denominada de floresta de restinga úmida ou paludosa. crescer em regiões costeiras protegidas (baías e desembocaduras de rios) sofrendo forte influência das marés e. apresentando árvores de 10 a 15 metros. paralelo à costa. A vegetação que aí se instala é considerada uma formação pioneira com influência marinha caracterizando-se por ser arbustiva densa. relacionado com o número de bancos de areia e valas existentes na praia. Nas porções elevadas dos cordões. o reconhecimento de suas diferenças é tão difícil na prática que seu estudo traria poucas implicações na atividade do Guarda-Vidas. cobrindo uma área de cerca de 10. São acompanhadas por um pequeno número de outras plantas. caso existam. sendo seguido por uma vala. que origina problemas de encharcamento. ponto até o qual os processos praiais dominam francamente o ambiente. morphos = forma). Nas depressões entre cordões ocorre uma vegetação mais desenvolvida. 13. até Laguna em Santa Catarina. tais como o hibisco. Isto ocorre quando há no ponto de quebra. No Brasil se distribui desde o cabo Orange no Amapá. e mangue preto ou siriuba. a associação de um banco de areia. vivendo ali todo o seu ciclo de vida ou passando seu estágio de jovem. pela natureza de seus componentes. PRAIA Praias são depósitos de sedimentos arenosos inconsolidados sobre a zona costeira. se alimentando de detritos e microorganismos do bentos. e externamente pelo início da zona de arrebentação (indo em direção à terra). que adaptaram-se ao vento e a grande intensidade luminosa.000 km2. a samambaia do mangue e a gramínea pratuá. A Zona de Arrebentação é a área compreendida entre a quebra mais distante e a mais próxima da costa. E o seu conjunto forma a zona de arrebentação. Este ecossistema é caracterizado por apresentar uma cobertura vegetal típica altamente especializada.é a porção de praia onde ocorre a quebra das ondas. segundo a hidrodinâmicas: Zona de Arrebentação ("breaking zone") . que na região está constituída por apenas 3 espécies de árvores: mangue vermelho ou canapuva. pelo início da ocorrência de dunas fixadas ou qualquer outra alteração fisiográfica brusca. chamada de floresta de restinga seca ou arenosa. desenvolvendo uma forma característica. entretanto. O número de zonas de quebra está. Vários organismos se reproduzem no manguezal. sob a proteção das raízes das árvores ou em pequenas poças formadas sobre o substrato. uma vez que. Porém. em geral. As espécies que nele vivem são adaptadas a esta condição. Pode haver mais de uma quebra nas praias. Na praia distinguem-se as seguintes zonas. Realmente. Queiroz. a porção da praia que sofre normalmente a ação das marés e os efeitos do espraiamento e refluxo da água. de modo geral. A face praial compreende a região que vai do nível de maré baixa até além da zona de arrebentação. Nesta região formam-se terraços denominados bermas (Fig 20). ou seja.A. Uma praia pode ainda ser subdividida em três regiões: face praial. 171p. assim ela é: um ambiente muito dinâmico! As praias são formadas por sedimentos inconsolidados. Dicionário de geologia marinha. antepraia (também chamada de estirâncio ou estirão) e pós-praia. 20).1 . 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. também onde. não ocorre movimentação de areia. portanto. praia é a região mais familiar em se tratando do ambiente marinho. São Paulo. denominada escarpa praial. Antepraia é a região entremarés. É. outras vezes estreita. No pós-praia pode ainda aparecer uma região com maior inclinação. ou que dunas de areia na região posterior podem desaparecer. Mesmo o visitante mais ocasional percebe que a região não é estática ao reparar que às vezes a praia se encontra muito larga. por exemplo. Pós-praia localiza-se fora do alcance das ondas e marés normais. Figura 20: Denominação das varias regiões da zona costeira (Suguio.32 Zona de Varrido ("swash zone") . com uma inclinação maior que o normal. causada pela ação de ondas normais de maré alta que cortam a praia. a zona de varrido torna-se seca e molhada alternadamente. Logo após a zona de varrido pode acontecer uma feição deposicional de sedimentos chamada de berma. 13. 1992. delimitadas de um lado pela região onde a passagem das ondas não mais movimenta os sedimentos do assoalho marinho. até a base da onda. originando .é definida como a região entre a máxima e a mínima excursão da onda sobre a face da praia. região denominada berma. que apresentam uma seção transversal triangular. T. e somente é alcançada pela água quando da ocorrência de marés muito altas ou tempestades. Devido às mudanças do nível da água.Características das praias Para a maior parte das pessoas. em geral. ou ainda por alguma feição do relevo como uma falésia. de acordo com sua localização em relação às alturas das marés (Fig.). profundidade esta denominada base da onda e do outro. entre o nível da maré baixa e o da maré alta. maiores serão as ondas que chegam à costa. isto é. É comum a existência de mais de uma quebra. Em certos casos. outro mineral comum na crosta terrestre. não permitindo assim qualquer feição permanente. a onda deixa maior quantidade de grãos de areia do que carrega de volta. onde o mar encarrega-se de distribuí-los pela costa. a praia tem sua configuração alterada. A berma e a escarpa não se formam na antepraia devido a continua passagem das ondas. Restando apenas os grãos maiores. O feldspato. de acordo com a teoria acadêmica brasileira. e as ações que podem ser necessárias para proteger os banhistas. O material mais comum formador de uma praia é a areia cujos grãos geralmente variam de 0.Tipos de praias Praias geralmente se encaixam em um dos três tipos existentes didaticamente de acordo com a teoria acadêmica Brasileira. onde se formam as correntes laterais. é dos mais resistentes à degradação física (abrasão) entre os minerais comuns. pois as ondas ao se quebrarem na praia. pode ocorrer a deposição de determinados minerais úteis ao homem. Levando-se em conta que incontáveis milhões de grãos de areia estão sendo continuamente removidos e recolocados. como o caso da concentrações de monazita em praias dos estados do Espírito Santo e da Bahia. neste caso.33 essa abrupta mudança em sua inclinação.2 . removem os grãos menores deixando somente os maiores e mais difíceis de carregar. a presença de valas entre elas. vai ocupar posição diferente. podendo mudar rapidamente a configuração de uma praia. uma área costeira na qual este material se move e uma fonte de energia para movimentá-lo. densidade e quantidade suficientes para tanto. As ondas são. do tipo deslizante (derramante). maior a duração e maior a área na qual ele atua. 13. A seguir teremos a classificação das praias conforme seus tipos e perigos. bastando que tenham um tamanho. pode também ser um constituinte importante na formação das praias. Há forte correlação entre a altura média das ondas. quando a onda não exerce mais força ascensional sobre eles. Quando ocorre um temporal próximo à região costeira.2 a 2 milímetros de diâmetro. a inclinação da praia e a granulometria (tamanho do grão do sedimento). que por sua vez se originam devido à ação de ventos sobre a superfície do mar. a praia tende tornar-se mais inclinada. Quanto mais forte for o vento. São consideradas de grande perigo por ser difícil o retorno à praia em . Associados a cada tipo de praia estão perigos característicos. já que aumentam o espaço entre os grãos (espaço intersticial). rapidamente penetram pela areia. A identificação correta dos tipos de praias pode ajudar o Guarda-Vidas a avaliar os perigos que podem ser encontrados numa praia determinada. havendo.são aquelas em que a profundidade aumenta suavemente à medida em que vai se distanciando da zona de varrido. 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. com pouca inclinação (ou declividade). além de ser abundante. O mineral predominante é o quartzo que. em geral. Quando as ondas são grandes. podendo ocorrer também as mergulhantes (caixotes). Cada vez que um grão é erguido do substrato. A praia é constituída por 3 elementos: o material. A zona de arrebentação normalmente é larga. embora seja de mais fácil fragmentação e decomposição química. Praias Rasas . Assim. A principal fonte de energia para a movimentação da areia é proveniente das ondas. Pode-se também se encontrar praias formadas por conchas ou outros materiais. a segurança relativa de uma praia. As areias das praias litorâneas são geralmente originárias dos rios que erodem os continentes e transportam seus fragmentos até o litoral. 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. as ondas serão fortemente escarpadas. Astúrias e Tombo. Quanto menor a inclinação da praia. muito freqüentes neste tipo de praia. (Exemplos: praias de Santos e de Praia Grande no litoral do Estado de São Paulo). podendo também ser deslizantes (derramantes). As ondas nestas praias costumam ser mergulhantes (caixotes). quando também são visíveis os perigosos buracos. sendo cortados por canais onde se desenvolvem as correntes de retorno. As ondas tendem a crescer nas marés vazantes. mas a quebra da onda ocorre sempre na zona de varrido. chamado de berma. 21. que. logo após a face da praia. e a berma. 21). As barras se formam em condições tempestuosas. características do perfil de inverno de uma praia.Movimentação sazonal de areia Grande parte do movimento de material de uma praia ocorre entre as barras submarinas. Na pós-praia os cúspides praiais são bem nítidos. O relevo do fundo é caracterizado por bancos de areia irregulares. 13. apesar de geralmente terem a aparência tranqüila o que pode transformála em traiçoeira.34 condições de mar alto. Formação de barras arenosas . A arrebentação é quase ausente. dependendo de sua potência no dia. também chamadas de bancos de areia ou cristas. (Fig. maior o número de barras. portanto. ocorrendo sua arrebentação a uma distância próxima da praia. Os riscos a que ela expõe o banhista são a profundidade. pode atingir o banhista com força a arrastá-lo para o fundo. Estas barras são produtos de erosão. que aumenta abruptamente. Não se conhece exatamente como se formam.são aquelas que possuem relevo do fundo com grande inclinação. em Ubatuba. na cidade de Guarujá no Litoral do Estado de São Paulo). pois a ação violenta das ondas corta a parte anterior da berma e deposita tal material a certa distância da costa. Possui. Os bancos de areia são mais visíveis nas marés baixas. onde quebram as ondas.03). que são predominantemente do tipo mergulhante (caixote). Litoral de São Paulo).são aquelas que possuem inclinação média.3 . Nestas praias os grãos de areia costumam ser médios ou misturados. Praias de Tombo . Praias Intermediárias . (Exemplos: praias de Maranduba e Massaguaçu. Possuem correntes de retorno fracas. seguido de um declive muito mais acentuado ainda. 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. Fig. A menos de um metro da zona de varrido a profundidade é suficiente para encobrir uma pessoa adulta. mas que são acentuadas próximas à linha de costa. e as ondas. aumentando a profundidade abruptamente logo após a zona de varrido. estação em que as tempestades são mais comuns tornando as ondas maiores. (Exemplos: praias da Enseada. um degrau bem acentuado. ainda que ele esteja na zona de varrido. podendo eventualmente aumentar o tamanho das ondas. São ausentes as valas e os bancos de areia. que surge apenas na região de arrebentação. as barras agem como um filtro de ondas. e tendem a ser refratadas ou dobradas pelos contornos submarinos. se refazem na depressão entre esta e a próxima. Depois da estação de tempestades as ondas diminuem.). Como conseqüência. prosseguindo até a costa como ondas menores que se rompem nas barras interiores ou na superfície da praia. mas pelo movimento de areia paralelo à costa. mas tem tal ação facilitada pela região de arrebentação das ondas.35 As barras submarinas têm profundo efeito nas ondas que chegam à praia. porém. As ondas maiores se quebram na barra mais extensa.1 . 203(2): 80-94. . que mantém a areia em suspensão. O mecanismo é simples: na superfície da praia. Em praias com pequena inclinação e com uma série de barras. geralmente não são totalmente refratadas. Fig. Esta corrente é demasiadamente lenta para transportar os grãos de areia por si mesma. 13.5 quilômetros.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. as partículas de areia transportadas pela água que chega descrevem um movimento de zigue-zague na mesma direção da corrente de deriva litorânea. as ondas rompem-se e se refazem repetidamente. 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. 20: Itinerário dos grãos de areia na superfície de uma praia e debaixo da água. As ondas. Na água. devolvendo à areia das barras à praia. a areia é movimentada pela ação da corrente. o material das barras exteriores preenche as depressões entre elas. 1960. originando zonas de arrebentação de até 1. que as ondas normais não podem mais alcançála e tampouco devolvê-la a praia. de tal modo que cada onda as movimenta em um pequeno trecho ao longo da praia. reconstruindo-a em direção ao mar. 22). causadas pela corrente de deriva litorânea (Bascom. As ondas geralmente se aproximam da orla marinha formando um ângulo. rompendo e reduzindo as mais altas e permitindo a passagem das menores. Scientific American. emigrando também para a berma. Assim. 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. ocasionando com isso uma corrente denominada de deriva litorânea. que fazem a linha das ondas tornar-se paralela à linha da costa.3. Uma das principais causas para a ocorrência desta é a convergência de duas correntes de deriva litorânea em um ponto ao longo da praia. Ao longo da costa brasileira não se observa um padrão definido na movimentação de areia. por exemplo. O sentido da deriva da corrente litorânea varia de região para região (Fig. podendo acarretar diminuição ou mesmo desaparecimento de praias em regiões dependentes dessa areia para a sua conservação. 21). que acabaram por impedir o transporte de sedimentos ao longo da costa devido à interrupção do fluxo das correntes de deriva litorânea.36 A corrente de deriva litorânea pode também se voltar em direção ao mar. A retirada de areia de uma praia para a construção civil pode também causar danos às praias da região. . á água pode voltar tão energeticamente ao mar que. onde os sedimentos ficarão depositados no leito da bacia oceânica a muitas centenas de metros de profundidade. 13.3. pode acabar desviado para esse cânion. pois todo o sedimento que seria transportado por essa corrente ao longo da praia. no litoral da região metropolitana de Fortaleza (CE) e próximo a cidade de Recife (PE). quando ocorrem. Isso faz com que a praia possa terminar bruscamente. Nas costas do Brasil encontra-se exemplos catastróficos de construções praianas. devido a presença de cânions submarinos na plataforma e talude continental adjacente. 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. algumas vezes.Corrente de retorno Outro tipo de movimentação de água verificado com freqüência em praias é a chamada corrente de retorno (Fig. se encontram e fluem em direção ao mar. deve-se ter cautela com quaisquer tipos de construções que bloqueiam a movimentação de areia. Assim.2 . que. produzindo a corrente em sentido oposto à praia. na forma de uma corrente estreita e forte. como ocorre. rompe a barra em um lugar estreito. construções como piers ou molhes devem ser acompanhadas por estudos oceanográficos que assegurem o não impedimento dos fluxos de água e areia na região. 23). A construção de barragens hidrelétricas nos rios contribui para que haja redução do volume de areia que chega ao mar. 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. Como toda a região litorânea é muito dinâmica. ao sair da corrente de retorno. a evaporação da água dos oceanos é o mecanismo principal para a remoção do calor na superfície terrestre. Assim. . além de terem comportamentos semelhantes.37 A existência desta corrente pode depender da topologia do fundo além da altura e período das ondas. ao evaporar-se. por fluir. Figura 24: Produção de brisa em regiões costeiras causadas por diferenças de temperatura entre o dia e a noite. liberando a energia que liberou de regiões mais quentes. o equador não se aquece cada vez mais e nem os pólos se resfriem. o solo e os oceanos uma e meia a duas vezes mais por unidade de área nas regiões equatoriais do que nas polares. nadar naquela direção. algumas vezes. ocorre grande interação entre eles. Nestas regiões mais frias. o vento. Pode ser perigosa para os banhistas. À noite. ou seja. mas paralelamente a ela.3. A taxa de variação da pressão atmosférica entre duas áreas é denominada de gradiente de pressão atmosférica e causa o movimento horizontal do ar.3 . 13. que origina uma brisa do continente em sua direção. não deve nadar em direção a praia. O banhista. ocasionando um centro de baixa pressão do mar. a brisa sopra então do mar para ele. com velocidade superior a 4 nós (mais de 7 quilômetros por hora). Esse fenômeno explica a alteração diária da brisa em regiões litorâneas (Fig. que acaba sendo transportada junto com o vapor de água para regiões mais frias do planeta. fica maior que a do solo. 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. na água. para então. através da atmosfera e dos oceanos. 23). a água se resfria. Esse transporte de calor tão eficiente. 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. Os raios solares aquecem a atmosfera. caso encontre uma corrente deste tipo. Nas regiões de baixas latitudes. Diferenças de temperatura causam diferenças de pressão atmosférica.Correntes oceânicas Os oceanos e a atmosfera são ambos fluídos e estão em mútuo contato físico. ocasionando uma área de baixa pressão sobre o continente. ocorre graças à propriedade denominada calor latente de vaporização que é muito alto no caso da água. Durante o dia o solo se aquece mais e mais rapidamente que a água do mar. retira do ambiente grande quantidade de energia. A temperatura. o solo se resfria rapidamente enquanto a água do mar o faz de forma mais lenta. desce e se condensa. Esta. Embora isso ocorra. Há um balanço energético que transfere o calor (ou a energia) recebido pelo equador para os pólos. as principais correntes superficiais marinhas (Fig.4 . Assim. já que todas as coisas que se movem sobre a superfície do planeta desviam-se lateralmente de suas trajetórias previstas. mas são defletidos ou desviados em forma de curva (Fig. 26). o ar é forçado a se desviar para a esquerda no hemisfério sul e para a direita no hemisfério norte. por atrito na superfície do mar.3. os sistemas de vento descritos geram.Correntes superficiais Como a atmosfera e o oceano estão em contato. Figura 26: Principais correntes superficiais oceânicas . no hemisfério sul os ventos são defletidos para a esquerda quando deixam os centros de alta pressão (a). 13. 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). Hoje em dia.38 Os ventos não caminham em linha reta ao longo de um gradiente de pressão. No hemisfério norte a deflexão ocorre para a direita. assim como quando chegam aos centros de baixa pressão (b). Esses movimentos de larga escala no ambiente marinho estão entre os primeiros fenômenos oceanográficos estudados. Figura 25: Devido ao fenômeno de Coriolis. descrito inicialmente em 1835.24) devido a rotação da Terra. O desvio de algo que se mova na superfície do planeta é causado pela força de Coriolis. pelo físico francês Gaspar de Coriolis. devido a sua importância para a navegação comercial. Essa força é muito mais comum do que se possa imaginar. no caso dos ventos. praticamente todas as maiores correntes superficiais são bem conhecidas. corrente do Brasil (Fig 27). Estas águas frias e densas afundam e lentamente fluem em direção ao equador. que flui em torno da Antártica. é originária de uma ramificação da corrente Circumpolar Antártica. que caminha sobre a plataforma ou próxima sobre a região da borda. O aumento da densidade na superfície faz com que estas águas afundem e desloquem águas profundas. mais densa. Assim. A corrente que se desvia para o norte. deslocando-se daí ao longo das partes oeste dos oceanos.3. Estes giros ocorrem no Pacífico e Atlântico norte e sul e Oceano Índico.3. assim.Correntes brasileiras A corrente Sul-Equatorial do oceano Atlântico. fazendo com que haja acúmulo de água nessas regiões. Esta corrente flui para o sul ao longo da costa leste do continente sul-americano. que se movimenta no sentido leste-oeste na altura do equador. bifurca-se ao alcançar a costa nordestina brasileira.Circulação termohalina Além das superficiais. Nos oceanos Atlântico e Pacífico. existem correntes marinhas profundas causadas por diferenças de densidade da água do mar. comuns a todos os oceanos. que traz água tropical pouco densa. 13. com as águas recémafundadas deslocando as antigas residentes no local. fluindo em direção leste. O aumento de densidade pode ocorrer devido ao resfriamento da água. Estas correntes. O encontro da corrente do Brasil. comuns a todos os oceanos Os ventos do oeste formam as correntes que retornam para a região equatorial. nessa região que varia conforme a época do ano. devido a força da gravidade quando retorna.5 . gera as contra-correntes equatoriais. a ACAS alcança a plataforma continental. é também conhecida como Água Tropical (AT). dependendo da densidade dessa água. ao excesso de evaporação sobre a precipitação pluvial ou ainda à formação de gelo e conseqüente aumento de salinidade das águas circunvizinhas. mergulhando a uma profundidade intermediária ou próxima ao fundo. O prosseguimento é um fluxo horizontal. a corrente Circumpolar Antártica flui completamente em volta do planeta. podendo aflorar em diversos pontos do litoral brasileiro (alguns autores acreditam que a intrusão da ACAS sobre a plataforma não é um fenômeno sazonal. Esse acúmulo de água. Nas regiões subpolares. origina a região denominada Convergência Subtropical do Atlântico Sul. geralmente as correntes termohalinas originam-se em altas latitudes. os ventos alísios empurram as águas superficiais em direção ao lado oeste dos oceanos. completando o giro subtropical. com a corrente das Malvinas. A do Brasil.6 . fluindo "montanha abaixo". são maiores e mais fortes correntes oceânicas superficiais. as duas correntes afastam-se da costa. conhecida como Água Sub-antártica (ASA). que flui sentido norte. A corrente das Malvinas. Na época de verão. Ao soprar em direção ao oeste. principalmente corrente superficial brasileira. o mesmo não ocorrendo no hemisfério sul pois não há barreiras de terra para obstruir o fluxo de água e criá-los. referem-se aos movimentos de água produzidos quanto a densidade se altera por variações de temperatura ou salinidade em alguma região oceânica superficial. tais correntes são interceptadas pelos continentes e desviadas para o norte e para o sul. alcançando em média dos 38º de latitude sul. com um valor médio de 4 centímetros acima do nível normal para cada 1000 quilômetros. onde encontra a corrente das Malvinas. mas um processo associado a um tipo de ressurgência . chamadas de termohalinas.39 Os ventos alísios formam as correntes equatoriais. Como o processo de formação de águas densas está principalmente ligado à redução de temperatura ou aumento de salinidade devido à formação de gelo. é denominada corrente das Guianas (ou também corrente Norte do Brasil) e a que se volta para o sul. 13. a origem da circulação termohalina é um fluxo vertical de água superficial. causada pela movimentação de determinadas massas de águas na costa brasileira). O problema é que a pretensa estabilidade dos continentes está cada vez mais posta em evidência. As variações eustáticas têm um caráter global. na sua amplitude. conseqüentemente. se o aporte de sedimentos for menor. como mudanças do nível do mar ou a construção de obras de engenharia que interrompam o transporte litorâneo de sedimentos. 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. 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).Equilíbrio da praia O equilíbrio de uma praia depende da relação entre o aporte de sedimentos e a capacidade de transporte litorâneo. 27. 13. pelos movimentos do continente. a praia tenderá a acumular areia.1 . o equilíbrio da praia. Até há pouco tempo mediamos o nível relativo do mar a partir de um ponto que supúnhamos fixo.4 . caso contrário. O balanço sedimentar num determinado setor costeiro 14. enquanto que os movimentos que se verificam no continente são claramente localizados no espaço. Significa isso que as variações eustáticas podem ser ampliadas ou reduzidas. a praia será erodida.Nível do mar como um conceito relativo O conceito de nível do mar é (quase) sempre um conceito relativo.40 denominada de quebra-de-plataforma. A emergência da teoria da tectônica de placas permitiu re-elaborar a hipótese do tectono-eustatismo. . Alguns fatores externos. Se uma quantidade de areia maior que aquela que pode ser transportada pelas ondas é levada até a costa. EROSÃO COSTEIRA 14. podem modificar sensivelmente o balanço sedimentar. Fig. Com efeito. A transgressão flandriana tem uma importância muito grande na configuração atual dos nossos litorais. Um dos aspectos mais interessantes diz respeito à inversão da tendência para uma subida rápida do nível do mar que se verifica de 11. o nível do mar terá descido entre 120-140 m relativamente ao nível atual. na área do soerguimento vai haver uma tendência à subsidência que vai acentuar a submersão provocada pela subida eustática. Devido a esta transgressão . a capacidade das bacias oceânicas. que se traduzem em importantes variações do nível do mar. As variações eustáticas devidas a estes fenômenos podem atingir valores entre 100 e 300m. A recuperação isostática das áreas anteriormente glaciadas vai fazer-se à custa da migração desse material infracrustal. Excetuam-se aquelas que foram diretamente submetidas às glaciações e que. aproximadamente. do tectono-eustatismo.000 BP e prolonga-se até cerca de 5. Para chegar à curva geral da variação eustática durante o Fanerozóico.41 A agregação de continentes diminui. o nível atual. A subida é retomada por volta de 10. naturalmente. Trata-se de processos muito lentos. sobretudo em locais onde a plataforma litoral é extensa e com pouco declive na parte próxima dos continentes. quase todos os litorais do globo correspondem a costas de submersão. é preciso contar com os efeitos. A situação das áreas envolventes dos inslandis corresponde a uma situação oposta: quando da glaciação. por aumento da profundidade média. A taxa de variação do nível do mar por causas tectono-eustáticas anda a volta de 1cm por cada 1000 anos. Por isso. 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. o que se traduziu numa modificação importante da linha de costa. Daqui decorre uma descida do nível do mar. nessas áreas. deste modo. Devido à retenção de gelo no interior dos continentes. a existência de um rebordo soerguido. 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. . 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. quando o mar atinge. sujeitas à sobrecarga dos grandes inslandis sofreram um processo de afundamento durante a glaciação (glacio-isostasia). Essa tendência acentua-se durante o Quaternário. os níveis do mar seriam geralmente altos. ao contrário. pela abertura e expansão dos oceanos que teve lugar durante o Mesozóico.000 a 10.000BP. já referidos. É possível. Durante o resto do tempo um estado em que o efeito de estufa predominaria. do qual ainda estão a recuperar atualmente. durante a última glaciação. Pelo contrário. nomeadamente. a área de plataforma continental envolvente e acaba por aumentar.000 BP: durante esse período. com fortes variações climáticas (glaciações e períodos interglaciares. que corresponde a uma importante fase de arrefecimento verifica-se uma descida do nível do mar que atinge perto de 20m. Durante o Neógeno verificou-se uma tendência geral para um progressivo arrefecimento. esta variação normalmente é muito maior do que em oceano aberto e a salinidade é fator limitante para a existência de muitos organismos.Há aproximadamente 5. Deste modo. aumento da salinidade. Em relação ao ambiente marinho. entre outras coisas. Outros fatores de ordem ambiental contribuem fortemente para agravar este problema. Estas barreiras absorvem grande parte das energias das ondas. ocorreu um aumento do nível do mar de 4. antes que estas atinjam as praias. constituindo-se nas áreas mais afetadas pela ação do homem... devido ao resfriamento do planeta. topografia da praia e a ocorrência de arenitos de praia (beach rocks) e corais apresentam-se com importante papel no fenômeno de erosão. pois ocorre a solidificação de parte da água doce disponível. Este movimento é causado. principalmente no costão rochoso. dentre os quais aterros indiscriminados dos . A erosão marinha é um problema que está intimamente associado a uma ocupação desordenada e à falta de um planejamento urbano.6% da superfície das terras emersas.3 .000 anos. Os recifes de arenito e corais. é de 5cm a cada 25 anos.42 14. Observa-se.5 à 5 metros acima do que está atualmente. principalmente. Estas zonas apresentam uma grande fragilidade e vulnerabilidade às intervenções antrópicas. através de estudos paleoquímicos. por exemplo.64 milhões de anos) foi caracterizado por períodos de glaciação. quando observamos em costões rochosos. A taxa atual de elevação do nível do mar. Em costões rochosos. podem contribuir para a proteção da costa como barreiras naturais contra o ataque das ondas. provocando um recuo da linha de costa. 14. que vem ocorrendo há. o que pode ter resultado em grandes alterações na composição das comunidades costeiras.Morfologia Costeira A morfologia da costa exerce uma grande influência sobre a erosão marinha. . - - Você sabia que.A recente subida do nível do mar e as projeções para o futuro Atualmente. Ao longo deste período. pelo menos.. em nível mundial. o nível do mar subiu cerca de 150 metros. as geleiras passaram a cobrir até 30% da superfície da Terra (atualmente cobrem apenas 10%). O período Quaternário (últimos 1. Para um ambiente costeiro. 20. abrigando aproximadamente 40% da população mundial.. Estes buracos. As zonas costeiras representam cerca de 1. Em muitos casos. provavelmente como conseqüência da diminuição da intensidade de energia solar que chegava na Terra. presença de promontórios. as glaciações ocasionaram três principais eventos: diminuição do nível do mar causada pelo congelamento de boa parte da água do planeta. uma vez que a sua distribuição vertical está relacionada. A largura da plataforma continental. devido a este fenômeno. com o alcance das marés. buracos de ouriço em regiões muito superiores ao nível máximo da maré. Podemos comprovar tal ocorrência. a tendência observada em escala mundial é a elevação lenta do nível médio dos mares.100 anos atrás. a movimentação de areias é bastante reduzida entre as praias e estas barreiras. que alguns organismos alteraram a composição de suas carapaças em resposta à variação de temperatura.2 . observa-se a mudança de hábitat de diversos organismos bentônicos. pelo degelo das calotas polares. foram feitos quando o nível do mar era mais elevado. decorrentes da complexidade de ambientes resultantes da interação terra/mar. A temperatura pode definir a distribuição dos organismos marinhos. provavelmente. diminuição da temperatura da superfície da água. uma evolução rápida e espetacular parece ser mais atrativa do que uma evolução relativamente lenta. dos materiais resultantes da erosão das falésias. da deriva litoral.Fatores a considerar na evolução das costas rochosas Os fatores a considerar na evolução das costas rochosas são. e onde os métodos de investigação têm que ser obrigatoriamente adequados a essa relativa lentidão de processos. 15. Se a profundidade na base da falésia for superior à profundidade a que um tipo específico de onda pode quebrar. independentemente da sua resistência. a onda rebenta mais para o largo e já chega rebentada à base da falésia.2 . Se a profundidade for inferior. a nosso ver. basicamente. Os sedimentos existentes sobre o substrato rochoso. mas.Definição de costas rochosas Ao contrário da vasta bibliografia existente para os litorais arenosos. COSTAS ROCHOSAS 15. Antes de tudo é importante definir o que se entende por costa rochosa e apresentar alguns dos respectivos elementos morfológicos.1 . dos sedimentos trazidos pelos rios. Isto acontece. 15.43 mangues e "obras de engenharias". A respectiva ocorrência depende da relação entre a profundidade na base da falésia e a profundidade em que as ondas quebram. Se a profundidade for idêntica a esse valor. Porém quando a cobertura sedimentar é suficientemente espessa para impedir que a ação das ondas atue sobre o beach-rock. podem protegê-lo da ação das ondas. Essa quantidade depende do balanço sedimentar de cada trecho costeiro que depende. por um lado contribuem para o seu desgaste. num meio tão dinâmico como é a interface entre o mar e o continente. Porém. podem agravar ou provocar a erosão nas áreas adjacentes. a energia das ondas e o tipo de rocha. a energia da onda depende da quantidade de sedimentos que se sobrepõem ao substrato rochoso. estamos já na presença de uma praia. que quando executadas sem critérios globais. funcionando como abrasivos. composta por material consolidado. Sunamura propõe-se estudar costas compostas por materiais que vão desde o granito ou basalto até materiais pouco coerentes como os depósitos glaciares. porque. No mesmo texto. Segundo Sunamura (1992). por sua vez: do fornecimento de sedimentos de e para a plataforma continental.3 . a bibliografia para os litorais rochosos é relativamente escassa e baseia-se muito nos textos de Sunamura e também nos de Trenhaile. 15. . ondas a quebrar e ondas já quebradas.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. costa rochosa é uma costa em falésia. formam-se ondas estacionárias. a onda rebenta sobre a falésia. por outro. num setor costeiro determinado. 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. essencialmente da composição das rochas). O mesmo acontece com a saturação da rocha: a existência de água diminui fortemente o limite de fadiga das rochas. O aumento do número de ciclos de pressão diminui a resistência à fadiga das rochas. a ocorrência de cada uma destas hipóteses depende basicamente do declive deste e das características da ondulação.A resistência das rochas: a meteorização em ambiente litoral Para além da resistência mecânica dos minerais componentes e da susceptibilidade à alteração química (dependentes. à meteorização química a que as rochas ricas em feldspato estão especialmente sujeitas. 28 . embora a sua passagem corresponda a um aumento grande de pressão estamos muito longe do pico que acontece no caso anterior. O aumento de profundidade produz uma significativa diminuição da porosidade numa rocha granítica e um correlativo aumento da resistência. mas pode ir-se acentuando à medida que a onda se torna mais alta. 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. Tipos de ondas que ocorrem na base das falésias 15. Isto significa que. tornando-se cada vez mais dessimétrica até que o rebentar da onda origina um grande pico de pressão. A variação da pressão que estas exercem com o tempo é relativamente pequena. as ondas chegam à base da falésia já quebradas e. quando as ondas são de pequena altura podem originar ondas estacionárias.4 . 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.44 Uma vez que o declive da onda é muito condicionado pelo atrito com o fundo. A porosidade da rocha próximo da superfície deve-se. essencialmente. Para além dessa altura crítica. . Fig. praticamente instantâneo. há uma força compressiva que atua perpendicularmente à falésia. os fenômenos de descompressão são responsáveis por uma abertura de fraturas paralelas à superfície topográfica. Essa instabilidade induz movimentos de massa de diversos tipos (queda de blocos. mecânica nos climas frios e áridos). 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. se uma tempestade arrastar as areias. Por isso. A forma e a intensidade desses movimentos depende muito do tipo de rocha e da respectiva estrutura. Se a falésia tem fraturas. desde que seja constituída por rocha pouco resistente. Por outro lado. a água torna-se.45 A água do mar próxima da superfície está geralmente saturada de carbonatos. Ora. quando as ondas têm uma maior energia e o nível do mar está sobrelevado devido a storm surges. muitas vezes. bem como do clima que pode facilitar ou não certos tipos de meteorização (química nos climas tropicais. Porém. Desta forma os interstícios da rocha são alargados e a rocha vai-se fragmentando por um processo de arranque (“quarrying”. com base em grafitti datados. . carregadas com os detritos arrancados da falésia vêem a sua força aumentada. de novo. Este processo acaba por produzir um polimento característico na superfície das rochas. Os movimentos de massa espalham detritos na base da falésia.5 . 1992). Quando a onda recua. De um modo geral. a velocidade de recuo das falésias estuda-se através de fotografias aéreas ou até. é difícil fazer observações diretas. durante a noite. justamente nessa altura. o que significa que a erosão não pode continuar enquanto eles não tiverem sido transformados em materiais transportáveis pelas ondas e correntes litorais. Sunamura. Deste modo. Mesmo em plataformas de erosão marinha cobertas normalmente por praias. são nas grandes tempestades. deslizamentos e fluxos de detritos). A descompressão que ocorre no refluxo da onda ajuda ainda a transportar os materiais desagregados. a partir das 30 horas essa velocidade estabiliza-se porque a referida acumulação de areias dissipa a energia das ondas. Também os seres vivos são responsáveis por fenômenos de bio-corrosão e têm um papel muito ativo no alargamento das fraturas nas faixas litorais. o ar situado nos interstícios é violentamente comprimido. 15. por isso. a haloclastia e a hidroclastia podem ser particularmente ativas em meio litoral. que se verificam maiores recuos das falésias.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. as ondas podem atingir a falésia que se torna temporariamente ativa e pode sofrer um recuo apreciável. Quando as ondas batem na base falésia. dá-se um processo de descompressão. os choques destes materiais com as rochas vão contribuir para o arranque de partículas de diversos tamanhos. que são muito importantes em rochas graníticas. capaz de dissolver o carbonato de cálcio. Porém. A crioclastia. alguns organismos produzem CO2 e. Quando ondas já quebradas atingem um certo limiar (20 horas de experiência). As ondas. A respectiva relação varia entre 2-5% (Sunamura.Erosão submarina do beach-rock A erosão nas costas rochosas não se processa só na base das falésias. parece-nos melhor a designação de “plataforma de erosão marinha” (Tricart. só as já quebradas poderão embater na falésia. Podem ir desde a simples queda de blocos. Neste domínio a informação existente é muito menos abundante do que a que respeita à erosão na base das falésias. ao seu basculamento com queda posterior. que depende tanto da respectiva composição como das descontinuidades que a afetam. As ondas a quebrar são capazes de rebaixar mais facilmente a superfície em que atuam e produzem. Na figura abaixo é possível observar os três tipos fundamentais de morfologia nas costas rochosas: plataforma descendo para o mar. 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. 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 . A força de ataque das ondas aumenta quando existem sedimentos mobilizáveis em contato com a plataforma. Trata-se. o escavamento das plataformas. compreender o mecanismos da sua formação. fazendo aumentar a sua profundidade acaba por reduzir a intensidade das forças que atuam sobre os fundos. 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.7 . se a profundidade existente for inferior à profundidade a que as ondas de tempestade quebram. dentro das referidas ondas. interferir no resultado final. 1992). Como é evidente. É necessário. Dado o ponto anterior. A cota das plataformas talhadas em rochas resistentes é superior à das plataformas talhadas em rocha branda. Em rochas apropriadas podemos encontrar fluxos de detritos. A erosão vertical das plataformas é muito mais lenta que o processo de escavamento dos entalhes da base das falésias. 139). Além disso. também. 1992. Quando a cobertura se torna demasiado espessa essa força deixa. como é óbvio. sobretudo em língua inglesa (Sunamura. no entanto.46 Os movimentos de massa nas falésias podem ser de diversos tipos. de um processo que se auto-limita e que se torna mais lento com o tempo. 15. Todavia. As plataformas criadas por ondas quebradas evoluem mais lentamente do que as criadas por ondas a quebrar. torna-se evidente que a amplitude das marés vai.6 . Dado que é usada correntemente. por isso. mas também ao longo do fundo marinho que se desenvolve a partir da base da falésia. Porém. plataformas mais baixas. de exercer-se. A resistência da rocha é um fator da maior importância. por isso. desde que o nível do mar não sofra oscilações.Plataformas de erosão marinha Os nomes atribuídos a estas plataformas são muito variados. p. Os deslizamentos podem ser de tipo planar ou rotacional. dado que o afeiçoamento destas plataformas não se deve só a este processo. 1977). plataforma horizontal e falésia mergulhante. A cota destas plataformas pode ser muito interessante para a identificação de movimentos tectônicos. 15. exposição à ondulação.47 aproximadamente horizontais (Sunamura. Também pode tratar-se de escarpas de falha ou corresponderem a uma atividade vulcânica recente. 1992). mas insiste na existência uma certa variabilidade espacial. nas suas proximidades. De um modo geral estas falésias mergulhantes recuam muito pouco. Sunamura parece inclinar-se para a ocorrência a uma cota próxima do nível médio das marés altas. De outra forma. as ondas só afetam o fundo se este estiver acima deste nível e se puderem arrancar alguns sedimentos do mesmo fundo. horizontal e plataforma As falésias mergulhantes podem corresponder a antigas falésias submersas por movimentos tectônicos ou por subida do nível do mar. Os morfologia plataforma plataforma mergulhante três tipos fundamentais de nas costas rochosas: descendo para o mar. 1992) dependentes de: tipo de rocha e respectiva estrutura. Dentro de cada um destes grandes tipos pode haver muitas variedades (Sunamura. Fig. Parece haver também a tendência para estas falésias mergulhantes ocorrerem em rochas bastante resistentes. condições de meteorização e clima. herança de pequenas variações do nível do mar. 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. a reflexão das ondas provocada pelas falésias pode produzir ondas estacionárias com pouco efeito erosivo. As margens dos fiordes também funcionam como falésias mergulhantes. marés. 29. Quanto à cota de início das plataformas de tipo A. se situam abaixo do nível de base da rebentação Com efeito. . porque os fundos marinhos. A existência de depressões prévias. Geralmente são mais largas do que fundas. nem todos os pináculos resultam da destruição de arcos: diques de rochas resistentes introduzidos em materiais mais brandos podem resultar em formas deste tipo. tafoni). pode formar-se um arco. Aparecem em rochas ígneas (granitos.48 Embora sejam formas muito interessantes e às vezes espetaculares. Apresentam um fundo plano e desenvolvem-se a partir de pequenas depressões. O papel da abrasão é óbvio até pelo fato das rochas aparecerem polidas. essencialmente. Encontram-se em vários ambientes e não só no meio litoral. formas espetaculares. As grutas correspondem a aberturas nas falésias em que em que a profundidade é maior que a abertura. Quando as ondas atacando ambos os lados de um promontório conseguem perfurá-lo. em ambientes tropicais. Devido à existência da própria cavidade. Estas bacias designam-se. Aparecem em rochas relativamente resistentes explorando as descontinuidades nelas existentes. A existência de marés introduz novas complicações na definição da altura a que os entalhes se desenvolvem. c) e a falésias mergulhantes. pelo termo francês ( vasques). por dissolução de calcita durante a noite. No caso de ocorrerem na zona costeira aparecem na zona acima do nível das marés mais altas. As marmitas têm uma forma cilíndrica e são escavadas por ação de materiais abrasivos de diversos tamanhos. quando se dá uma diminuição do PH devida à respiração dos seres vivos que vivem nessas depressões. . o que contribui para a sua evolução e manutenção. a fenômenos de desagregação mecânica (halo e hidroclastia). os fenômenos de compressão e descompressão atuam nas grutas de forma particularmente forte. 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. b). Estas depressões estendem-se lateralmente . basaltos) mas também em diversos tipos de rochas. Têm uma seção predominantemente circular. São devidos. Os arcos são formas relativamente efêmeras. A figura abaixo representa entalhes associados a plataformas do tipo A [a). o desenvolvimento dos entalhes torna-se mais evidente e encontram-se. d)]. Nessas condições também se podem encontrar interessantes formas de pequenos tamanhos (vasques. Porém. conservando paredes verticais e podendo originar depressões mais amplas e com um contorno irregular por coalescência de várias bacias pequenas. Tafoni e alvéolos: caracterizam-se pela existência de depressões na superfície das rochas. por vezes. As bacias de dissolução aparecem em rochas calcárias. os entalhes basais em rocha não calcária têm sido pouco estudados. Sempre que a rocha é passível de dissolução. Depois há uma remoção dos produtos residuais por ação das águas do mar. mas também em áreas com uma certa secura. As suas dimensões podem ir de alguns cms a vários metros. penhasco). diversificadas em detrimento do tipo de rocha. Quando a parte superior colapsa o arco desaparece e passamos a ter um”sea stack” (pináculo. . 1984 . 366 P. M.Queiroz Editor. Géologie et Milieux Naturels. Paris. John Wiley & Sons. Biblioteca de Ciências Naturais.. Omega. A. 320 p. Paris. ( 1977) . TRENHAILE. CD Rom. J. Chichester. (1999) . T. II. relat. JEAN. 171p. Dicionário de Geologia Marinha. SUGUIO.Glossário de termos usados em Geomorfologia litoral.A. 6. Ed. E. 30.(1997) .Geomorphology of Rocky Coasts. SUNAMURA T. 167 p. 629. 345 p. S. STRAHLER. regiões tropicais BIBLIOGRAFIA CONSULTADA MOREIRA. Barcelona.Géomorphologie dynamique générale. Précis de Géomorphologie.. Formas litorais (plataformas tipo B) em diversso tipo de rocha. v.Le Quaternaire. Ed. (1992) . N. Lisboa. .. .Coastal Dynamics and Landforms. p. A. Oxford. Clarendon Press. (1987) Geología Física..49 do nas Fig. Linha de ação de Geografia das Regiões Tropicais. Dunod. T. nº 15. K. SEDES. A. 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