relatório e programa da disciplina de geomorfologia litoral

Maria da Assunção Araújo: Programa de Geomorfologia Litoral

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Programa da disciplina de Geomorfologia Litoral

I - Introdução1 - Enquadramento da disciplina

Na reestruturação do curso de Geografia aprovada durante o ano lectivo de 2000/2001 apenas asdisciplinas do 1º e 2º ano são consideradas obrigatórias.A partir do 3º ano todas elas apresentam um carácter opcional. Significa, portanto, que asdisciplinas que correspondam a algum aprofundamento de conhecimentos caem todas,necessariamente, na categoria de disciplinas opcionais. É exactamente nesta categoria que seinscreve a disciplina de Geomorfologia do Litoral.Sendo uma disciplina de opção, a leccionar a estudantes do 3º e 4º anos, pressupõe já algunsconhecimentos de base, apreendidos nas disciplinas de Introdução à Geomorfologia,Geomorfologia e Geografia Física de Portugal.Mesmo sendo de carácter elementar ser-nos-á necessário fazer apelo aos conhecimentos obtidosnessas disciplinas, já que, sendo esta, também, uma disciplina semestral – como são todas as doactual curriculum – não poderemos dispor de mais do que 15 aulas teóricas e 15 aulas práticas de2 horas cada, o que implica uma economia de tempo que não se compadece com um programaem que se repitam as matérias dadas noutras disciplinas.O apelo aos conhecimentos anteriormente adquiridos terá que estar sempre presente – até parapermitir a concatenação com matérias já ensinadas e a comparação dos conceitos apresentadospelos diferentes docentes de modo a que os estudantes possam verificar que, embora comdiferentes perspectivas, as ideias de base dos diferentes professores são coerentes entre si.2 - As lições extraídas de experiência(s) prévia(s) e a selecção das matérias a desenvolver

Desde há vários anos que temos leccionado uma cadeira de Seminário a que chamámos primeirode Seminário em Geografia Física-Geomorfologia e depois de Seminário em Geografia Física -Geomorfologia Litoral.Trata-se de uma disciplina anual que vai manter-se até ao ano lectivo de 2003-2004 e seextinguirá em 2004-2005, quando os estudantes entrados em 2001-2002 atingirem o 4º ano.Como é natural, esta disciplina é escolhida sobretudo pelos estudantes com afinidades pela áreade Geografia Física,Como é de esperar numa disciplina de Seminário, temo-nos esforçado para que ela tenha umaforte incidência no trabalho de campo e permita uma iniciação às técnicas da sedimentologia euma utilização intensiva dos computadores (escrita do relatório, cartografia, utilização de folhasde cálculo, pesquisas na Internet), de molde a que esta disciplina, além de corresponder a umaespécie de fecho da abóbada do curso e a uma verdadeira iniciação à investigação, possa dotar osestudantes de diversas ferramentas de trabalho que lhes serão muito úteis na sua vidaprofissional.


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Apesar da nossa experiência docente no Seminário de Geomorfologia litoral, desconhecemoscomo poderá funcionar uma disciplina semestral em que os estudantes podem ser quer doterceiro quer do quarto ano e que não poderá ter carácter de Seminário. A redução do tempolectivo implica, necessariamente, algumas limitações na amplitude das matérias a tratar e mesmono aprofundamento da mesma. Porém, esses condicionalismos, que não ignoramos, só deverãoser perfeitamente equacionados quando a disciplina for efectivamente leccionada no âmbitosemestral.Será naturalmente a prática pedagógica a decidir quais os temas a aprofundar e quais aqueles quepoderão ser tratados de forma mais ligeira sem consequências negativas para a aprendizagem dosestudantes. Neste momento, em vez de um programa demasiado ambicioso, parece-nos maiscorrecto focar aqueles temas que reputamos como essenciais. Sabemos que essa escolha énecessariamente pessoal. Porém, como nos interessa, muito mais do que transmitirconhecimentos, transmitir metodologias de análise e atitudes relativamente ao estudo do litoral,parece-nos que as matérias a desenvolver devem ser escolhidas pela sua capacidade de geraressas atitudes e de estimular a aprendizagem das metodologias de análise acima referidas.A importância das heranças na fisionomia actual dos nossos litorais faz-nos pensar que será útilque os estudantes desenvolvam um pouco mais este tema numa outra disciplina intituladaGeomorfologia do Quaternário.Essas matérias faziam parte integrante do Seminário em Geografia Física-Geomorfologia Litoral,mas o carácter semestral desta nova disciplina não deverá permitir a sua abordagem de formaaprofundada. Quanto muito poderá ser apresentada a problemática da evolução dos litoraisdurante o Quaternário de molde a que essa apresentação sirva de incentivo a que os estudantesvenham a optar por essa disciplina, onde serão tratados temas tais como as variações climáticas eeustáticas durante o Quaternário que condicionam fortemente a fisionomia actual dos nossoslitorais.3 – Motivações e objectivos

Nas diversas versões do Seminário que temos leccionado desde1991 temos sempre privilegiado oestudo do litoral. Com efeito, além do know how que fomos adquirindo sobre os temas ligados aolitoral, o que facilita, naturalmente, a criação do gosto pela investigação nas mesmas áreas entreos alunos, o carácter de faixa de contacto que é apanágio do litoral permite uma análise em queas interacções têm uma importância acrescida, e nessa conformidade permite desenvolver nosestudantes a compreensão da complexidade dos fenómenos naturais e da sua articulação com asinfluências antrópicas. Por isso, além dos aspectos puramente naturais, não esquecemos umaatenção particular aos aspectos relacionados com o ordenamento do litoral.Num país em que o processo de litoralização e uma excessiva pressão turística sobre o litoral estáa destruir um dos nossos mais importantes recursos naturais, parece-nos oportuno divulgar aideia de que a falta de respeito pelos valores naturais do litoral se arrisca a “matar a galinha dosovos de ouro”, convertendo o nosso litoral numa faixa desinteressantemente betonizada, igual atantas outras, e só atractiva para um turismo de massas cada vez mais predatório e sem osresultados económicos que se esperavam e que os investidores desejariam.Julgamos que a divulgação desta mensagem entre os futuros quadros e os futuros professores é


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um objectivo estratégico já que a sua futura situação profissional lhes permitirá ter um papelactivo na definição das políticas de ordenamento ou na divulgação de ideias no seio das novasgerações.4 - O grau de aprofundamento das matérias e a organização dos temas

Como já foi dito acima, uma das nossa principais dificuldades na elaboração deste texto tem aver com o facto de a disciplina em questão nunca ter sido dada com o carácter de disciplinasemestral e simultaneamente para estudantes do 3º e 4º ano.Temos consciência de que o programa proposto poderá vir a revelar-se demasiado ambicioso.Nesse caso, tentaremos cortar um pouco no aprofundamento das matérias, mas parece-nosfundamental tocar os vários pontos focados que correspondem, como seriação de temas, a umaespécie de programa “mínimo”. Isso parece-nos fundamental porque, dada a complexidade dasinteracções que se desenvolvem no litoral, se algum destes elementos for completamenteesquecido, os estudantes terão uma visão parcial incompleta, e algo falseadora da realidade.Chamamos a cada um dos temas “aula”. Com isto queremos dizer que seria o ideal conseguirfazer a respectiva apresentação numa aula teórica de 2 horas. Todavia, há que contar com ahipótese de certas matérias colocarem um maior número de problemas aos estudantes e, destaforma, o esclarecimento das dúvidas poderá implicar uma extensão do tema para uma outraaula… ou um encurtamento do tempo destinado à aula prática.5 - O processo de ensino e de aprendizagem e o carácter deste relatório

Temos consciência do carácter por vezes muito técnico das matérias a leccionar. Para ultrapassara dificuldade que a maior parte do estudantes tem na compreensão de conceitos e fórmulasmatemáticas, utilizaremos sempre que possível imagens elucidativas. Por isso, este texto separece, quiçá demasiado, com uma colectânea de imagens. Pretendemos, com efeito, que, alémde constituir parte de umas provas académicas, este texto funcione como um apoio para osestudantes e como um embrião - quem sabe? – de um futuro manual.A escolha deste modo de apresentação, decerto pouco usual, em que a um texto sintético sesegue um álbum de imagens extraídas de diversas fontes, carece de alguma justificação.Acreditamos que o principal método de investigação na Geomorfologia é, ainda, a observação.Não só uma observação directa da natureza, mas também uma observação feita através de cartase outros documentos pertinentes. Quanto às paisagens litorais, a observação “in loco” seria oideal… mas todos sabemos que é improvável conseguir fazer-se mais do que as 3 saídas decampo que nos propomos realizar. Por isso fizemos apelo a toda a documentação de quedispúnhamos, digitalizando tudo o que era pertinente e ainda não estava em formato digital.Utilizámos, também, buscas na Internet, sobretudo no Google (www.google.com). Este sitepermite fazer pesquisa de imagens e estamos convencidos de que algumas das imagensencontradas representam um real enriquecimento deste texto. Além disso, permitem mostrar aosestudantes que não devem desprezar nenhum meio para obter a informação de que necessitam. Aúnica ressalva é que devem utilizar toda a informação com um sentido crítico, discutindo ecitando as fontes.É nossa intenção despertar nos estudantes o desejo de aprofundar as matérias da disciplina ou até


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de avançar por outros temas que lhes interessem e que não tenham sido tratados na nossaabordagem como docente da disciplina.6 - Formação versus informação: a importância de transmitir atitudes

Temos plena consciência de que não interessa apenas ensinar matérias aos alunos. Se o papel dosprofessores se limitar a tentar transmitir conhecimentos, por muito bem que esse ensino sejafeito, arriscamo-nos a que os estudantes não interiorizem a matéria e não a assimilem – isto é -não a transformem numa parte deles mesmos.Para que isso aconteça é necessário tranformar a informação em conhecimento. Conhecimentoque permita agir, que possa ser aplicado em situações diferentes da situação original.Por isso, o Professor é importante para transmitir uma atitude perante a Vida e perante a Ciência.Os grandes Mestres são efectivamente aqueles que têm o dom de transmitir uma atitude deperpétua curiosidade e de perpétua procura, mas também um método de trabalho que permite quecada um se vá aproximando, não da Verdade absoluta, que é por definição inatingível, mas deuma verdade que seja a sua.Interessa, portanto, que os estudantes tenham uma atitude activa, interrogativa, curiosa emrelação às matérias leccionadas. É por isso que lhes propomos o estudo de temas laterais ou oaprofundamento de temas dados durante as aulas – para desenvolver, justamente, essacuriosidade e a capacidade de pesquisa, sem a qual a Universidade não cumpre o seu papel.Naturalmente que se coloca aqui a questão da informação versus conhecimento. Nos temposcorrentes, em que todos somos submergidos por quantidades imensas de informação, há queguiar os estudantes e ajudá-los a criar as estruturas mentais que permitam organizar a informaçãonum todo minimamente coerente e que faça sentido, num esquema aberto que se vaienriquecendo à medida que se vão adquirindo novas informações.Justamente, nesta época em que o papel dos professores está posto em causa, já que elesdificilmente podem competir com a atractividade de outros meios de divulgação tais como aTelevisão ou a Internet, é preciso que todos os professores estejam conscientes de que só podemvencer essa competição desigual, não fazendo mais do mesmo, mas fazendo diferente, fazendoum acompanhamento personalizado que assegure que o estudante efectivamente está ainteriorizar, a assimilar aquilo que se pretende transmitir.7 - Organização das aulas: a importância do apoio da informática.

A disciplina é constituída por aulas teóricas e práticas que, para facilitar a organização dehorários pretendemos que, sempre que possível, fiquem reunidas num conjunto de 4 horaslectivas seguidas. A concentração das aulas em 4 horas semanais seguidas permitirá aorganização de saídas de estudo frequentes e favorece uma maior maleabilidade na leccionaçãodas matérias, permitindo também estabelecer uma ligação fácil entre as matérias teóricas e a suaexploração pelos alunos nas aulas práticas.No início do ano, será fornecida aos estudantes toda a informação disponível em formato digital.Os Cds a disponibilizar incluirão:• Dados de base a explorar pelos alunos (tabelas de marés, dados do Permanent Service for


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Mean Sea Level) e documentos resultantes de pesquisas na Internet;• Artigos do Professor em formato pdf (portable document format) sobre temas pertinentespara a matéria a tratar;• Outros textos/figuras de base no mesmo formato. Os textos que se seguem serão vertidospara o formato pdf e distribuído aos estudantes no início das aulas. Pretendemos que sejam omais ilustrados possível, de tal forma que possa ser utilizado como fio condutor das aulasteóricas e a sequência das respectivas figuras seja a matéria prima básica da leccionação. Esteprocesso permite acrescentar elementos ao texto e, sobretudo, novas figuras que venham arevelar-se necessárias para a compreensão da matéria;• O texto que se segue será organizado por temas (ou “aulas”) e será incluído no website dadisciplina. O formato pdf, além de acautelar um mínimo de segurança contra a cópiaindiscriminada dos textos permite “navegar” neles, nomeadamente estabelecendo links internos.A referência a uma figura, por exemplo, poderá, por um simples clique do rato levar-nos àprópria figura, o que ajuda a minorar os problemas decorrentes das figuras estarem quase todaspostas no fim de cada tema;• A aparente repetição da informação (isto é: o CD distribuído no início/versus publicação dostemas na Internet) permite fazer actualizações no desenvolvimento das aulas e parece-nos umaforma de interessar os alunos nessas modificações, dando-lhes um papel activo na respectivapesquisa. Temos a experiência de que entregar demasiada informação aos estudantes é o melhormodo de eles desenvolverem uma atitude de um certo comodismo, de esperarem que as coisasvenham ter com eles, em vez de fazerem esforços para uma pesquisa e crescimento pessoal.O conhecimento atempado das fontes de informação permitirá que os alunos preparem também aaula que vai ser dada de forma a poderem intervir com as dúvidas que a consulta prévia dosdocumentos lhes sugira. Este tipo de intervenção permitirá que as aulas não sejam meramenteexpositivas mas que os estudantes, tendo já algum conhecimento da matéria a tratar, sejam maissensíveis à respectiva problemática e possam levantar dúvidas e dinamizar a discussão, de formaa tornar a aula mais dinâmica. Outra forma, talvez mais eficaz, de permitir uma certa preparaçãodos estudantes do tema a tratar é a indicação de exercícios simples a realizar fora dos temposlectivos e definidos no final da aula anterior. Esses exercícios podem ter um carácterprovocatório que induza a discussão entre os alunos e/ou a reflexão de cada estudante emparticular. Um exemplo poderá ser a distribuição de curvas como a de Fairbridge (1961), apropósito do escalonamento dos terraços marinhos, pedindo aos alunos para discutirem osignificado e extraírem as consequências possíveis desse tipo de situação.Fotografias aéreas convenientemente seleccionadas poderão permitir a análise de fenómenos derefracção, difracção e reflexão das ondas.A construção de gráficos com as variações da altura da maré durante um mês, a partir das tabelasdas marés publicadas pela APDL (Administração dos portos do Douro e Leixões), permitirá aosalunos reflectir sobre as respectivas variações e sobre as respectivas causas.Em todos esses casos, estes “trabalhos de casa” deverão funcionar como estímulos nodesencadear de um processo de reflexão dos estudantes ou como motivadores de um interessepor matérias que, doutro modo, sem esse investimento prático por parte dos estudantes, poderão


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parecer demasiado áridas (caso das marés, por exemplo).Logo nas primeiras aulas será elaborada uma mailing list com os endereços electrónicos de todosos estudantes inscritos na disciplina. No caso de documentos pouco pesados eles serãodistribuídos através dessa mailing list. Pretendemos, com isso, estimular a utilização tão intensatanto quanto possível de documentos em formato digital.Será incentivada a utilização desta mailing list para trocar informações entre os estudantes e como docente. Tentaremos que esse contacto não se resuma a eventuais pedidos de ajuda por partedos alunos e à divulgação de informações por parte do docente. Pensamos que, se as dúvidaslevantadas individualmente pelos estudantes forem do conhecimento dos restantes estudantesisso poderá estimular a troca de ideias e suscitar outras dúvidas que acabarão por permitir umamelhor compreensão da matéria.A discussão por meios electrónicos não anula - antes pelo contrário – a importância da discussãodos temas nas aulas. Para organizar melhor as aulas e disciplinar um pouco os estudantes, elesserão incentivados a registar, por escrito, durante a respectiva exposição, as questões que amatéria teórica lhes suscitar, de forma a que, quando a aula teórica terminar, as questões que nãotenham ficado esclarecidas sejam discutidas.Outras informações adicionais, bem como os conteúdos definitivos das aulas (Adobe Acrobat)serão distribuídos entre os estudantes através de um CD-ROM que será coligido no final dosemestre e entregue a todos os estudantes antes do teste teórico-prático.Além disso, os estudantes serão incentivados a realizar a cartografia constante nos respectivosrelatórios no formato digital, de forma a dominarem quer programas como o Adob Photoshopquer o Aldus Freehand ou outros que permitam fazer o tratamento de imagens rasterizadas ouvectorizadas.Tentaremos, ainda, que cada estudante elabore uma web page muito simples (programa NetscapeComunicator) de onde constem links para os elementos mais relevantes dos respectivos relatóriosde investigação. Essa página ficará ligada à página já existente da disciplinahttp://www.letras.up.pt/geograf/seminario/programa.htmlA informação e o treino necessário para a realização destas tarefas será fornecido na parte práticadas aulas.8 - Métodos de avaliação

Dado o número relativamente pequeno de estudantes que normalmente se inscrevem nas cadeirasoptativas da área de Geografia Física, pensamos que nunca ultrapassará os 30 estudantes, o quepermitirá que a avaliação respectiva seja feita pela modalidade de avaliação contínua. Segundo oregulamento de avaliação em vigor actualmente (já adaptado ao regime de disciplinassemestrais):“A modalidade de avaliação contínua terá um número de provas mínimo a definir pelo docenteno início do ano lectivo e em correlação directa com as matérias a leccionar. Estas devem serdistribuídas regularmente, consistindo na realização complementar ou em alternativa de váriostipos de provas: trabalhos escritos e orais, relatórios de leitura ou de trabalho de campo,elaboração de bibliografias críticas, testes escritos ou orais, etc.”


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Nesta conformidade, pretendemos que na disciplina de Geomorfologia Litoral os alunos sejamsujeitos às seguintes provas:1 – Trabalho de grupo (ponderação de 50%).O trabalho de grupo consistirá no estudo de uma pequena área do litoral português. Dados os tiposde tarefas a concretizar é desejável que o trabalho seja feito em grupo. Porém, o número ideal departicipantes será de 2 estudantes e só em caos excepcionais se admitirá a formação de gruposmaiores.Este trabalho deverá basear-se em trabalho de campo feito especificamente para o efeito esubmeter-se-á a um plano do tipo do que se segue:• Problemática da questão a tratar;• Enquadramento geral (geológico e geomorfológico);• Análise geomorfológica de pormenor (análise de mapas de grande escala, fotografias aéreas,rasterização ou vectorização de mapas);• Recolha de dados e observações de terreno (marés, condições meteorológicas, regimes deondulação, fotos, elaboração de perfis de praia, recolha de amostras);• Análises sedimentológicas (granulometria, morfoscopia) e discussão dos respectivosresultados;• Problemas ambientais existentes na área estudada: o impacto dos Planos de Ordenamento daorla costeira;• Conclusões.Os trabalhos elaborados pelos alunos serão lidos e anotados, sendo discutidos oralmente napresença de toda a turma. A nota final do trabalho será atribuída por igual aos estudantesparticipantes a não ser que se verifique que um deles não participou activamente, caso em que anota poderá ser diferenciada.Estes trabalhos constarão de uma pequena memória escrita e convenientemente ilustrada comfiguras elaboradas por eles ou digitalizadas e adaptadas. Destes trabalhos resultarãoapresentações públicas feitas no âmbito das aulas, recorrendo aos meios informáticos usuais (MSPower Point) e com o recurso ao data show. Esta apresentação terá como objectivo, além doaprofundamento científico, o treino da oralidade e da capacidade de fazer apresentações públicas,bem como o uso das ferramentas informáticas disponíveis para o efeito.Parece-nos importante que neste domínio da atribuição de notas seja feito um apelo à auto-avaliação, de tal forma que os estudantes tenham consciência das qualidades e defeitos do seutrabalho e possam discutir e finalmente aceitar o escalonamento final dos trabalhos em termos dasua classificação.2 - Teste teórico-prático (ponderação de 50%)Embora este tipo de prova seja pouco simpática para os alunos, parece-nos fundamental paraconseguir avaliar em que medida eles assimilaram a matéria e são capazes de responder de formapessoal e criativa às questões postas. Para tentar obviar à tendência que os alunos têm para a


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memorização, as questões postas são essencialmente de tipo prático, ou então pretendem avaliarem que medida eles aplicam os conhecimentos teóricos para responder a questões concretas.


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II - BIBLIOGRAFIA

Este item contém tudo aquilo que vai ser em princípio usado nas aulas. Porém, em cada aulaserão referidos os textos usados especificamente para essa matéria.

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III- Tópicos das aulas1 – IntroduçãoDos muitos temas passíveis de serem tratados numa disciplina de Geomorfologia Litoralescolhemos aqueles que nos parecem indispensáveis para uma compreensão mínima daproblemática do litoral no contexto do País de forma a que estes conhecimentos possam seraplicados, com algumas adaptações, a outros contextos climáticos e tectónicos. Os temasseleccionados perfazem 14 – um número muito próximo do número máximo de aulas de quedisporemos no contexto de uma disciplina semestral. Por isso os temas ficam organizados em“aulas”. Deste modo, este tipo de organização obriga a uma certa contenção na leccionação dasmatérias e a uma uma disciplina auto-assumida que impeça o extravasar excessivo de uns temasà custa do desaparecimento de outros.Uma vez que às aulas teóricas se deverão seguir as práticas, a matéria a versar nestas últimasdeverá decorrer da matéria teórica que foi apresentada, correspondendo a uma discussão dostemas propostos nas aulas teóricas, ou a uma aplicação dos mesmos feita pelos estudantes.As saídas de estudo deverão realizar-se, em princípio, logo a seguir às matérias versadas nasmesmas terem sido tratadas nas aulas teóricas. Para serem produtivas, as saídas de campo devemrealizar-se com um tempo (meteorológico…) aceitável.Por outro lado, é preciso assegurar um mínimo de 4 horas de luz solar…. Essa é uma das razõespelas quais tentaremos que a disciplina seja colocada no 2º semestre. Se isso não for possível, emalternativa, as aulas realizar-se-ão durante a manhã, o que permite a realização de saídas deestudo coincidentes com as marés baixas vivas, onde a exploração das formas rochosas e doperfil das praias poderá ser feito nas melhores condições.Devido à impossibilidade de fazer uma programação rígida das saídas de campo, a respectivatemática é apresentada no final. Todavia elas terão lugar na altura mais adequada (isto é, o maispróximo possível da leccionação da respectiva matéria teórica) e de acordo com as condiçõesconcretas de funcionamento da disciplina.


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Aula 1: Apresentação dos objectivos, programa, métodos de trabalho e de avaliação.Definição de litoral e motivações para o seu estudoDefinição do conceito de litoral

O termo litoral é utilizado todos os dias na linguagem corrente, sem se cuidar de fazer dele umuso rigoroso e, muito menos, de o definir com precisão. A palavra é utilizada como contrapontoà palavra interior e referida, muitas vezes, a propósito do processo de litoralização .Este processo é correlativo da desertificação do interior e pode ser claramente compreendido emmapas de datas diferentes (1970 e 1980) que mostram uma densificação da população nas áreaslitorais.Com efeito, o crescimento económico das últimas décadas centrou-se essencialmente em nósservidos por boas acessibilidades. Ora, a verdade é que, quer devido à importância histórica dosportos na estruturação da rede viária, bem como às conhecidas dificuldades de implantação deuma rede rápida e eficaz no interior do país (em parte devidas à distribuição do relevo, cujarugosidade só pode ser vencida com elevados custos) a parte litoral do país tem sido favorecidaface ao interior, sob o ponto de vista económico. Este fenómeno é correlativo doempobrecimento do interior e do seu esvaziamento humano. A concentração das população noscentros urbanos do litoral tem como consequência o congestionamento constante das respectivasinfra-estruturas, de que decorre a necessidade de as ampliar e multiplicar permanentemente. Daídecorre uma evidente sobrecarga ambiental.Ora, apesar da capacidade de depuração dos ambientes litorais, que alguns pensam serinesgotável, eles são, como veremos, ambientes frágeis a vários títulos.Por outro lado, uma parte significativa da actividade económica em Portugal, depende doturismo. E o turismo, em Portugal, apesar das louváveis tentativas que têm sido feitas para olevar para o interior, ainda é muito um turismo de sol mar e praia (D. B. Ferreira, 2001).


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Por isso a questão da salvaguarda da qualidade ambiental do litoral é particularmente pertinente.Mas a salvaguarda deste ambiente complexo e frágil só poderá fazer-se com base numconhecimento tão aprofundado quanto possível da dinâmica natural dos ambientes costeiros, detal forma que esse conhecimento possa ser convenientemente integrado no ordenamento doterritório que é, como muitos afirmam, uma das necessidades mais urgentes do país.Existe, ainda, uma outra motivação, de cariz mais estritamente científico: sendo uma zona decharneira, de interface, é uma faixa muito rica sob o ponto de vista da complexidade dasinteracções entre a litosfera, a hidrosfera, a atmosfera e a biosfera. Isso é um estímulo para acuriosidade dos estudantes desafiando o seu desejo de aprender e de investigar.


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Figura 3 Densidade da população nos concelhos do litoral

O casamento entre uma área estimulante sob o ponto de vista científico e a possibilidade deaplicação dos conhecimentos poderá ser um valor acrescentado num momento em que a saídatradicional do curso de Geografia sofre uma importante redução e os estudantes se preocupam,justificadamente, com as saídas profissionais e com a utilidade social do curso.Não é tão fácil como parece definir litoral. Tratando-se de uma palavra de uso muito corrente, asua utilização em contextos diversos acaba por lhe conceder uma grande amplitude designificados.No dicionário da Porto Editora, costa é definida como parte das terras emersas em contacto como mar.Por sua vez, litoral é definido como sendo um adjectivo qualificando aquilo que diz respeito à


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beira-mar ou ainda como um substantivo correspondendo, então, à faixa de terreno junto à costa.Sendo assim, costa é um conceito mais restrito do que litoral. Quando atentamos na definiçãofaixa de terreno junto à costa , apercebemo-nos de que não há qualquer precisão relativamente aosignificado da palavra junto.Assim, a faixa de terreno junto à costa poderá ter extensões muito variadas.Em M.E. S. A. Moreira (1984) encontramos uma definição que dá conta desse problema:Litoral: designação dada à faixa do continente que está em contacto com o mar, ou a fenómenoscaracterísticos dessa área. Alguns autores restringem o litoral à faixa entremarés, outrosestendem-no para o interior, por um espaço cujos limites nem sempre são fáceis de definir, e parao largo, pela linha de rebentação das ondas.Segundo a mesma autora,”costa” seria:A faixa da superfície terrestre que se encontra no contacto entre as terras emersas e o mar ou ooceano. Alguns autores restringem essa faixa apenas ao espaço atingido pelas águas entre osníveis extremos da maré, outros estendem-na 3 milhas para o interiorParece óbvio que a precisão da primeira parte da definição (ao espaço atingido pelas águas entreos níveis extremos da maré) contrasta fortemente com o carácter um tanto artificial da segunda(3 milhas para o interior). Esta definição vem, mais uma vez, provar o carácter um tanto variáveldestes conceitos. No mesmo sentido vai a definição de zona costeira (coastal zone) que poderáser definida, de acordo com Carter, (1988), como o espaço em que os ambientes terrestresinfluenciam os ambientes marinhos (ou lacustres) e vice versa. A zona costeira tem uma larguravariável e pode variar com o tempo. A respectiva delimitação não é possível, uma vez que oslimites são marcados por gradientes ambientais ou transições. Em cada local, a zona costeirapode ser caracterizada por critérios físicos, biológicos ou culturais. Estes não precisam de sercoincidentes e, na verdade, raramente o são.De todas estas definições parece sobressair a dificuldade de estabelecer limites e o caráctergradativo que as transições geralmente apresentam.Por outro lado, parece poder concluir-se que litoral é um conceito mais amplo que costa ou zonacosteira, estendendo-se para o interior por um espaço cujos limites nem sempre são fáceis dedefinir. Quando, na linguagem corrente se proferem frases do género 76% da populaçãoportuguesa está fixada no litoral (Joanaz de Melo, 19931), é óbvio que o conceito de litoral éusado em contraposição com o de interior e segundo critérios essencialmente económicos quetêm pouco a ver com a proximidade da linha de costa ou com qualquer influência marinha aindaque remota.

1 http://www.despodata.pt/geota/Htmls/Activs/cstwatch.htm


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Figura 4: Penetração dos nevoeiros de advecção no litoral da região do Porto

Embora este conceito de litoral possa ter a sua utilidade quando aplicado a realidadesessencialmente económicas, preferimos utilizar uma delimitação que se baseie em fundamentosde ordem física. Assim, propomos que o termo litoral, no âmbito desta disciplina, se refira àplataforma 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 áreaaplanada. A plataforma litoral suporta, frequentemente, numerosos afloramentos de depósitosgenericamente classificados como plio-plistocénicos (M. A. Araújo, 1997) e é limitada, para ointerior, por um relevo muitas vezes nitidamente alinhado (relevo marginal, M. A. Araújo, 1991).O nosso conceito de plataforma litoral engloba as áreas onde se encontram as marcas doestacionamento do nível do mar durante o Quaternário, ou depósitos relacionáveis com aproximidade do nível de base durante o Neogénico. Nesse sentido, torna-se, por um lado, maisabrangente do que o conceito de M. E. S. A. Moreira (1984), que define plataforma litoral comoantigas plataformas de abrasão que actualmente se encontram a cotas diferentes do nível do mar,submersas ou emersas, correspondendo respectivamente a fases de transgressão e de regressãomarinhas. Todavia, os sectores submersos serão apenas objecto de referências pontuais apropósito de correntes (nomeadamente o upwelling) e das variações do nível do mar durante ofinal do Pleistocénico e no Holocénico.A existência de plataforma litoral é um traço comum a praticamente todo o país (C. Teixeira,


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19792) . O conceito de plataforma litoral comporta características topográficas (áreaessencialmente aplanada), geológicas (existência de coberturas sedimentares neogénicas) emesmo climáticas.A concentração das isolinhas nos mapas de isotérmicas de Julho, com um traçado paralelo àlinha de costa, na faixa litoral portuguesa, mostra um aumento rápido das temperaturas, nosmeses de verão, à medida que se caminha para o interior.Esse facto tem a ver, não só com a maior humidade do ar junto à linha de costa, mas tambémcom certas características específicas do clima litoral.Embora possa ter um comando sobre a plataforma litoral de pouco mais de 100m, pensamos queo relevo marginal funciona como uma barreira bastante eficaz à penetração das influênciasoceânicas para o interior, nomeadamente no que diz respeito aos nevoeiros de advecção e ànortada que refrescam consideravelmente a estreita faixa onde actuam.Embora a escala do mapa seja insuficiente para dar conta destes aspectos com pormenorsuficiente, o extracto que apresentamos parece demonstrar a influência que o relevo marginaltem na distribuição dos nevoeiros de advecção. Estes, por sua vez, têm um importante papel noabaixamento das temperaturas máximas estivais.A coincidência de diversos fenómenos físicos nesta mesma área comprova a respectivaespecificidade e confere ao conceito de plataforma litoral uma operacionalidade que permite quepossa, com vantagens, substituir o conceito de litoral da linguagem corrente, dando-lhe umamaior precisão.A zona costeira/litoral como interface.

A zona costeira pode ser caracterizada pela interferência entre diferentes tipos de fenómenos quese relacionam ora com a hidrosfera (correntes, ondas, marés, variações do nível do mar), oracom o litosfera (tectónica, estrutura geológica, aportes sedimentares) quer com a atmosfera(clima, agitação marítima). A variedade de fenómenos em acção converte essa faixa numainterface extremamente complexa e dinâmica.Muitas vezes, algumas dessas características devem ser estudadas num âmbito um pouco maisextenso para melhor poderem ser entendidas e contextualizadas. Daí o interesse em alargar anossa análise à plataforma litoral, cuja compreensão será o objectivo principal da disciplina.A diversidade dos litorais

Uma breve análise da figura extraída de Komar (1998) permitirá ilustrar a forma como jogam osdiferentes elementos dentro dessa interface, conferindo uma imensa variedade às paisagenslitorais.

2 Será interessante lembrar, a este respeito, a frase de C. Teixeira:

“A esse propósito há que aceitar o critério altitudimétrico, plenamente válido no nosso país, onde os diversos níveisse encontram escalonados desde o Minho ao Algarve, não são conhecidos acidentes tectónicos recentes” (C.Teixeira, 1979).


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Seguidamente serão apresentadas fotografias com exemplos de paisagens litorais em diferentestipos de costas dentro do País, da Península Ibérica, noutras regiões europeias e em contextosclimáticos frios e tropicais para ilustrar a variedade que se pode encontrar nos litorais e tambémo tipo de abordagem e a atitude científica a desenvolver. Estas imagens farão apelo quer à nossaexperiência (imagens de diversos países da Europa e também de Moçambique) quer a umapesquisa feita em Cd-Roms didácticos e na Internet. A referência à origem dessas imagensdestina-se a estimular idêntica capacidade de pesquisa dos alunos.Aula prática

Discussão dos diversos temas tratados, nomeadamente das questões levantadas sobreordenamento do território, fazendo-se apelo à experiência dos estudantes sobre esse tema.Bibliografia utilizada

ARAÚJO, M. A., (1991) - Evolução geomorfológica da plataforma litoral da região do Porto -Edição da autora, Porto, 534 p., c/ anexos (87 p.) e 3 mapas fora do texto.CARTER, R.W.G. - (1989) - Coastal Environments - An Introduction to the Physical, Ecologicaland Cultural Systems of Coastlines, Academic Press Limited. London, 5ª Impressão, 617 p.DAVEAU, S. e colaboradores (1985) – Mapas climáticos em Portugal. Nevoeiro e nebulosidade.Contrastes térmicos. Memórias do Centro de Estudos Geográficos, nº 7, Lisboa, 84 p., 2 mapasfora do textoFERREIRA, D. B., (2001) - Turismo e Alteração Climática: Cenário Para Portugal no Séc XXI,livro de Homenagem ao Professor Doutor Gaspar Soares de Carvalho, Ed. M. E. AlbergariaMoreira, A. Casal Moura, H. M. Granja, F. Noronha, Braga, p. 309-321.MOREIRA, M. E. S. A., 1984) - Glossário de termos usados em Geomorfologia litoral, entro deEstudos Geográficos, Linha de acção de Geografia das Regiões Tropicais, relat. nº 15, Lisboa,167 p.SANTOS, F. D, FORBES, K , MOITA, R. (editores) (2002) – Climate change in Portugal.Scenarios, impacts and adaptation mesures (Siam project), Gradiva, F. C. Gulbenkian, FCT,Lisboa, 454 p.TEIXEIRA, C., (1979) - Plio-Plistocénico de Portugal, Com. Serv. Geol. Portugal, T. 65,Lisboa, p. 35-46Web sitehttp://www.despodata.pt/geota/Htmls/Activs/cstwatch.htm


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Figura 5: Classificação dos litorais essencialmente baseada na situação estrutural


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Aula 2: Origem e características da água do mar. As correntes marítimasOrigem e características da água do mar

Uma brevíssima apresentação da evolução da Terra permitirá aos estudantes enquadrar a origeme evolução da hidrosfera e também da salinidade da água do mar, vista como um produto dalixivização substâncias solúveis dos solos e dos alteritos existentes nos continentes, processo queestá em acção desde que as primeiras chuvas começaram a cair sobre a crusta primitiva e que sedesenrolou ao longo de muitos milhões de anos. Com efeito, a água do mar atingiu a suasalinidade actual apenas há cerca de 700 milhões de anos (A. N. Strahler, 1987).A água é praticamente um solvente universal – da estrutura molecular da água derivem muitasdas 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 iónicas existentes nas moléculas devariadíssimas substâncias, o que se traduz na respectiva dissolução. O cloreto de sódio poderá serinvocado como exemplo (fig. 6).A figura 7 permitirá uma análise da penetração das radiações luminosas na água, ajudando aexplicar a cor azul/verde dos oceanos e o rápido absorção da energia incidente com aprofundidade. Com efeito, a 1 m de profundidade, apenas 45% da energia incidente continuadisponível.Distribuição da temperatura e salinidade da água do mar à superfície e em profundidade.A análise da figura 8 permite ter uma ideia da variação da temperatura, da salinidade e dadensidade da água do mar consoante a latitude e introduzir os conceitos de termoclina, haloclinae picnoclina.O balanço da radiação e a circulação geral da atmosfera.

Parece-nos importante lembrar a existência de áreas de excesso de energia e deficit energético(fig. 9) e a forma como essa situação evolui ao longo do ano. Basicamente, é desse balançoenergético que decorre a circulação atmosférica. A circulação marinha complementa a circulaçãoatmosférica, mas, dada a maior viscosidade da água, tem um tempo de resposta muito diferente.Deste modo, a circulação marinha pode colaborar no controle de mecanismos de oscilaçõesclimáticas de período relativamente longo.A circulação geral da atmosfera e as correntes marítimas

Uma breve referência à circulação geral da atmosfera permitirá recordar a disposição dosprincipais centro de acção e os ventos daí decorrentes. Daí partir-se-á para a análise de um mapacom as principais correntes definindo quais as correntes quentes e frias. O mapa apresentado,extraído do Atlas Hachette de 2002 (figura 10), tem a particularidade de representar os principaisclimas a nível mundial e também os locais onde se faz sentir o fenómeno de upwelling.As correntes e os ventos: a espiral de Ekman

A análise da figura 11 permitirá recordar o efeito de Coriolis e referir que, entre a direcção dos


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ventos e as correntes marítimas por eles induzidas existe um ângulo de cerca de 45° à superfícieque vai aumentando em profundidade, à medida que o atrito entre as partículas de água aumentatambém. A partir daí é possível introduzir o conceito de espiral de Ekman.Estrutura vertical dos oceanos e circulação termo-halina

A figura 8 mostra a variação da temperatura, salinidade e densidade da água do mar com aprofundidade. De um modo geral as águas são mais quentes e menos salgadas à superfície do queem profundidade. Exceptua-se o caso das regiões próximas dos pólos onde a temperatura emsuperfície e em profundidade é quase idêntica (e baixa) e onde as águas de superfície, devido àfusão dos gelos, é menos salgada do que em profundidade. As águas de superfície sãogeralmente bem misturadas e relativamente homogéneas até 100m de profundidade. Depois, adensidade aumenta rapidamente entre 100 e 500m (picnoclina, fig. 8). Abaixo dessaprofundidade, o aumento da densidade torna-se muito lento (J. Riser, 1999).Porém, quando a densidade das águas de superfície aumenta, devido, por exemplo, à mistura daságuas quentes e salgadas da corrente do Golfo com as águas frias e pouco salgadas do oceanoÁrctico, isso acaba por produzir uma massa de água fria e salgada, e por isso bastante densa, quedesce para áreas mais profundas e daí se escoa ao longo da vertente ocidental da dorsal doAtlântico, até se juntar à circulação profunda que rodeia a Antárctida (fig. 12).As correntes marítimas e a dissimetria das fachadas oceânicas

Na figura 10 é possível observar a oposição existente entre as fachadas ocidentais e orientais dosvários continentes quer nas latitudes temperadas quer nas latitudes tropicais. Relativamente áslatitudes temperadas é de referir, nomeadamente, o contraste entre o clima de Washington eLisboa (S. Daveau, 1995).É de salientar, também, o contraste existente entre os climas da costa ocidental de África e dacosta oriental do mesmo continente. A respectiva análise será ilustrada a partir d o nossoconhecimento pessoal de Angola e de Moçambique, com alguns documentos fotográficos egráficos termo-pluviométricos pertinentes.Será referida a forma como a circulação atmosférica e as correntes marítimas contribuem para acriação da referida dissimetria das fachadas oceânicas.O papel das correntes marítimas na regulação térmica terrestre. A importância dacirculação oceânica nas variações climáticas

A dissimetria climática existente entre os desertos periglaciares canadianos e as regiões agrícolase florestais do sul da Escandinávia, situadas à mesma latitude de 60°N demonstra que aextremidade árctica da corrente do Golfo é a zona de dissipação de calor mais importante doplaneta.Por isso, é aí que a interacção entre os fenómenos atmosféricos, glaciares e oceânicos é maisdirecta (J. Riser, 1999). Deste modo, qualquer alteração na corrente do Golfo terá, obviamente,consequências decisivas ao nível planetário. O mesmo terá acontecido, como é óbvio, durante oQuaternário.O circuito que se observa na figura 12 designa-se, muitas vezes, como conveyor belt (correia


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transportadora) e tem uma importância crucial na regulação climática da Terra.Mecanismo e importância do upwelling.

A figura 13 permite verificar o ângulo existente entre os ventos e as correntes por elesprovocadas ao mesmo tempo ajuda a compreender a razão do fenómeno de upwelling.Com efeito, a existência de correntes que afastam as águas do continente (caso, por exemplo dascorrentes das Canárias e de Benguela) tem, forçosamente, que provocar uma alimentação emágua profunda.Sendo as águas frias e profundas ricas em nutrientes, os locais onde se verificam fenómenos deupwelling correspondem, geralmente, a faixas litorais muito ricas em peixe. É o caso da costa deMarrocos e da Mauritânia, mas também da costa sul de Angola e, sobretudo, da costa ocidentalda América do Sul, banhada pela corrente de Humboldt.Alguns aspectos da circulação marítima na costa portuguesa

Embora com menor intensidade, o fenómeno de upwelling também acontece na costaportuguesa, durante o verão.O desvio para a direita, devido ao efeito de Coriolis, da corrente originada pela nortada produzuma corrente de Este para Oeste, obrigando à ascensão de águas frias e profundas paracompensar o movimento das águas superficiais para o largo.A figura 14 documenta 3 situações de upwelling na costa ocidental da Península Ibérica e tem ointeresse adicional de permitir detectar a influência dos acidentes costeiros neste fenómeno.Também em Portugal a existência do upwelling tem uma grande importância no rendimento daspescas, nomeadamente na da sardinha (C. S. Reis et. al., 2002).Durante o inverno, a existência de ventos de componente sul pode produzir uma corrente que sedesloca de sul para norte ao longo da costa (fig. 15).A forte descarga de águas dos rios, nomeadamente do Douro, quando em situação de cheia podeprovocar um efeito semelhante ao que se observa na figura 16 (corrente de Davidson):impulsionada pelos ventos de sul e pelo efeito de Coriolis a pluma das águas dos rios pode serarrastada para norte. Pensamos que este efeito poderá estar na origem do aparecimento decadáveres do desastre da ponte de Entre-os-Rios tão longe como a enseada de Cariño, a leste docabo Ortegal.Aula prática:

A abundante documentação encontrada em C. S. Reis et. al., no capítulo intitulado Fisheries dovolume de F. D. Santos, Forbes, e Moita, (2002), permitirá estudar a importância do upwellingna pesca, nomeadamente na da sardinha.Um outro tema muito interessante e actual poderá ser a análise do fenómeno designado por ElNiño. Para essa hipótese existe documentação em Summerhayes e Thorpe (1998) e em diversossites na Internet, entre os quais sugerimos:

http://www.nautigalia.com/elninoylanina/index3.htm


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Este assunto permite compreender um pouco melhor as complexas interacções entre a atmosferae a hidrosfera a nível global, e permite também, lançar uma ponte para a discussão de temascomo as oscilações e mudanças climáticas.A análise levada a cabo por B. Lomborg (2002) poderá ser invocada a este respeito. Com efeito,o fenómeno El Niño não terá existido durante o Holoceno médio (8000-5000 anos BP) quando oclima global e regional era 1-2°C mais quente do que na actualidade.Deste modo, parece que o aquecimento não tem uma correlação imediata com o El Niño e aexistência de fortes “El Niño” não deverá ser invocada como prova de uma aquecimento global.Bibliografia utilizada

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http://www.nautigalia.com/elninoylanina/index3.htm


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Figura: 6: Estrutura dipolar da molécula de água. Ligações iónicas e covalentes


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Figura 7: A penetração da energia solar na água do mar


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Figura 8: Variação da temperatura, salinidade e densidade da água com a latitude e aprofundidade


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Figura 9: Balanço energético de Janeiro e Julho


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Figura 10: Correntes quentes e frias e áreas de upwelling


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Figura 11: Direcção dos ventos versus direcção das correntes marítimas. A espiral deEkman


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Figura 12: A circulação em superfície e em profundidade. Conveyor belt


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Figura 13: Relação entre a direcção dos alíseos e as correntes por eles geradas. Oupwelling.


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Figura 14: Exemplos de situações de upwelling na costa ocidental da Península Ibérica.Adaptado de O. Ribeiro, H. Lautensach e S. Daveau, vol. I, 1987


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Figura 15: Circulação ao longo da costa portuguesa em Agosto, Novembro e Dezembro

Figura 16: Corrente de Davidson ao largo da costa da Califórnia


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Aula 3: Ondas3

Como se deslocam as ondas: características gerais dos processos ondulatórios

O movimento mais evidente da superfície do Oceano é o das ondas.Os fenómenos ondulatórios transmitem energia através da matéria. As partículas materiaisapenas giram ou oscilam para a frente e para trás, ou para cima e para baixo, transmitindoenergia de uma partícula a outra. Efectivamente, quando batemos numa mesa, as ondas sonorasviajam através dela, mas a mesa propriamente dita não se movimenta.Existem 3 tipos fundamentais de movimentos ondulatórios (fig. 17):Nas ondas longitudinais, tal como nas ondas sonoras, as partículas movimentam-se para a frentee para trás na mesma direcção da propagação da energia, tal como uma mola, alternadamentedistendida e comprimida. A energia pode ser transmitida em todos os estados da matéria (sólido,líquido e gasoso) através deste movimento longitudinal das partículas.Nas ondas transversais a energia viaja na perpendicular da direcção de vibração das partículas.Este tipo de movimento transmite-se apenas nos sólidos.As ondas que transmitem energia ao longo da interface entre 2 fluidos de densidades diferentestêm um movimento que combina o das ondas longitudinais e transversais. O caso mais típico é oda interface atmosfera/oceano. As partículas movem-se em trajectórias circulares. Daí o nome deondas orbitais.Características das ondas

Uma onda ideal (fig. 18) apresenta partes altas (cristas ) e baixas (cavas). A diferença de altitudeentre cristas e cavas é a altura da onda (H). A distância horizontal entre 2 pontos homólogosconsecutivos é o comprimento de onda (L). A relação entre comprimento e altura chama-sedeclive da onda (H/L). O tempo que demora a passar uma onda completa é o período (T) daonda. Frequência (f) é o número de cristas que passa num dado ponto num minuto. É igual a60/T.A figura 19 mostra as relações entre comprimento de onda, período e velocidade das ondasquando em águas profundas. Através do gráfico, sabendo um dos elementos característicos daonda é possível saber os outros. Assim, uma onda com um período de 8 segundos terá umcomprimento de onda de 100m e uma frequência de 7,5/minuto. A velocidade será 100X7,5, istoé: 750m por minuto ou 12,5 m por segundo.As órbitas circulares das partículas de água têm um diâmetro igual à altura da onda. Quando umapartícula está na crista da onda, move-se no mesmo sentido da propagação da energia. Quandoestá na cava, move-se no sentido inverso. Os diâmetros das órbitas das partículas diminuem coma profundidade abaixo do nível da água parada (nível médio entre a crista e cava), até que a

3 Convém recordar que as marés também são um fenómeno ondulatório. Por isso, as ondas deverão aparecer noprograma antes das marés, para permitir aos estudantes uma reflexão sobre os movimentos ondulatórios que permitacompreender melhor o fenómeno das marés.


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movimentação das partículas numa onda ideal cessa completamente a uma profundidade igual ametade do comprimento de onda (L/2). No caso da onda marcada a vermelho na figura 19, osmovimentos cessariam a 50m de profundidade.• Ondas de águas profundas. As ondas que ocorrem quando a profundidade é maior quemetade do comprimento de onda chamam-se ondas de águas profundas (fig. 21). Não sãoafectadas pelos fundos oceânicos.• Ondas de águas baixas (shallow water waves). São ondas cuja profundidade é inferior a 1/20do comprimento de onda. No caso da onda da figura 19, isso corresponderia a profundidadesinferiores a 5m. Incluem-se nesta categoria as ondas geradas pelo vento quando se aproximam dalinha de costa (fig. 20), os tsunami e as ondas de maré geradas pela atracção do Sol e da Lua. Asua velocidade aumenta com a profundidade. A movimentação das partículas em águas poucoprofundas é uma órbita elíptica muito achatada que se aproxima da oscilação horizontal (fig. 21).Esse movimento oscilatório pode, por isso, afectar o fundo do mar.• Ondas de transição. As ondas de transição acontecem quando a profundidade é inferior ametade do comprimento de onda mas maior que 1/20 do comp. de onda. No caso da onda dafigura 19, entre 50 e 5 m de profundidade. A sua velocidade é controlada em parte pelocomprimento de onda e em parte pela profundidade.Ondas geradas pelos ventos

Quando o vento sopra, as tensões por ele criadas (fig. 22) deformam a superfície do oceano sob aforma de pequenas ondas com cristas arredondadas e cavas em forma de "V" e comcomprimentos de onda muito curtos, inferiores a 1,74 cm. Chamam-se rídulas (ripples) e a tensãosuperficial da água tem tendência a destruí-las, restaurando a superfície lisa da água (fig. 23,parte esquerda).À medida que estas ondas se desenvolvem, a superfície do mar ganha um aspecto irregular, o quepermite uma maior exposição ao vento e uma maior transferência da energia do vento para aságuas. Quando essa energia aumenta desenvolvem-se ondas de gravidade. Estas têmcomprimentos de onda superiores a 1,74 cm e uma forma sinusoidal (fig. 23, parte média).Umavez que atingem uma maior altura, a gravidade torna-se a principal força de restauração dasuperfície, daí o nome de ondas de gravidade.Se a energia que lhes é fornecida aumentar, a altura da onda aumenta mais do que ocomprimento. Assim, as cristas tornam-se ponteagudas e as cavas arredondadas (fig. 23, direita).A energia do vento faz aumentar a altura, comprimento de onda e velocidade das ondas. Masquando a velocidade das ondas iguala a dos ventos, já não é adicionada mais energia à onda, queatinge então a sua maior dimensão. A zona de origem das ondas (em inglês designa-se como"sea") é caracterizada por uma superfície eriçada por ondas de pequeno comprimento de onda,com ondas movendo-se em várias direcções e com diferentes períodos e comprimentos de onda(fig. 24). Este facto deve-se à acentuada variação da direcção e velocidade do vento.Outros factores que condicionam a energia das ondas são a duração do impulso do vento numadada direcção e fetch (distância em que o vento sopra na mesma direcção).Swell


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Quando as ondas se aproximam das margens oceânicas, onde a velocidade do vento diminui, elaspodem viajar mais depressa que o vento.Nessa altura o declive da onda diminui e elas transformam-se em ondas com longas cristasdesignadas como “swell”. O swell pode deslocar-se ao longo de grandes distâncias sem perdasignificativa de energia. Sistemas de ondulação originados na Antártida foram encontrados aquebrar no Alaska, depois de viajar mais de 10.000 km. As ondas com maior comprimento deonda serão aquelas que viajam mais depressa, porque, em águas profundas, a velocidade éfunção do comprimento de onda (fig. 19).Padrões de Interferência

Porque o swell de diversas tempestades coexiste no oceano, é inevitável que venham a colidir einterferir uns com os outros. Isso cria padrões de interferência. Trata-se da soma algébrica damovimentação que cada uma delas produziria de per si. Quando os sistemas de ondas de 2 áreasde origem colidem, o resultado pode ser construtivo, destrutivo, e mais frequentemente, misto.A interferência construtiva acontece quando ondulações com o mesmo comprimento de onda seencontram em fase, o que significa que as cristas e as cavas coincidem. A onda resultante terá omesmo comprimento de onda e uma altura que será a soma das alturas individuais (fig. 25,esquerda).A interferência destrutiva acontece quando as cristas de um sistema coincidem com as cavas deoutro. Se os sistemas de ondulação têm características semelhantes, a soma algébrica será zero, ea energia de um será cancelada pela do outro.Porém, é mais provável que haja ondas de diversos comprimentos e alturas em cada sistema epor isso, que se desenvolva uma interferência mista. É por isso que, os sistemas de ondulaçãoque chegam à costa geralmente têm padrões irregulares com sequências de ondas altas e baixas(fig. 25, direita).Ondas livres e forçadas

As ondas forçadas são mantidas pelo vento, de tal forma que as suas características estãoadaptadas a ele.Nas ondas livres a movimentação dá-se de acordo com os ventos na área de origem mas nãoexiste uma força que as mantenha em movimento. Mesmo na área de origem, existe uma misturaentre ondas livres e forçadas. Além disso, dado que o vento é variável, há sempre vários sistemasde ondas criados em cada área de origem.Ondas traiçoeiras (Rogue Waves)

Um dos mistérios dos oceanos são as causas das ondas traiçoeiras, ondas maciças que podematingir o equivalente a 10 andares de altura (cerca de 30m!). Resultam de raras coincidênciasnum comportamento normal das ondas. No oceano aberto, uma onda em cada 23 terá mais dodobro da altura média. Uma em 1175 terá uma altura 3 vezes maior e uma em 300,000, quatrovezes maior. As hipóteses de ondas realmente monstruosas são raras (uma em biliões) masacontecem!O total de barcos de vários tamanhos perdidos durante um ano é de cerca de 1000! Muitos deles


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são vítimas destas ondas. Provavelmente elas são devidas a uma interferência construtivaextraordinária. São mais frequentes a sotamar de ilhas ou baixios e onde ondas de tempestadechocam contra fortes correntes marítimas tal como a corrente das Agulhas na costa SE de Áfricaonde as ondas de tempestade deslocando-se para NE chocam com a corrente das Agulhas, vindade NE. Este é provavelmente o sítio da terra onde se regista o maior número de naufrágios.Rebentação (Surf)

Quando a profundidade é inferior a 1/20 do comprimento de onda as ondas começam acomportar-se como ondas de pequena profundidade. A movimentação das partículas é muitoretardada pela acção do fundo e existe um significativo transporte de água em direcção à linha decosta (fig. 20).O fundo marinho, a baixa profundidade, interfere com o movimento das partículas na base daonda, atrasando-a. Por isso, há uma espécie de compressão d as cristas das ondas, o que reduz orespectivo comprimento de onda. Esse facto é compensado por um aumento da altura.As cristas tornam-se estreitas e ponteagudas e as cavas tornam-se curvas largas, tal como nasondas de alta energia do mar aberto. O aumento da altura acompanhado de diminuição docomprimento de onda aumenta o declive da onda (H/L). Quando este atinge 1/7, a onda quebra(fig. 20).A vaga mais vulgar é a vaga por derramamento (spilling breaker, fig. 26). Esta resulta de umdeclive relativamente suave do fundo, que extrai energia mais gradualmente da onda, produzindouma massa turbulenta de ar e água que escorre na frente da onda em vez de encaracolar no topo.Nas vagas em voluta a crista da onda adianta-se muito em relação à sua base e desaba por faltade apoio. Estas vagas em voluta formam-se em praias com um declive moderado (fig. 26).Se o declive da praia e a altura da onda foram muito acentuados, a onda quebra sobre a forma degrandes rolos ou vagalhões (surging breakers, fig. 26). É o que acontece com as vagas detempestade (Moreira, M.ES.A, 1984).Refracção das ondas

As ondas começam a arquear-se e os comprimentos de onda a tornarem-se mais curtos quando ossistemas de ondulação "sentem o fundo" ao aproximar-se da linha de costa.É raro que o ângulo de aproximação à praia seja exactamente 90°. Por isso, alguns sectorescomeçarão a "sentir o fundo" mais cedo e atrasar-se-ão em relação ao resto da onda. Dissoresulta uma curvatura da frente da onda que se designa como refracção da onda (fig. 27-A).Na figura 27-B, vemos como uma topografia de fundo irregular atrasa certas partes da onda quese aproxima da costa.A refracção distribui energia de uma forma desigual na praia. Se construirmos linhasperpendiculares à frente das ondas, e as espaçarmos de modo que a energia nesses sectores sejasempre igual, obtemos linhas ortogonais (fig. 27-B) que nos ajudam a compreender como aenergia das vagas se distribui. As ortogonais convergem nos promontórios e divergem nas baías.Por isso a energia e a erosão será maior nos promontórios e mais dispersa nas baías, onde podeocorrer acumulação de areias. A maior energia nos promontórios é demonstrada pela existência


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de ondas mais altas.Difracção das ondas

A difracção pode definir-se como um encurvar das ondas à volta de objectos. Permite que aondulação penetre nos portos e por detrás de barreiras (fig. 28). A difracção acontece porquequalquer ponto de uma onda pode ser uma fonte a partir da qual a energia se propaga em todas asdirecções.Reflexão das ondas

Nem toda a energia das ondas é consumida quando elas esbarram contra a linha de costa. Umaparede vertical, tal como um molhe, pode reflectir a ondulação de volta para o oceano, compouca perda de energia (fig. 29). A reflexão das ondas nas barreiras costeiras ocorre segundo umângulo igual ao ângulo de incidência.Nas condições de ondas perpendiculares ao obstáculo, a reflexão produz ondas estacionárias (fig.30). Estas resultam de duas ondas do mesmo comprimento que se movimentam em direcçõesopostas. As partículas continuam a mover-se na horizontal e na vertical, mas não existe omovimento circular que se vê numa onda progressiva. Estas ondas são caracterizadas pelaexistência de linhas ao longo das quais não existe movimento vertical (linhas nodais). Nosantinodos há uma alternância entre subidas e descidas e a movimentação é inteiramente vertical.A altura da onda estacionária teoricamente pode atingir o dobro da altura da onda incidente, oque pode traduzir-se em problemas na estabilidade dos navios junto aos cais de acostagem.Storm Surge

Os centros de baixa pressão são acompanhados por um empolamento da superfície da água, queacompanha o movimento da depressão. Quando a tempestade se aproxima da costa a parte desseempolamento onde os ventos se dirigem para o lado da terra (fig. 31) produz uma subida do níveldo mar afectando a linha de costa. As storm surges podem ser altamente destrutivas nas costasbaixas sobretudo se coincidirem com uma maré alta.Tsunami

Os japoneses chamam às grandes ondas destrutivas que ocasionalmente penetram nos seusportos, tsunami, ou "ondas de porto". Trata-se de ondas que têm origem nos sismos, por vezesimpropriamente chamadas "tidal waves," o que, a ser uma designação correcta, implicaria umafalsa relação com as marés.Os tsunami são criados pela movimentação de falhas. Isto origina sismos e também mudançasbruscas no nível da água à superfície do mar. Eventos secundários tais como avalanchessubmarinas produzidas pelo jogo das falhas, ou destacamento de icebergs dos inlandsis e suaqueda no mar também podem originar tsunami (fig. 32).Uma vez que o comprimento de onda dos tsunami excede 200 km trata-se, necessariamente, deondas que se comportam como sendo de águas pouco profundas. Por isso, a sua velocidade ésempre determinada pela profundidade da água.No mar aberto movem-se a velocidades superiores a 700 k/h, com alturas de 0,5m. Por isso,


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passam facilmente desapercebidos. Porém, em águas pouco profundas, tornam-se mais lentos e aágua começa a acumular-se contra a linha de costa, podendo ultrapassar 30m de altura e entrandonos portos com efeitos destruidores.Um tsunami pode ter uma onda única, mas a libertação da energia sísmica geralmente originavárias ondas.O Oceano Pacífico é aquele que é mais sujeito a tsunami, porque se situa numa áreaparticularmente instável (anel de fogo do Pacífico), com sismos violentos frequentes.Em 27 de Agosto de 1883, a ilha volcânica de Krakatoa (hoje Indonésia) explodiu e quasedesapareceu. Originou-se um tsunami com mais de 30m que matou mais de 36000 pessoas. Aenergia desta onda chegou até às Ilhas Britânicas. Nestas circunstâncias os barcos devem fugirdos portos e sair para ao mar alto, ao contrário do que deve fazer aquando dos ciclones.Será referida, também, a importância do tsunami que se seguiu ao sismo de Lisboa de 1755 (fig.33).Aula Prática

Observação da fotos aéreas seleccionadas para identificar padrões de reflexão refracção edifracção das ondas.Pesquisa no site:• http://www.hidrografico.pt/wwwbd/ Instituto hidrográfico: Rumos e períodos de ondulação. Casos de storm surges e suasconsequências no nível atingido pelo mar.Bibliografia

KOMAR, P. D., (1998) - Beach Processes and Sedimentation, Prentice Hall, New Jersey, 543 p.MOREIRA, M. E. S. A., (1984) - Glossário de termos usados em Geomorfologia litoral, Centrode Estudos Geográficos, Linha de acção de Geografia das Regiões Tropicais, relat. nº 15, Lisboa,167 p.THURMAN, H. V., (1997) - Introductory Oceanography, Prentice Hall, New Jersey, 544 p.

Figura 17: Tipos de ondas


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Figura 18: Características essenciais das ondas orbitais

Figura 19: Relações entre o comprimento de onda, o período e a velocidade das ondas


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Figura 20: Modificações sofridas pelas ondas quando se aproximam da linha de costa

Figura 21: Ondas de águas profundas, intermédias e pouco profundas


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Figura 22: A transmissão da energia do vento para as ondas

Figura 23: Ondas de capilaridade e de gravidade


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Figura 24: Área de origem da ondulação e Swell


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Figura 25: Interferência de ondas


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Figura 26: Vagas por derramamento, em voluta e em rolo (surging)

Figura 27-A: A refracção das ondas quando se aproximam da costa


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Figura 27-B: Refracção das ondas

Figura 28: Reflexão das ondas


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Figura 29: Difracção das ondas

Figura 30: Ondas estacionárias


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Figura 31: Storm surge

Figura 32: Processo de criação dos tsunami


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Figura 33: O tsunami que se seguiu ao sismo de Lisboa de 1755


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Aula 4: MarésMecanismos das marés, maré directa e reflexa

No fundo, as marés funcionam como ondas de baixa profundidade, já que apresentamcomprimentos de onda de milhares de kms e alturas que atingem os 15m.As marés terrestres são produzidas pela atracção gravitacional do Sol e da Lua. Como é sabido,segundo a lei de Newton, essa atracção é directamente proporcional às massas e inversamenteproporcional ao quadrado da distância. Porém, no processo gerador de marés, aproporcionalidade refere-se ao cubo da distância (Thurman, 1997).Devido a esse facto e uma vez que a Lua está estar muito mais próxima da terra que o Sol, aforça geradora das marés por parte do Sol é igual a 46% da força da Lua (fig. 34).A Terra e a Lua formam um conjunto que gira em torno do Sol. Nesse movimento de translaçãoo conjunto Terra-Lua é representado pelo centro comum de gravidade, ou baricentro. Este situa-se dentro do manto terrestre, a 4700 km de distância do centro da terra (fig. 35).É este baricentro que descreve uma órbita elíptica em relação ao Sol (fig. 36). Quer a Terra quera lua descrevem órbitas mais complexas e relativamente sinuosas.Todos as partículas pertencentes à Terra descrevem círculos de raios iguais, à volta do baricentro(fig. 37).A força centrípeta requerida por todas as partículas da Terra para as manter em rotação é igualem todos os pontos da Terra. Porém, a força da gravidade exercida pela Lua varia consoante aposição de cada ponto terrestre em relação à Lua (fig. 38). Da subtracção dos vectores da forçacentrípeta e da força gravitacional resulta um outro vector, em azul na fig. 38, que corresponde àforça das marés.Deste modo, as forças de maré tendem a empurrar a água para 2 bojos em lados opostos daTerra, sendo que um deles se posiciona directamente sob a Lua (maré alta directa, fig. 39) e ooutro fica directamente oposto (maré alta reflexa). Porém, de cada vez que a Lua passa pelomeridiano do lugar a preia-mar, só se faz sentir um pouco mais tarde devido ao atrito das massas(água e fundo) e à necessidade de vencer a inércia. Pelo mesmo motivo, numa lua nova ou luacheia a maré de maior amplitude só ocorre algum tempo depois, período que pode ir até 36 horase tem o nome de idade da maré.Além disso, o intervalo de tempo entre duas passagens da Lua pelo mesmo meridiano (dia lunar)não coincide com o dia solar de 24 horas. Isto acontece porque, ao longo de um dia solar a Luagira 12° e 12’no seu movimento de translação, em sentido directo. Por isso, para o observadorvoltar à posição inicial relativamente à Lua, é necessário que a Terra gire mais 12° e 12’, o quecorresponde aproximadamente a 50min (fig. 40).Marés vivas e mortas

Embora a força das marés provocadas pelo Sol corresponda apenas a 46% da das marés lunares,é evidente que a posição dos bojos solares, que teoricamente, circulam pela hidrosferaindependentemente dos bojos lunares, acabam por interferir com as marés lunares, acentuando-as(marés vivas) ou contrariando-as e diminuindo a respectiva amplitude (marés mortas (fig. 42).


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É dessa interferência que resulta a existência de marés desiguais ao longo de um mês lunar (fig.43), sendo que as marés vivas acontecem a cada Lua nova e a cada Lua cheia e as marés mortasacontecem nos quartos crescente e minguante.Outras variações na amplitude das marés. Marés equinociais

Uma vez que as amplitudes da maré são maiores quando a Terra está mais próximo do Sol ou daLua, as variações na distância da Terra a cada um deles acabam por interferir na amplitude dasmarés.A figura 44 mostra como essas distâncias podem variar.Mas existem ainda outros factores a ter em conta. O plano da órbita da Lua faz um ângulo de 5°com o plano da eclíptica. Significa isto que a Lua pode atingir uma declinação máxima de 28,5°para Norte ou Sul do Equador (23,5+5°). Como o plano da órbita da Lua sofre um movimento deprecessão com a duração de 18,6 anos, o resultado acaba por produzir variações complexas, emque, por exemplo, a declinação máxima da Lua pode atingir apenas 18,5° 9,3 anos depois doinício do ciclo (fig. 46). Este ciclo deve ser tido em conta para a avaliação das variações do níveldo mar.À passagem pelo Sol no plano do Equador corresponde uma maior aproximação entre os bojosde maré solares e lunares, o que reforça a amplitude das marés. Assim, as marés vivasequinociais são marés particularmente fortes e este conceito tem consequências práticas, porexemplo na definição de domínio público marítimo, que, segundo a legislação, compreende:“Faixa ao longo de toda a costa marítima cuja largura é limitada pela linha da máxima preia-marde águas vivas equinociais e a batimétrica dos 30m” (Dec-Lei 93/90, de 19 de Março).Considerando o grande número de variáveis a ter em conta, é interessante considerar quais ascondições que produziriam a maior força de maré: a amplitude máxima da maré deverácorresponder a uma situação da Terra em perihélio, com a Lua em perigeu e em sizígia e quandoo Sol e a Lua tiverem declinação zero. Esta situação ocorre apenas de 1600 em 1600 anos e apróxima acontecerá no ano 3300.Marés diurnas, semi-diurnas e mistas

Se a Terra fosse uma esfera coberta por um mar de profundidade uniforme, haveria 2 marés altasde amplitudes diferentes em cada dia lunar, o que significa que teriam um período de 12:25minutos (metade do dia lunar). A maré mais próxima da “ideal” pode, por isso, designar-se comomaré semidiurna.A maré diurna tem apenas uma maré alta e uma maré baixa cada dia. O período é de 24h e50min.As marés mistas correspondem a situações com algumas características de marés semidiurnas eoutras de marés diurnas. Muitas vezes há duas marés altas e duas marés baixas em cada dialunar, mas as duas marés sucessivas têm alturas significativamente diferentes. Estasdesigualdades são maiores quando a Lua está sobre os trópicos (marés tropicais, fig. 47), do quequando a lua está sobre o equador (marés equatoriais).Também pode haver alguns dias ao longo de mês em que as marés têm um período de 24h50min,


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tipicamente diurno (fig. 49).A existência destes dois últimos tipos de marés (diurnas e mistas) explica-se pelo facto de aTerra ter uma superfície muito irregular, com continentes separando oceanos de formasirregulares.A existência de marés diurnas ou semidiurnas tem uma grande importância na definição dotempo de estacionamento do nível do mar nas diferentes altitudes compreendidas entre os níveisdas marés mais baixas e mais altas.Com efeito, no caso das marés semi-diurnas é ao nível das marés altas e baixas médias que otempo de estacionamento é maior (fig. 50). Nas marés de tipo diurno, o mar estaciona maistempo perto do nível médio.A existência de certos fenómenos meteorológicos (ciclones tropicais, depressões subpolaresmuito cavadas) pode provocar, como vimos no capítulo anterior, fenómenos do tipo storm surge.De uma maneira geral, as variações da pressão atmosférica traduzem-se sempre por variações nonível do mar. Essas variações constam das tabelas das marés e destinam-se a corrigir o nívelcalculado para as marés por processos astronómicos. Assim, uma pressão 20cm de mercúrioinferior ou superior à pressão normal de 760mm traduzir-se-á num empolamento ou numadepressão da superfície das águas de 27cm (tabelas das marés, APDL).Estas alterações, amplificadas pelo efeito de subida do nível do mar quando existe um vento quese dirige do mar para a Terra (fig. 31) acabam por interferir com o desenvolvimento das marés(fig. 51). Conhecida a amplitude esperada das mesmas, calculada por processos astronómicos, épossível saber qual a variação que fica a dever-se aos fenómenos meteorológicos.Dinâmica das marés: linhas cotidais e pontos anfidrómicos

Os bojos formados pela atracção da Lua situam-se na respectiva vertical (maré alta directa) e dolado oposto da Terra (maré alta reflexa). À medida que a Terra roda, o referido bojo,correspondente à onda de maré desloca-se também no sentido directo (fig. 52).O facto de os oceanos estarem compartimentados em bacias faz com que a circulação das marésse feche dentro de cada uma dessas bacias e se faça à volta de um ponto central (o pontoanfidrómico), situado aproximadamente no centro de cada bacia oceânica e em cada hemisfério.A maré pode ser vista, assim, como uma onda em que as duas cristas estão separadas por 20.000km (metade do diâmetro do Equador). Trata-se de ondas muito longas. Como vimos no temaanterior, com uma profundidade abaixo de 1/20 do comprimento de onda as ondas comportam-secomo ondas de baixa profundidade, cuja velocidade é determinada pela profundidade4.Como todas as ondas que se aproximam de terra, a onda de maré sofre um aumento de altura àmedida que a profundidade diminui. Pelo contrário, em direcção ao centro da bacia oceânica, aaltura da onda de maré diminui até se anular no ponto central, o chamado ponto anfidrómico,

4 Neste caso, a profundidade limite é de 1000 km, muitíssimo superior à profundidade das bacias oceânicas que sesitua entre 4-5km.


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onde todas as linhas cotidais (linhas que unem os pontos onde a maré alta é simultânea) secruzam (fig. 53).Podem criar-se diversos pontos anfidrómicos, sempre que as bacias oceânicas sofrem uma certacompartimentação, como é o caso do mar do Norte, que funciona como uma bacia independentedo resto do Atlântico Norte (fig. 54).As correntes de maré seguem este padrão rotativo nas bacias oceânicas (fig. 55), mas sãoconvertidas em correntes alternantes nas margens dos continentes. A velocidade máxima destascorrentes acontece aquando da enchente e da vazante, quando o nível da água está entre o nívelda maré alta e da maré baixa.A diminuição de profundidade e o carácter reentrante de algumas baías pode provocar umaamplificação da maré, como no caso da Baía de Fundy, onde a amplitude da maré atinge 17m.Macaréu

O macaréu (fig. 56) é uma onda de maré que força o seu caminho ao longo dos rios. É comumem rios com o Amazonas, onde o fenómeno se designa de Pororoca (que significa grandeestrondo em língua tupi).Ocorre na mudança das fases da Lua (2 dias antes, no dia e 3 após a Lua), principalmente nosequinócios, mais intensamente nos períodos de maré viva. O fenómeno começa quando as águasdas marés vindas do oceano chegam à desembocadura de um rio, formando elevações que podemter até dezenas de metros de comprimento e que se movem rio acima com velocidade de 30 a 50Km/h. O encontro entre as águas provoca ondas que podem alcançar até 5m de altura avançandorio adentro. Este choque das águas tem uma força tão grande que é capaz de derrubar árvores emodificar o leito do rio.Amplitude das marés

A esse respeito os litorais podem classificar-se como micromareais (amplitude máxima inferior a2m); mesomareais (entre 2 e 4m) e macromareais (mais de 4m). As marés na costa portuguesasão do tipo mesomareal, com amplitudes máximas próximas dos 4 m (Agenda das marés,APDL).A figura 57 mostra a relação existente entre a amplitude das marés e os diferentes tipos depaisagens litorais.É curioso verificar que os deltas e as ilhas barreira predominam em ambientes micromareais,enquanto que os estuários em forma de funil e as planícies vasosas (mud flats) predominam nosambientes macromareais.Aula Prática

• Análise das tabelas de marés (APDL; Associação Nacional de Cruzeiros).• Construção de gráficos (fig. 58) e sua interpretação.

Bibliografia utilizada


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APDL - Administração dos Portos do Douro e Leixões, (2002) – Agenda 2002PETHICK, J. - (1984) - An Introduction To Coastal Geomorphology, London, Edward Arnold,260 p.PUGH, D. T. - (1987) - Tides, Surges And Mean Sea Level, John Wiley and Sons, Chichester,472 p.SANTOS, F. D, FORBES, K , MOITA, R. (editores) (2002) – Climate change in Portugal.Scenarios, impacts and adaptation mesures (Siam project), Gradiva, F. C. Gulbenkian, FCT,Lisboa, 454 p.THURMAN, H. V., (1997) - Introductory Oceanography, Prentice Hall, New Jersey, 544 p.Websites

http://www.edinfor.pt/anc/ancfmares.htmlhttp://www.hidrografico.pt/wwwbd/http://www.geog.ouc.bc.ca/physgeog/contents/8r.htmlhttp://www.surfway.com.br/link_interview/interview_pororoca.htm


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Figura 34: Importância relativa das marés geradas pela Lua e pelo Sol


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Figura 35: O sistema de rotação Terra-Lua. O baricentro


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Figura 36. Trajectórias seguidas pela Terra e pela Lua ao longo do ano


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Figura 37: Rotação Terra-Lua: todos os pontos da Terra descrevem trajectórias idênticasem torno do baricentro. A força centrípeta que mantém o sistema em rotação conjunta é

igual em todos os pontos da Terra.


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Figura 38: A existência de forças gravitacionais diferentes consoanter a posição de cadaponto em relação à Lua implica a existência da força de maré


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Figura 39: Maré alta directa e reflexa

Figura 40: Dia Lunar: ao longo de um dia solar a Lua gira 12° e 12’. Por isso, para oobservador voltar à posição inicial relativamente à Lua, é necessário que a Terra gire mais

12° e 12’. Desta forma, o dia lunar tem 24h e 50min.


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Figura 42: Marés vivas e mortas


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Figura 43: Interferência entre as marés lunares e solares


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Figura 44: Variação da distância da Terra ao Sol e da Terra à Lua

Figura 45: Fases da Lua e variação da distância da Lua à Terra e da declinação lunar(Março de 1981)


77

Figura 46: Variação da declinação da Lua: ciclo de 18,6 anos.

Figura 47: Variação na amplitude das marés durante o dia: as marés tropicais


78

Figura 48: Variação da declinação solar ao longo do ano: as marés equinociais


79

Figura 49: tipos de marés. Semidiurnas, mistas e diurnas


80

Figura 50: variações na altura da maré devidas a causas meteorológicas: storm surge de14-16 de Outubro de 1987 na costa portuguesa


81

Figura 51: Permanência do nível do mar a diversas alturas. Caso de marés semidiurnas ediurnas.


82

Figura 52: Propagação da onda de maré


83

Figura 53: Linhas cotidais e pontos anfidrómicos a nível do globo


84

Figura 54: Linhas cotidais no Atlântico


85

Figura 55: A propagação da maré ao longo da costa ocidental da Península Ibérica


86

Figura 56: A penetração da maré ao longo de um estuário (macaréu)


87

Figura 57: Relação entre a o tipo e a frequência de diversos tipos de paisagens costeira e aamplitude das marés

Amplitude das marés para Lisboa (Tejo)Outubro 2000

0,0

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

3,0

3,5

4,0

4,5

1 2 3 4 5 6 7 8 10 1 1 12 13 14 1 5 16 1 7 18 19 20 21 22 23 24 25 26 2 7 28 29 30 31

dias

Alt

ura

(m

)

MarésFonte: Associação Nacional de Cruzeiros, 1999 (http://www.edinfor.pt/anc/ancmar-200010.html)

Figura 58: Gráfico das marés para Lisboa. Outubro de 2000


88

Aula 5: Variações do nível do marOs temas anteriores visaram demonstrar a dinâmica marinha, como um dos elementos dainterface Litosfera-Hidrosfera-Atmosfera, bem como as relações que ela estabelece com osoutros membros desta trilogia (exemplo: as ondas e as correntes e a sua relação com osfenómenos atmosféricos, os tsunami e a sua relação com a litosfera).O estudo rápido da hidrosfera não ficaria completo sem uma focalização nas variações do níveldo mar. Com efeito, o nível do mar é um conceito da maior importância para a evoluçãogeomorfológica dos continentes. Além disso, o nível do mar juntamente com os processos deerosão e/ou fornecimento de sedimentos ao litoral controlam a evolução dos litorais,nomeadamente a situação de avanço ou de recuo da linha de costa (fig. 59).Nível do mar como um conceito relativo

O conceito de nível do mar é (quase) sempre um conceito relativo. A figura 60 representa, nosector da esquerda, os diferentes processos que contribuem para as variações eustáticas, globais,do nível do mar. Do lado direito apresentam-se os processos que jogam do lado dos continentes eque interferem com as variações eustáticas.As variações eustáticas têm um carácter global, enquanto que os movimentos que se verificamno continente são claramente localizados no espaço.Do que fica dito, deduz-se facilmente que a variação do nível do mar é a resultante dastendências eustáticas e das tendências que se verificam do lado do continente. Significa isso queas variações eustáticas podem ser ampliadas ou reduzidas, na sua amplitude, pelos movimentosdo continente.Até há pouco tempo medíamos o nível do mar relativamente a um ponto que supúnhamos fixo. Oproblema é que a pretensa estabilidade dos continentes está cada vez mais posta em causa.Só a partir do momento em que se conseguiu fazer observações a partir do espaço, via satélite(fig. 61) foi possível identificar as deformações na superfície do geóide (fig.62).O geóide pode ser definido como a superfície equipotencial que seria assumida pela superfície domar na ausência de marés, variações de densidade da água, correntes e efeitos atmosféricos.Sabe-se hoje que existe um afastamento do geóide relativamente à superfície ideal do elipsóideque pode atingir cerca de 100m para cima ou para baixo, acabando por conduzir à existência dedeformações na superfície do geóide de cerca de 180m (fig. 62)! De facto, as subidas e descidasda superfície do geóide dependem de fenómenos de convecção verificados ao nível do mantoterrestre (Encyclopaedia Universalis, 1998, p. 263). Este facto é um obstáculo de peso àconstrução de curvas da variação absoluta do nível do mar, válidas para toda a Terra. Com efeito,embora o eustatismo geoidal possa ser um fenómeno relativamente lento, os seus efeitos, acabampor poder ser relevantes em prazos relativamente longos, por exemplo à escala dos 2,5 milhõesde anos admitidos como duração do Quaternário… (J. Riser, 1999).A variação do nível do mar ao longo do Fanerozóico e as lições a extrair dessa variação

Dada a complexidade do tema, em que jogam elementos cuja escala crono-espacial é muitovariável, parece-nos que um enquadramento cronológico, será útil e permitirá aos estudantes


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estruturarem devidamente a sua compreensão do mesmo.A emergência da teoria da tectónica de placas permitiu re-elaborar a hipótese do tectono-eustatismo. Com efeito, os continentes passam por fases alternadas de agregação e de rifting(exemplo: formação da Pangea no final do Paleozóico e sua fragmentação no início doMesozóico).A agregação de continentes diminui, naturalmente, a área de plataforma continental envolvente eacaba por aumentar, deste modo, por aumento da profundidade média, a capacidade das baciasoceânicas. Daqui decorre uma descida do nível do mar.Pelo contrário, a existência de processos de rifting com intumescência térmica e elevação dosfundos oceânicos na área das dorsais acaba por produzir uma diminuição da capacidade dasbacias oceânicas e transgressões generalizadas (A. Hallam, 1992). Trata-se de processos muitolentos. A taxa de variação do nível do mar por causas tectono-eustáticas anda à volta de 1cm porcada 1000 anos. As variações eustáticas devidas a estes fenómenos podem atingir valores entre100 e 300m.As variações glácio-eustáticas são muito mais rápidas (da ordem de 1cm por ano) e atingemvalores da mesma ordem de grandeza.A fusão total dos glaciares da Antárctida e Gronelândia provocaria uma subida do nível do marda ordem dos 65-80m (A. Hallam, 1992). Juntando a esses valores os 120-140 m de variação donível do mar deste o máximo do Würm até à actualidade (J. M. A. Dias et. al., 1997), obtém-seum valor entre 185 e 220m. Porém, não são os glaciares de montanha que podem provocargrandes variações eustáticas, mas as grandes acumulações de gelo do tipo inlandsis. Essesinlandsis demoram muito tempo a formar-se, o que faz com que apenas durante períodoslimitados do Fanerozóico essa causalidade possa ser invocada (fig. 63).Nesta figura verificamos que existem processos de acumulação de gelo no interior doscontinentes, conduzindo à existência de níveis eustáticos baixos (assinalados com I, na figura),nos seguintes períodos:

1. Final do Precâmbrico;2. Transição do Ordovícico para o Silúrico;3. Carbónico e Pérmico;4. Quaternário.

Durante o resto do tempo um estado em que o efeito de estufa predominaria (assinalado com Gna figura), os níveis do mar seriam geralmente altos.Para chegar à curva geral da variação eustática durante o Fanerozóico (fig. 64), é preciso contarcom os efeitos, já referidos, do tectono-eustatismo. É possível, nomeadamente, ligar a fase dedescida eustática do final do Paleozóico-início do Mesozóico com a construção da Pangea.A contínua subida do nível do mar durante o Mesozóico poderá ser explicada, pelo contrário,pela abertura e expansão dos oceanos que teve lugar durante o Mesozóico.As colisões continentais da tectónica alpina poderão explicar a tendência geral para a descida donível do mar que se verifica durante o Cenozóico.


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Como é evidente, até pela análise das 2 curvas constantes da figura 64, existem ainda muitasdúvidas a este respeito, mas há, apesar de tudo, uma certa concordância de conjunto. Tambémnos parece útil salientar que se trata de fenómenos muito complexos dos quais escolhemos ascausalidades mais óbvias para ilustrar a interferência entre diferentes tipos de fenómenos, a umaescala temporal da ordem das centenas de milhões de anos. Esta abordagem permite, ainda,recordar elementos aprendidos durante disciplinas anteriores (Geografia Física de Portugal),estruturando-os numa visão mais vasta e abrangente e facilitando a respectiva assimilação.Variações do nível do mar durante o final do Cenozóico: a influência do diastrofismo

Durante o Neogénico verificou-se uma tendência geral para um progressivo arrefecimento (fig.65). Essa tendência acentua-se durante o Quaternário, com fortes variações climáticas(glaciações e períodos interglaciares, fig. 66) que se traduzem em importantes variações do níveldo mar5.Devido à retenção de gelo no interior dos continentes, durante a última glaciação, o nível do marterá descido entre 120-140 m relativamente ao nível actual, o que se traduziu numa modificaçãoimportante da linha de costa, sobretudo em locais onde a plataforma litoral é extensa e compouco declive na parte próxima dos continentes (mar do Norte, fig. 67) e num recuo da linha decosta de 30-40km ao largo do Porto (J. M. A. Dias, 1997, fig. 68).A fig. 69 representa uma proposta sobre a variação do nível do mar a partir de 20.000 BP. Umdos aspectos mais interessantes diz respeito à inversão da tendência para uma subida rápida donível do mar que se verifica de 11.000 a 10.000 BP: durante esse período, que corresponde a umaimportante fase de arrefecimento (Dryas recente) verifica-se uma descida do nível do mar queatinge perto de 20m. A subida é retomada por volta de 10.000 BP e prolonga-se até cerca de5.000BP, quando o mar atinge, aproximadamente, o nível actual.A transgressão flandriana tem uma importância muito grande na configuração actual dos nossoslitorais. Devido a esta transgressão, quase todos os litorais do globo correspondem a costas desubmersão. Exceptuam-se aquelas que foram directamente submetidas às glaciações e que,sujeitas à sobrecarga dos grandes inlandsis sofreram um processo de afundamento durante aglaciação (glacio-isostasia), do qual ainda estão a recuperar actualmente. A recuperaçãoisostática permite-lhes subir na crusta a uma velocidade que pode atingir 1m por século emcertos locais da Escandinávia.A situação das áreas envolventes dos inlandsis corresponde a uma situação oposta: aquando daglaciação, o afundamento da crusta sob o peso dos inlandis vai deslocar material infracrustal quese desloca para a periferia dos inlandsis onde vai ascender provocando, nessas áreas, a existênciade um rebordo soerguido (forebulge, fig. 70).A recuperação isostática das áreas anteriormente glaciadas vai fazer-se à custa da migração dessematerial infracrustal. Por isso, na área do forebulge vai haver uma tendência à subsidência que 5 Os terraços resultantes dessas variações do nível do mar e da sua interferência com fenómenos diastróficos serãoobjecto de um maior desenvolvimento quando nos referirmos à evolução da plataforma litoral da região do Portodurante o final do Cenozóico.


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vai acentuar a submersão provocada pela subida eustática. Essa tendência é responsável por umaparte da subida relativa do nível do mar que se verifica nas áreas em questão (fig. 71), o quepoderá exagerar os dados relativos à variação do nível do mar acrescentando aos valorespuramente eustáticos, uma componente de subsidência (Pirazzoli, citado por R. Paskoff 2001, p.25).A uma escala maior, à volta da ilhas Britânicas, as taxas de variação relativa do nível do mar,(fig. 72) mostram mudanças importantes entre locais bastante próximos, o que significa queexistem, decerto, circunstâncias locais (possivelmente sediadas no continente) que interferemcom a variação puramente eustática.A representação (fig. 73) das tendências da variação do nível do mar nas estações maregráficasda Península Ibérica incluídas na base de dados do PSMSL (Permanent Service for Mean SeaLevel) , ilustra:

1. Uma grande variação no comprimento das séries (os quadradinhos cor de rosa mostram onúmero de anos que foram considerados para definir essa tendência). É evidente que osdados só podem ser comparados, em rigor, se disserem respeito exactamente ao mesmoperíodo. Infelizmente, não é esse o caso.

2. Uma grande variabilidade de tendências, que se acentua na fachada norte (proximidadedos Pirinéus e dos Cantábricos) e na fachada SE (proximidade da Cordilheira Bética). Acoincidência entre as maiores irregularidades e a situação junto de faixas tectonicamenteactivas não deixa lugar para grandes dúvidas: as principais diferenças na variação donível do mar ficam a dever-se aos diferentes comportamentos tectónicos dos sectores emcausa.

Um fenómeno que ainda não foi referido é a hidro-isostasia. Para o ilustrar podemos recorrer àfig. 74. Nesta figura verificamos que existe uma tendência para um fenómeno de subsidência queafecta sobretudo as áreas submersas e que vai diminuindo à medida que nos aproximamos docontinente. O traçado das curvas e o seu paralelismo relativamente ao litoral sugere que se tratade um fenómeno relacionado com o aumento da coluna de água que exerce pressão sobre osfundos oceânicos que se verificou devido à transgressão flandriana. Esse aumento de pressãocontribuiu para um afundamento das ditas bacias, levando a uma deslocação de matériainfracrustal para a área situada sob os continentes, que sofrem, assim, uma subida relativa (R.Paskoff, 2001, p. 15).A tendência para a erosão dos continentes e para a sedimentação nos fundos oceânicos temconsequências análogas: um afundamento das bacias oceânicas e um levantamento noscontinentes (isostasia devida à erosão, fig. 60).As áreas claramente subsidentes a nível do globo, onde a subida do nível do mar ultrapassa os2mm/ano correspondem a sectores tectonicamente deprimidos (fig. 75) que muitas vezes“atraem” cursos de água importantes que aí desaguam, construindo deltas. Ora, a acumulação desedimentos que ocorre nestas áreas produz fenómenos de subsidência por isostasia que tendem aperpetuar a acumulação deltaica, que pode, assim, atingir vários milhares de metros. Porém, sepor qualquer motivo a sedimentação deixar de compensar a subsidência (o que pode acontecerdevido à construção de barragens, por exemplo), a subida do nível do mar pode provocarinvasões marinha importantes. É o caso, por exemplo do delta do Nilo depois da construção da


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barragem de Assuão (R. Paskoff, 2001).A fig. 76 representa as curvas da variação relativa do nível do mar em diversas estaçõesmaregráficas. Com excepção de Estocolmo, onde joga o processo de recuperação isostáticaacima referido, todas as outras apresentam em maior ou menor grau, uma tendência para asubida.Esse fenómeno também é visível no mapa da Figura 77. Trata-se de um mapa obtido poraltimetria espacial (fig. 61) e pretende mostrar a taxa de variação do nível do mar em mm/ano.Uma vez que a maior parte das áreas estão representadas a cores quentes, isso significa que háum predomínio de sectores onde se verifica uma subida do nível do mar. Como explicar essasubida do nível do mar, que é independente das movimentações do continente de que falámosatrás?A influência das variações climáticas: a pequena idade do gelo e o aquecimento que se lheseguiu

Com vimos, um período de arrefecimento (exemplo: Dryas recente) pode traduzir-se emvariações importantes do nível do mar. Porém, mesmo variações climáticas muito maisatenuadas têm reflexos nas curvas eustáticas (fig. 78). Esta figura representa a variação eustáticade 1700 a 1970.O período anterior a 1825 corresponde à pequena idade do gelo que terá produzido uma certadescida do nível do mar.O período posterior a 1825 apresenta uma subida do nível do mar de cerca de 12 cm em cerca de150 anos.A variação eustática representada na figura acontece essencialmente por duas ordens de razões:

1. Um aquecimento global do clima traduz-se quase sempre numa diminuição da quantidadede água retida nos continentes sob a forma de gelo, fazendo aumentar a quantidadeexistente nos oceanos.

2. Além disso, um aquecimento produzirá uma expansão da água dos oceanos por puroefeito térmico (termo-eustatismo, cf. fig. 60). Segundo R. Paskoff (2001) a expansãotérmica da água do mar será responsável de 0,3 a 0,7mm de subida do nível eustático.

O quadro da figura 79 representa, na coluna B, as tendências de variação do nível relativo do mara partir do registo de marégrafos com séries de mais de 70 anos. A esses valores devemosacrescentar o valor da subsidência ligada à isostasia pós-glaciar, para obter os valores da subidaeustática. Fazendo um agrupamento das estações próximas (por exemplo, Lagos e Cascais), amédia dá valores da ordem de 1,92mm/ano.Esta subida, só por si, embora possa produzir um recuo na linha de costa em média 100 vezessuperior, portanto da ordem de 19cm /ano (R. Paskoff, 1984), não é o fenómeno mais importantepara a erosão costeira, pensando-se que a variação do nível do mar contribuiu apenas com 10%para a produção desse recuo (J.M. A. Dias et al. 1997).Porém, quando a esta subida se associa uma subsidência do continente (deltas, periferia das áreasglaciadas e sectores onde a exploração de lençóis freáticos ou de petróleo provoca um


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abatimento dos terrenos) podem desencadear-se invasões marinhas importantes.A recente subida do nível do mar e as projecções para o futuro

Nos últimos tempos tem-se instalado, primeiro na comunidade científica e depois na opiniãopública, um certo alarmismo relativamente às previsões de subida do nível do mar. Essealarmismo foi despoletado, a nosso ver, pelas previsões contidas no relatório do IPCC(Intergovernmental Panel for Climate Change) de 1991 (fig. 80).O relatório de 2001 (fig. 81), embora acabe por ter uma configuração semelhante, apresenta umamaior complexidade, o que demonstra que muitas mais variáveis foram tomadas em linha deconta. Verifica-se que as estimativas médias, onde se encontram a maior parte dos cenáriostraçados apresentam uma proposta de subida do nível do mar, no ano de 2100 relativamente aoano 2000, de cerca de 35cm. Ora, esse valor é idêntico à estimativa mais baixa apresentada 10anos antes. É no mesmo sentido que vão as afirmações do “Summary for police makers”(http://www.ipcc.ch/pub/spm22-01.pdf):“Furthermore, it is very likely that the 20th century warming has contributed significantly to theobserved sea level rise, through thermal expansion of sea water and widespread loss of land ice.Within present uncertainties, observations and models are both consistent with a lack ofsignificant acceleration of sea level rise during the 20th century”.É no mesmo sentido que vão as previsões da maior parte dos especialistas. Com efeito, na figura82 verifica-se que as primeiras projecções sobre a variação do nível do mar, em 1983, admitiamvalores máximos de 3,5m de subida no final do século XXI. Em 2001, a previsão máxima doIPCC é de cerca de 75 cm (fig. 81). E quanto à previsão mínima admite-se que ela possa ser deapenas 10cm (o que, curiosamente, se assemelha à variação da curva de Mörner de 1973 – fig.75).Prática

Variações do nível do mar segundo o PSMSL – obtenção e manuseamento das bases de dados esua transformação em folhas de cálculo (Excel). Construção de curvas da variação do nível domar para diversos locais do mundo em diferentes contextos tectónicos (fig. 83). Definição dasrespectivas tendências e comparação das diferentes curvas.Bibliografia

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Figura 59: O papel das variações relativas do nível do mar no avanço ou recuo da linha decosta

Figura 60: Os factores em jogo nas variações relativas do nível do mar


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Figura 61: Processo de determinação do nível do mar a partir da altimetria espacial


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Figura 62: Deformações da superfície do geóide

Figura 63: As grandes fases na evolução do nível do mar durante o Fanerozóico e a suarelação com o efeito de estufa (G. de Greenhouse) e com as fases de glaciação (I de Ice)


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Figura 64: Duas curvas eustáticas para o Fanerozóico


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Figura 65: Variação climática no final do Cenozóico (extraído de Andersen e Borns, 1994)


100

Figura 66: Variação climática e do nível do mar durante o Quaternário (fig. extraída dosite http://www.soest.hawaii.edu/coasts/csrg1.html)


101

Figura 67: Configuração da linha de costa e rede de drenagem na área das Ilhas Britânicase do mar do Norte


102

Figura 68: Variações da linha de costa de Portugal a partir de 18.000BP


103

Figura 69: Proposta de variação do nível médio do mar na margem continental portuguesadesde o último máximo glaciário

Figura 70: O rebordo do inlandsis e o seu colapso no período pós-glaciar


104

Figura 71: Taxa das variações relativas do nível do mar nas áreas glaciadas e na suaperiferia


105

Figura 72: Recentes variações do nível do mar à volta da ilhas Britânicas. É de notar aexistência de variações importantes na taxa de variação mesmo em locais bastante

próximos.


106

Figura 73: Tendências da variação relativa do nível do mar verificadas nas estaçõesmaregráficas da Península Ibérica


107

Figura 74: Subsidência versus levantamento devidos a fenómenos de hidro-isostasia


108

Figura 75: Localização dos litorais subsidentes a nível do Globo


109

Figura 76: Variações recentes do nível médio relativo do mar em 6 estaçõesmaregráficas


110

Figura 77: Taxa de variação do nível do mar no período de Janeiro de 1993 a Dezembro de2000


111

Figura 78: Variação do nível do mar de 1700 até 1970


112

Figura 79: Tendências no comportamento do nível relativo do mar em diferentes locais domundo, com base em séries maregráficas com mais de 70 anos.


113

Figura 80: As projecções do IPCC: relatório de 1991 (extraído de E. Bird, 1993)

Figura 81: As projecções do IPCC (relatório de 2001:Extraído de: http://www.ipcc.ch/pub/spm22-01.pdf


114

Fig. 82: As taxas de variação do nível do mar, respectivos intervalos e sua variação notempo


115

6600

6700

6800

6900

7000

7100

7200

7300

1882 1902 1922 1942 1962 1982

Cascais

Fonte: Permanent Service for Mean Sea Level (PSMSL)

Figura 83: A curva do marégrafo de Cascais


116

Aula 6: Costas rochosasIntrodução: definição de costas rochosas

Ao contrário da vasta bibliografia existente para os litorais arenosos, a bibliografia para oslitorais rochosos é relativamente escassa e baseia-se muito nos textos de Sunamura e também nosde Trenhaile. Isto acontece, a nosso ver, porque, num meio tão dinâmico como é a interface entreo mar e o continente, uma evolução rápida e espectacular parece ser mais atractiva do que umaevolução relativamente lenta, e onde os métodos de investigação têm que ser obrigatoriamenteadequados a essa relativa lentidão de processos.Antes do mais é importante definir o que se entende por costa rochosa e apresentar alguns dosrespectivos elementos morfológicos (fig. 84). Segundo Sunamura (1992), costa rochosa é umacosta em arriba, composta por material consolidado, independentemente da sua resistência. Nomesmo texto, Sunamura propõe-se estudar costas compostas por materiais que vão desde ogranito ou basalto até materiais pouco coerentes como os depósitos glaciares.Factores a considerar na evolução das costas rochosas

Os factores a considerar na evolução das costas rochosas são, basicamente, a energia das ondas eo tipo de rocha. Porém, a energia da ondulação depende da quantidade de sedimentos que sesobrepõem ao substrato rochoso. Essa quantidade depende do balanço sedimentar de cada troçocosteiro que depende, por sua vez (fig. 85):• do fornecimento de sedimentos de e para a plataforma continental;• da deriva litoral;• dos sedimentos trazidos pelos rios;• dos materiais resultantes da erosão das arribas.Os sedimentos existentes sobre o substrato rochoso, por um lado contribuem para o seu desgaste,funcionando como abrasivos, mas, por outro, podem protegê-lo da acção das ondas. Porémquando a cobertura sedimentar é suficientemente espessa para impedir que a acção das ondasactue sobre o bedrock, estamos já na presença de uma praia.Tipos de ondas na base das arribas e sua dinâmica

Há 3 tipos de ondas que podem ocorrer na base de uma arriba quando a onda incideparalelamente à linha de costa (fig. 86): ondas estacionárias, ondas a quebrar e ondas jáquebradas.A respectiva ocorrência depende da relação entre a profundidade na base da arriba e aprofundidade a que as ondas quebram. Se a profundidade na base da arriba for superior àprofundidade a que um tipo específico de onda pode quebrar6, formam-se ondas estacionárias.Se a profundidade for idêntica a esse valor, a onda rebenta sobre a arriba. Se a profundidade for

6 O que acontece quando o declive da onda, que corresponde à altura/comprimento de onda, é superior a 1/7(Thurman, 1997).


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inferior, a onda rebenta mais para o largo e já chega rebentada à base da arriba (fig. 86).Uma vez que o declive da onda é muito condicionado pelo atrito com o fundo, a ocorrência decada uma destas hipóteses depende basicamente do declive deste e das características daondulação. Isto significa que, num sector costeiro determinado, quando as ondas são de pequenaaltura podem originar ondas estacionárias. A variação da pressão que estas exercem com o tempoé relativamente pequena (fig. 87, a), mas pode ir-se acentuando à medida que a onda se tornamais alta, tornando-se cada vez mais dissimétrica até que o rebentar da onda origina um grandepico de pressão, praticamente instantâneo (fig. 87, b). Se tiverem mais do que essa altura crítica,as ondas chegam à base da arriba já quebradas e, embora a sua passagem corresponda a umaumento grande de pressão estamos muito longe do pico que acontece no caso anterior (fig. 87,c).O problema da pressão dinâmica sobre as arribas produzida pelo quebrar das ondas é analisadona figura 88: verifica-se que não há acordo entre os diferentes investigadores e que,provavelmente, o máximo de pressão deverá situar-se ao nível da água parada (still water level,swl), ou um pouco acima desse nível.A resistência das rochas: alguns apontamentos sobre a meteorização em ambiente litoral

Para além da resistência mecânica dos minerais componentes e da susceptibilidade à alteraçãoquímica (dependentes, essencialmente da composição das rochas), a existência de fracturas edescontinuidades de diversos tipos tem um papel primordial na definição da capacidade que umadeterminada rocha tem de resistir às pressões mecânicas do tipo daquelas a que estão sujeitas asrochas batidas pelas ondas.Um outro factor é a “fadiga” que as rochas adquirem justamente devido a compressões cíclicasdo tipo das que ocorrem com o quebrar das ondas. Essa fadiga induz uma microfracturação quediminui a resistência da rocha, cujas depressões e reentrâncias poderão vir a ser alargadas edepois exploradas por acção das ondas, de molde a facultar o arranque de pedaços de rocha.Como pode ver-se na figura 89, o aumento do número de ciclos de pressão diminui a resistênciaà fadiga das rochas. O mesmo acontece com a saturação da rocha: a existência de água diminuifortemente o limite de fadiga das rochas.Na figura 90 pode ver-se que o aumento de profundidade produz uma significativa diminuição daporosidade numa rocha granítica e um correlativo aumento da resistência. A porosidade da rochapróximo da superfície deve-se, essencialmente, à meteorização química a que as rochas ricas emfeldspato estão especialmente sujeitas.A água do mar próxima da superfície está geralmente saturada de carbonatos. Porém, durante anoite, alguns organismos produzem CO2 e, por isso, a água torna-se, de novo, capaz de dissolvero carbonato de cálcio.A crioclastia, a haloclastia e a hidroclastia podem ser particularmente activas em meio litoral.Por outro lado, os fenómenos de descompressão são responsáveis pela abertura de fracturasparalelas à superfície topográfica, que são muito importantes em rochas graníticas.Também os seres vivos são responsáveis por fenómenos de bio-corrosão e têm um papel muitoactivo no alargamento das fracturas nas faixas litorais.


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Processos de erosão nas arribas

Quando as ondas escavam a base da arriba esta torna-se instável devido ao aumento de declive eà instabilidade provocada pelo sub-escavamento (fig. 91). Essa instabilidade induz movimentosde massa de diversos tipos (queda de blocos, deslizamentos e fluxos de detritos). A forma e aintensidade desses movimentos depende muito do tipo de rocha e da respectiva estrutura, bemcomo do clima que pode facilitar ou não certos tipos de meteorização (química nos climastropicais, mecânica nos climas frios e áridos).Os movimentos de massa espalham detritos na base da arriba, o que significa que a erosão nãopode continuar enquanto eles não tiverem sido transformados em materiais transportáveis pelasondas e correntes litorais.Quando as ondas batem na face da arriba, há uma força compressiva que actuaperpendicularmente à arriba. Se a arriba tem fracturas, o ar situado nos interstícios éviolentamente comprimido. Quando a onda recua, dá-se um processo de descompressão. Destaforma os interstícios da rocha são alargados e a rocha vai-se fragmentando por um processo dearranque (“quarrying”, Sunamura, 1992). A descompressão que ocorre no refluxo da onda ajudaainda a transportar os materiais desagregados.As ondas, armadas com os detritos arrancados à arriba vêem a sua força aumentada. Deste modo,os choques destes materiais com as rochas vão contribuir para o arranque de partículas dediversos tamanhos. Este processo acaba por produzir um polimento característico na superfíciedas rochas.A força de ataque da onda ocorre quase instantaneamente , mas, ao contrário de forças actuantesnoutros ambientes, sofre mudanças cíclicas de acordo com a amplitude das marés.É difícil quantificar os resultados da acção das ondas sobre rochas com descontinuidades(devidas à estratificação, xistosidade ou tectónica) e ainda menos determinar de formaquantitativa a importância do tipo e grau de meteorização das rochas na definição da velocidadede recuo das arribas. É de esperar, todavia, que um ataque cíclico, como aquele a que sãosubmetidas as rochas no ambiente costeiro, intensifique a fadiga das rochas e diminua a suaresistência.O uso de modelos de laboratório esbarra com algumas dificuldades. Não é fácil criar um produtoque, em ambiente de laboratório, tenha um comportamento semelhante ao das rochas numambiente natural. Todavia, o uso de areia cimentada tem dado bons resultados. Mais difícil aindaé modelizar as descontinuidades existentes nas rochas.Na figura 92 é possível ver o resultado duma modelização feita com ondas já quebradas: quandose atinge um certo limiar (20 horas de experiência), as areias resultantes da desagregação docimento na área do entalhe produzido pelas ondas (no nível da água parada: still water level)aumentam a velocidade de escavamento. Porém, a partir das 30 horas essa velocidade estabiliza-se porque a referida acumulação de areias dissipa a energia das ondas (fig. 93). Com efeito, emarribas compostas por sedimentos terciários na Califórnia verificou-se que o recuo das arribas setornou mais lento à medida que a praia se ia alargando. Com 20m de largura de praia, o recuodas arribas era já muito lento e cessava completamente quando a praia atingia 60 m de largura(Sunamura, 1992).


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Mesmo em plataformas de erosão marinha cobertas normalmente por praias, se uma tempestadearrastar as areias, as ondas podem atingir a arriba que se torna temporariamente activa e podesofrer um recuo apreciável, desde que seja constituída por rocha pouco resistente.De um modo geral, é nas grandes tempestades, quando as ondas têm uma maior energia e o níveldo mar está sobrelevado devido a storm surges, que se verificam maiores recuos das arribas. Ora,justamente nessa altura, é difícil fazer observações directas. Por isso, muitas vezes, a velocidadede recuo das arribas estuda-se através de fotografias aéreas ou até, com base em grafitti datados.Os movimentos de nas arribas podem ser de diversos tipos, como pode ver-se na figura 94.Podem ir desde a simples queda de blocos (94-a), ao seu basculamento com queda posterior (94-b). Os deslizamentos (94-c) podem ser de tipo planar ou rotacional. Em rochas apropriadaspodemos encontrar fluxos de detritos (94-d).Erosão submarina do bedrock

A erosão nas costas rochosas não se processa só na base das arribas, mas também ao longo dofundo marinho que se desenvolve a partir da base da arriba. Neste domínio a informaçãoexistente é muito menos abundante do que a que respeita à erosão na base das arribas. Esse factofica a dever-se à dificuldade de avaliação devida à lentidão do processo e ao facto destasplataformas estarem total ou parcialmente submersas.A força de ataque das ondas aumenta quando existem sedimentos mobilizáveis em contacto coma plataforma. Quando a cobertura se torna demasiado espessa essa força deixa, como é óbvio, deexercer-se. A resistência da rocha é um factor da maior importância, que depende tanto darespectiva composição como das descontinuidades que a afectam.A erosão vertical das plataformas é muito mais lenta que o processo de escavamento dosentalhes7 da base das arribas. A respectiva relação varia entre 2-5% (Sunamura, 1992).Além disso, o escavamento das plataformas, fazendo aumentar a sua profundidade acaba porreduzir a intensidade das forças que actuam sobre os fundos. Trata-se, por isso, de um processoque se auto-limita e que se torna mais lento com o tempo, desde que o nível do mar não sofraoscilações.É pertinente, por isso, definir qual o nível de base da rebentação (=surf base, Sunamura 1992)que corresponde à profundidade a que as ondas quebram em situação de tempestade. Essaprofundidade anda à volta de 10m em costas abertas.Plataformas de erosão marinha

Os nomes atribuídos a estas plataformas são muito variados, sobretudo em língua inglesa(Sunamura, 1992, p. 139). Todavia, uma das designações que é mais utilizada é a de plataformade abrasão marinha que dá conta de um dos processos actuantes na sua elaboração. Porém, dadoque o afeiçoamento destas plataformas não se deve só a este processo, parece-nos melhor adesignação de “plataforma de erosão marinha” (Tricart, 1977).

7 Temos vindo a utilizar a expressão “entalhe basal” que preferimos à palavra “sapa” (Moreira, 1984) como traduçãopara encoche e notch.


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A cota destas plataformas pode ser muito interessante para a identificação de movimentostectónicos… mas antes de nos lançarmos nessa via é necessário compreender o mecanismos dasua formação.Na figura 95 podemos ver os resultados de experiências com modelos reduzidos levadas a cabopor Sunamura, das quais se podem extrair algumas conclusões:• A cota das plataformas talhadas em rochas resistentes é superior à das plataformas talhadas

em rocha branda.• As plataformas criadas por ondas quebradas evoluem mais lentamente do que as criadas por

ondas a quebrar. As ondas a quebrar são capazes de rebaixar mais facilmente a superfície emque actuam e produzem, por isso, plataformas mais baixas. Como é evidente, se aprofundidade existente for inferior à profundidade a que as ondas de tempestade quebram,dentro das referidas ondas, só as já quebradas poderão embater na arriba.

• Dado o ponto anterior, torna-se evidente que a amplitude das marés vai, também, interferirno resultado final.

Na figura 96 é possível observar os três tipos fundamentais de morfologia nas costas rochosas:plataforma descendo para o mar, plataforma horizontal e arriba mergulhante.Dado que é usada correntemente, utilizaremos também a designação de plataformas do tipo Apara as plataformas com declive em direcção ao mar e do tipo B para aquelas que sãoaproximadamente horizontais (Sunamura, 1992). Dentro de cada um destes grandes tipos podehaver muitas variedades (Sunamura, 1992) dependentes de:• tipo de rocha e respectiva estrutura,• condições de meteorização o e clima,• marés,• exposição à ondulação,• herança de pequenas variações do nível do mar.As arribas mergulhantes podem corresponder a antigas arribas submersas por movimentostectónicos ou por subida do nível do mar. Também pode tratar-se de escarpas de falha oucorresponderem a uma actividade vulcânica recente. As margens dos fiordes também funcionamcomo arribas mergulhantes. De um modo geral estas arribas mergulhantes recuam muito pouco,porque os fundos marinhos, nas suas proximidades, se situam abaixo do nível de base darebentação (fig. 99). Com efeito, as ondas só afectam o fundo se este estiver acima deste nível ese puderem arrancar alguns sedimentos do mesmo fundo.Doutra forma, a reflexão das ondas provocada pelas arribas mergulhantes pode produzir ondasestacionárias com pouco efeito erosivo (fig. 86).Parece haver também a tendência para estas arribas mergulhantes ocorrerem em rochas bastanteresistentes.A principal diferença entre as plataformas de tipo A e B é a existência de um degrau abruptoseparando a área aplanada das zonas mais profundas (fig. 96).Quanto à cota de início das plataformas de tipo A, Sunamura parece inclinar-se para a ocorrênciaa uma cota próxima do nível médio das marés altas, mas insiste na existência uma certavariabilidade espacial.


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C. Andrade (2002), num estudo sobre as plataformas de erosão marinha na costa portuguesaapresenta perfis (fig. 97) com 2 sectores: um sector de declive mais baixo situado abaixo do nívelmédio do mar (1). Acima do nível médio desenvolve-se uma rampa (2), com um declive maiselevado que termina no nível das marés mais altas.Este modelo parece-nos adequado ao que temos observado na linha de costa entre Vila do Condee Espinho (fig. 98), onde as plataformas encontradas parecem corresponder ao tipo A.Segundo Sunamura (1992) a existência de um degrau nas plataformas de tipo B significa,basicamente, que a força das ondas não é suficiente para vencer a resistência da rocha, embora sedeva dizer que as opiniões dos investigadores variam bastante quanto às causas de ocorrência deum ou outro tipo de plataformas e que as plataformas do tipo B parecem ser particularmenteenigmáticas. Segundo Sunamura, estas plataformas acontecem porque, durante a transgressãoflandriana, o degrau que limita as plataformas sofreu uma submersão rápida que o transformounuma arriba mergulhante. Porém, a complexidade da evolução do nível do mar durante oHolocénico e a possível interferência com movimentos tectónicos e com ajustamentos isostáticosintroduz muitas incertezas nesta explicação.Nas áreas relativamente estáveis, as plataformas formadas pelo estacionamento do mar nomáximo holocénico foram sofrendo algumas modificações devido às acções posteriores quesofreram. As medidas por MEM (micro elevation meter, fig. 100) dão valores aparentementebaixos, mas ainda assim, significativos (0,2-0,7mm/ano em grauvaques, na costa SE daAustrália).Dado que estes processos podem ter funcionado durante cerca de 6000 anos, podemos ter comovalor mínimo 1,2 metros e como máximo 4,2, o que está longe de ser negligenciável!Algumas formas de erosão características

Embora sejam formas muito interessantes e às vezes espectaculares, os entalhes basais em rochanão calcária têm sido pouco estudados. A figura 95 representa entalhes associados a plataformasdo tipo A [a), b), c) e a arribas mergulhantes, d)]. O papel da abrasão é óbvio até pelo facto de asrochas aparecerem polidas (fig. 101). A figura 99 mostra claramente que a cota a que eles sãomais profundos varia mesmo em condições experimentais, aparecendo quer ligeiramente acimado nível da água parada, quer ligeiramente abaixo. A existência de marés introduz novascomplicações na definição da altura a que os entalhes se desenvolvem.Há um certo predomínio de entalhes ao nível médio, mas podem aparecer até cerca de 1m acimae até, nas áreas abrigadas, o máximo escavamento acontece perto do nível das marés baixas.Na área que estudámos, os entalhes aparecem frequentemente ligados à existência de fracturasque são aproveitadas pela erosão marinha. Muitas vezes essas fracturas são oblíquas em relação àlinha de costa e forma-se uma espécie de corredor de erosão, ao longo do qual se desenvolve umentalhe contínuo cuja cota vai subindo desde o limite exterior, do lado do mar, até ao limiteinterior, acompanhando a cota da plataforma de erosão marinha que se desenvolve na sua base(figs. 103 e 104)Sempre que a rocha é passível de dissolução, o desenvolvimento dos entalhes torna-se maisevidente e encontram-se, em ambientes tropicais, formas espectaculares (fig. 105). Nessas


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condições também se podem encontrar interessantes formas de pormenor (vasques, tafoni),diversificadas consoante o tipo de rocha em presença.As grutas correspondem a aberturas nas arribas em que em que a profundidade é maior que aabertura. Aparecem em rochas relativamente resistentes explorando as descontinuidades nelasexistentes (fig. 106). Devido à existência da própria cavidade, os fenómenos de compressão edescompressão actuam nas grutas de forma particularmente forte, o que contribui para a suaevolução e manutenção.Quando as ondas, atacando ambos os lados de um promontório, conseguem perfurá-lo, podeformar-se um arco (fig. 107). Os arcos são formas relativamente efémeras. Quando a partesuperior colapsa o arco desaparece e passamos a ter um”sea stack” (pináculo, penhasco). Porém,nem todos os pináculos resultam da destruição de arcos: diques de rochas resistentes intruídosem materiais mais brandos podem resultar em formas deste tipo (fig. 110).A submersão de áreas previamente carsificadas pode originar formas como os arcos da Ponta daPiedade (Lagos, fig. 109).As marmitas têm uma forma cilíndrica e são escavadas por acção de materiais abrasivos dediversos tamanhos. Têm uma secção predominantemente circular . Geralmente são mais largasdo que fundas. A existência de depressões prévias, por vezes ligadas à passagem ou cruzamentode diaclases (fig. 111) poderá permitir uma acumulação de materiais e o seu turbilhonardesenvolverá o efeito abrasivo típico das marmitas.As bacias de dissolução aparecem em rochas calcárias. Apresentam um fundo plano edesenvolvem-se a partir de pequenas depressões, por dissolução de calcite durante a noite,quando se dá uma diminuição do PH devida à respiração dos seres vivos que vivem nessasdepressões. Depois há uma remoção dos produtos residuais por acção das águas do mar. Estasdepressões estendem-se lateralmente, conservando paredes verticais e podendo originardepressões mais amplas e com um contorno irregular por coalescência de várias bacias pequenas(fig. 112). Estas bacias designam-se, por vezes, pelo termo francês (vasques).Tafoni e alveólos: caracterizam-se pela existência de depressões na superfície das rochas.Aparecem em rochas ígneas (granitos, basaltos) mas também em diversos tipos de grés. As suasdimensões podem ir de alguns cms a vários metros. Encontram-se em vários ambientes e não sóno meio litoral, mas também em áreas com uma certa secura. São devidos, essencialmente, afenómenos de desagregação mecânica (halo e hidroclastia). No caso de ocorrerem na zonacosteira aparecem na zona da salsugem, acima do nível das marés mais altas (fig. 113).Bibliografia utilizada:

ANDRADE, C. ET AL., (2002) – Shore platform downwearing and cliff retreat in portugueseWest coast, Littoral 2002 Proceedings, Vol. 2, Porto, Eurocoast-Portugal, FEUP, p. 423-432.

MOREIRA, M. E. S. A., (1984) - Glossário de termos usados em Geomorfologia litoral, Centrode Estudos Geográficos, Linha de acção de Geografia das Regiões Tropicais, relat. nº 15,Lisboa, 167 p.,

MOREIRA, M. E. S. A, (2001) - Síntese da Evolução Geomorfológica da Ilha da Inhaca


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(Moçambique), Livro de Homenagem ao Professor Doutor Gaspar Soares de Carvalho,Ed. M. E. Albergaria Moreira, A. Casal Moura, H. M. Granja, F. Noronha, Braga, p. 137-158

SUNAMURA T., (1992) - Geomorphology of Rocky Coasts, John Wiley & Sons, Chichester,302 p.

TRENHAILE, A. - (1997) - Coastal Dynamics and Landforms, Clarendon Press, Oxford, 366 P.TRICART, J., ( 1977) - Géomorphologie dynamique générale, Précis de Géomorphologie, T. II,

Paris, SEDES, 345 p.,Web site:

http://www.trekdiary.com/99mad5.htmlPrática:

Depois de enunciados os principais processos geomorfológicos que actuam nas costas rochosos,a aula prática será construída a partir da identificação dos referidos processos em actuação emdiversas situações quanto à litologia e ao clima. Esse trabalho será feito a partir de fotografiasselecionadas, algumas das quais estão incluídas neste texto.

Figura 84: Paisagens e terminologia nos litorais rochosos


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Figura 85: O balanço sedimentar num determinado sector costeiro

Figura 86: Tipos de rebentação na base das arribas


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Figura 87: Distribuição das pressões actuando na base das arribas com ondasestacionárias, a quebrar ou já quebradas

Figura 88: Distribuição vertical da energia produzida pelo quebrar das ondas


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Figura 89: Relação entre a fadiga dos materiais, o número de ciclos de pressão e aexistência ou não de água

Figura 90: O papel da profundidade e da decorrente diminuição da porosidade na


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resistência de uma rocha granítica

Figura 91: o sistema de recuo das arribas: a erosão basal é essencial para um recuocontínuo da arriba.

Figura 92: Velocidade de recuo de uma arriba artificial e formação de uma praia na suafrente. O entalhe desenvolve-se obliquamente, originando uma rampa.


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Figura 93: Velocidade de escavamento de uma arriba composta de areia aglutinada por umcimento.


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Figura 94: Movimentos de massa nas arribas


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Figura 95: Formas de entalhes basais em rocha não calcária


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Figura 96: Os três tipos fundamentais de morfologia nas costas rochosas: plataformadescendo para o mar, plataforma horizontal e arriba mergulhante


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Figura 97: Perfis de algumas plataformas de erosão marinha situadas na costa portuguesa


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Figura 98: Antiga plataforma de erosão marinha; é de notar a existência de um sectorinferior, com baixo declive (1) e uma rampa (2) que, neste caso tem um declive de cerca de

13° (Praia de Vila Chã, Vila do Conde). Nesse momento o nível do mar estava praticamenteno nível médio. A seta corresponderia ao nível médio do mar contemporâneo da

plataforma. Este situar-se-ia claramente acima do nível actual

Figura 99: Tipos e desenvolvimento de entalhes basais em ambiente de laboratório


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Figura 100: Costa da Galiza: colocação de instrumentos de medida da degradação dasuperfície em plataformas de erosão marinha (Micro Elevation Meter, MEM), feita sob a

supervisão de A. Trenhaile.


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Figura 101: Entalhe basal em gneisses muito resistentes. Rochedo do Srª da Pedra,Miramar, V. Nova de Gaia


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Figura 102: Entalhe basal e rochas pedunculadas na praia de Salgueiros, V. Nova de Gaia

Figura 103: Entalhe basal desenvolvendo-se em rampa a partir do nível da maré baixa.Praia de Vila Chã, Vila do Conde


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Figura 104: Entalhe basal desenvolvendo-se em rampa e plataforma de erosão marinhaadjacente (parcialmente coberta de areias). A sul da Praia de S. Paio, Labruge, Vila do

Conde


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Figura 105: Formas litorais (plataformas do tipo B) em diversos tipo de rocha, nas regiõestropicais


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Figura 106: O aproveitamento das superfícies de descontinuidade no desenvolvimento deuma pequena gruta no granito calco-alcalino de Lavadores. Esta reentrância desenvolve-se

acima do nível das marés mais altas, numa área muito exposta e deverá corresponder auma herança de um nível relativo do mar ligeiramente mais alto


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Figura 107: Arcos de erosão: Praia de As Catedrais, Litoral Norte da Galiza, entre Foz eRibadeo (Concelho de Barreiros, Província de Lugo).


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Figura 108: Fotografia aérea da praia das Catedrais, com indicação de algumas dasdirecções estruturais mais relevantes

Figura 109: Aspecto do carso exumado da Ponta da Piedade (Lagos, Algarve). Frente aoarco podem ver-se 2 pináculos (sea stacks)


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Figura 110: Pináculo resultante de um dique intruído nas rochas basálticas (Madeira.Extraído do site http://www.trekdiary.com/99mad5.html


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Figura 111: Conjunto de marmitas orientadas pela acção de fracturas: Praia de Lavadores(V. Nova de Gaia)


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Figura 112: Bacia de dissolução no beach rock da Praia do Xai-Xai (Moçambique)

Figura 113: Alvéolos nos gneisses biotíticos muito resistentes do rochedo do Sr. da Pedra(Praia de Miramar, V. Nova de Gaia). Altitude: cerca de 9m acima do nível médio das

águas do mar.


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Aula 7: Litorais móveis: praias e dunas litoraisIntrodução: costas rochosas versus litorais móveis

Ao contrário do que o senso comum poderia levar a pensar, o mar é um consumidor e não umcriador de areias. É fácil compreender isso, já que o mar, mesmo se actua com muita energia, fá-lo numa estreita faixa. Os rios, pelo contrário actuam sobre quase toda a superfície terrestre, elevam os produtos da meteorização das imensas superfícies continentais e da erosão queefectuam até ao mar, onde são depois mobilizados e distribuídos pelos litorais. Uma análise maisaprofundada sobre a origem dos sedimentos litorais é visível na figura 114.Na aula anterior quando falávamos das plataformas de erosão marinha dissemos que, se acobertura sedimentar for suficientemente espessa para impedir que as ondas ataquem aplataforma de erosão, já teremos uma praia e não uma costa rochosa.Com efeito, o recuo de uma arriba fará com que, a pouco e pouco, as ondas deixem de atacar aparte interior da plataforma de erosão marinha. Nesse caso, desde que haja sedimentosdisponíveis, esta será coberta de materiais, de tal forma que praticamente deixa de funcionar e aarriba será transformada em arriba estabilizada. A continuação do processo, com manutenção ouligeira descida do nível do mar transformará a arriba numa arriba morta (fig. 115).Por outro lado, a erosão das areias das praias, muitas vezes faz aparecer as plataformas que lhesservem de suporte.Uma boa parte das praias do norte de Portugal, entre Caminha e Espinho, está ou pode vir asofrer esse fenómeno.Uma breve análise das cartas geológicas de escala 1:50.000 permitiu-nos avaliar a extensão dasáreas onde, segundo a referida cartografia, o bed-rock entra em contacto directo com o mar.Verifica-se que corresponde a 23% do perímetro total estudado (figura nº 116).Os sectores arenosos correspondem a mais de metade da área em apreço.Foi necessário introduzir uma categoria que abrangesse as áreas onde areias de praia eafloramentos do bed-rock coexistem. Este aflora pontualmente, constituindo arribas baixas(praias de Lavadores, da Foz do Douro, de Labruge), ou "rochedos" que emergem das areias dapraia e se elevam acima do nível médio das águas do mar. Essas áreas têm umarepresentatividade (25% do total) semelhante à do litoral rochoso.Existe uma relação genética evidente entre esses três tipos de litoral.Como as praias arenosas estão assentes sobre afloramentos rochosos, a erosão das areias podefazer aflorar as formações graníticas ou metamórficas do Maciço Hespérico. Desse modo, otroço em questão passa a entrar na categoria de "praia com rochedos". Este processo pode serocasional ou estacional, sucedendo durante as tempestades de inverno.Noutros locais, quando os afloramentos rochosos se desenvolvem a cota mais elevada,constituem pontões rochosos circundados por pequenas arribas mergulhantes. Estes troçosrochosos, geralmente pouco elevados (as arribas não ultrapassam os 20 metros) e de pequenadimensão, raramente são contínuos. Geralmente, nas suas reentrâncias, instalam-se praiasarenosas mais ou menos extensas (praias de bolso).


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Neste capítulo estudaremos os litorais móveis. Isto significa que, além das praias arenosastrataremos também, na medida do possível, as praias constituídas por elementos grosseiros(calhaus, blocos). Uma vez que as praias e as dunas constituem um sistema em que há umaconstante troca de sedimentos faz sentido estudá-las no mesmo capítulo.Perfil de praia. Terminologia básica

Trata-se de um tema algo difícil. Com efeito, a existência de terminologia em inglês e emfrancês, bem como variações importantes dentro destas duas línguas, faz com que exista umacerta confusão que não convém que seja transmitida aos estudantes.Um dos esquemas mais simples é o que reproduzimos na fig. 117, da autoria de R. Paskoff.O modelo de Guilcher (fig. 118) é um pouco mais complexo, juntando ao esquema de basealguns elementos adicionais que podem ajudar os estudantes a situar algumas das estruturastípicas de cada um dos sectores.O esquema de Moreira (1984, fig. 119) tem a vantagem de nos apresentar designações emportuguês com os equivalentes em francês e inglês que são sempre úteis, dado que muita dabibliografia disponível se encontra em inglês.As praias têm nomes específicos em certos tipos de ocorrência. Serão, por isso, definidas asnoções de praia de bolso, tombolo (fig. 121), flecha litoral ou restinga, praia em ponta e ilhabarreira (fig. 120).Rebentação e construção dos cordões litorais

Quando as vagas quebram, a onda que estava num processo de translação, uma vez que as baixasprofundidades atrasavam a sua progressão pela base, vai formar o jacto de rebentação que sobepela face da praia. Nessa subida ele vai arrastar sedimentos que deposita quando a sua força seesgota. Segue-se o refluxo, em que a água transportada pela onda desce pala face da praia. Comoé evidente, a capacidade de transporte do refluxo depende da quantidade de água que desce aface da praia. Por isso, a porosidade dos materiais da praia é muito importante. Se a porosidadefor baixa, uma boa parte dos materiais transportados pelo jacto de rebentação vai ser arrastadaaté à linha de inflexão, de onde podem ser mobilizados na próxima onda. Mas se a praia forconstituída por materiais grosseiros, a maior parte da água infiltra-se e o refluxo tem muito poucacapacidade. As acções construtivas predominam e o declive da praia torna-se maior.É isso mesmo que se pode verificar na figura 123.Do mesmo modo, o jogo entre o jacto de rebentação e a ressaca ajuda a explicar a formação dascúspides de praia (fig. 124) Estas são formas rítmicas que podemos encontrar em muitas praias,onde também é possível identificar bermas devidas à existência de marés vivas e de ondas detempestade, que constróem cordões litorais a cotas mais elevadas (fig. 125).Regra de Brunn. Perfil de verão e de inverno.

Na figura 126 é possível analisar as consequências de uma variação do nível do mar no perfil deuma praia. Segundo a regra de Brunn, a profundidade a que cobertura de sedimentos se situamantém-se constante. Logo, uma subida do nível do mar vai implicar uma sedimentação sobre ofundo até se atingir a mesma profundidade. Ao mesmo tempo, existe uma migração da linha de


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costa para o interior. Uma subida do nível do mar implica por isso uma erosão na face da praia eacumulação destes sedimentos na área imersa.Este fenómeno pode funcionar a diferentes escalas temporais. Assim, durante o inverno, devido àexistência de ondas de tempestade e a possível sobre-elevação de origem meteorológica (stormsurge) tudo se passa como se houvesse uma subida do nível do mar. O perfil torna-se mais tensojunto à antepraia (no sentido que lhe é atribuído por S. Carvalho, ver fig. 119), podendo escavar-se uma arriba nas dunas. A praia emersa vê o seu perfil rebaixado por erosão e os sedimentosresultantes desse processo são depositados nas áreas imersas (fig. 127).A regra de Brunn permite, de uma forma empírica, ter uma ideia do recuo da linha de costacorrespondente a uma determinada subida do nível do mar. Esse recuo na horizontal estáestimado num valor maior em cerca de 100 vezes do que a subida do nível do mar. Significa issoque a subida calculada para as diversas estações maregráficas com séries longas (aula 5, cerca de1,9mm/ano) acabaria por produzir, só por si, um recuo anual da linha de costa de 1,9cm.São justamente estas subidas e descidas temporárias que produzem situações de embutimento deperfis de praia mais baixos em perfis mais altos que originam as bermas (fig. 128).A distribuição dos calhaus nos depósitos de praia: imbricação e estruturas sedimentares.

Já na figura 118 era possível comparar a forma de imbricação dos calhaus típica dos depósitosmarinhos com o tipo de imbricação existente em formações fluviais. Na figura 129 é possível verque, nas praias de calhau, o tipo de imbricação pode variar consoante a posição dentro da praia.Pensamos ser interessante referir as estruturas sedimentares típicas de ambientes de praia(estratificação entrecruzada de tipo planar, fig. 130), bem como as marcas de corrente(assimétricas, fig. 131) e de ondulação (simétricas), bem como o papel que as estruturassedimentares podem ter na identificação de depósitos fósseis.Através da figura 132 é possível compreender a razão pela qual quando se inicia um processo deerosão numa praia, os grãos de minerais pesados têm tendência a ser deixados, enquanto que osgrãos de quartzo são arrastados. Desse facto resulta um enriquecimento muito visível das praiasem erosão nos ditos minerais pesados (fig. 133).A deriva litoral: corrente em zig-zag

Como já vimos na aula 3, quando as ondas se aproximam obliquamente da linha de costa elascomeçam por sofrer um fenómeno de refracção. Mesmo assim, quando a onda rebenta, o jacto derebentação tem um traçado oblíquo em relação à linha de costa. Já o refluxo vai fazer-se segundoa força da gravidade, isto e: perpendicularmente à linha de costa e segundo a linha de maiordeclive. Deste modo, também os sedimentos arrastados pelas ondas sofrem uma movimentaçãoem zig-zag. De tudo isto resulta um processo de deriva ao longo do litoral (deriva litoral), cujaorientação pode variar no tempo, consoante a direcção dos ventos dominantes e da ondulaçãodeles resultante. Este processo define, no essencial, o sentido do transporte das areias ao longo dalinha de costa e vai ser fundamental na construção de formas litorais dependentes dessa deriva(flechas litorais ou restingas, fig. 120).


148

Dunas litorais

A movimentação das areias pelo vento, necessária à criação de dunas, depende de diversosfactores:• disponibilidade em areias finas e secas,• ausência de vegetação,• ventos eficazes (só os ventos que têm uma velocidade superior a 16km/h conseguem

mobilizar as areias).Como estas condições são frequentes nas regiões litorais, os litorais são locais favoráveis àconstituição de dunas.Entre as praias e as dunas que se situam na sua retaguarda estabelece-se uma relação decomplementaridade (fig. 135). Com efeito, durante o verão (fig. 127), a deflação pode exercer-senuma área relativamente extensa de areia seca. Durante o inverno, todavia, uma parte das areiasjá acumulada sob a forma de dunas pode ser arrastada para o mar indo constituir uma reserva deareias que poderá ser lançada, de novo, na costa, na situação de bom tempo.A travagem do vento quando surgem as primeiras irregularidades no terreno (fig. 136) é aprincipal causa que vai levar a um depósito de areias. Este pode fazer-se a favor de tufos devegetação halófita que vão colonizando a antepraia. Para isso é necessário que esta fique fora daacção das ondas durante algum tempo, o que implica, pelo menos, uma situação de equilíbrio napraia. Uma descida do nível do mar, ou processos de acumulação muito intensos, originandouma progradação do litoral e o abandono de antigos cordões litorais podem favorecer, como éevidente, a acumulação de campos dunares mais ou menos extensosAs dunas embrionárias originadas pela acumulação de areias nos tufos de vegetação da antepraiasão designada por nebkas. A coalescência de diversas nebkas origina uma duna frontal,grosseiramente paralela à linha de costa e com um perfil mais ou menos simétrico. A circulaçãodo ar a sotavento da duna frontal cria turbilhões que acabam por originar a formação dedepressões interdúnicas (fig. 137).Em situações em a vegetação é escassa ou inexistente ou em que o fornecimento de areias émuito abundante, podem formar-se dunas livres, ou barkhans. Estas dunas, em forma decrescente com a convexidade face ao vento, apresentam um perfil dissimétrico em que a faceexposta ao vento tem um declive entre 5° e 10° e a face a sotavento tem um declive elevado, daordem dos 30-33° (Paskoff, 1985, fig. 138).Desenvolvimento sequencial de dunas litorais

Muitas vezes, atrás da duna frontal existem outras cristas dunares, formadas em períodosanteriores.A figura 139 mostra como pode fazer-se o desenvolvimento sequencial de um sistema de dunas.Num litoral em que haja uma certa progradação podem existir várias cristas dunares mais oumenos paralelas, correspondendo a sucessivas dunas frontais progressivamente mais antigas àmedida que nos afastamos do mar.À medida que uma crista de dunas perde a sua ligação à praia, ela deixa de receber areias e cria-


149

se uma tendência à erosão. Esta pode ser materializada pelos “blow outs”, depressões de formasemi-circular existentes na face da duna (fig. 139). Estes blow outs têm tendência a acentuar-se ea migrar para o interior. Como se vê na crista dunar mais antiga (fig. 139), essa migração acabapor deixar na sua frente braços afilados que têm uma direcção aproximadamente paralela à dosventos dominantes e que se podem designar como dunas longitudinais. Na sua retaguardaencontram-se dunas de forma parabólica. Estas dunas têm um desenvolvimento contrário ao dasdunas do tipo barkhan. Com efeito, embora a forma seja também em crescente, no caso dasdunas parabólicas a concavidade situa-se do lado onde sopra o vento, ao contrário do que sepassava com as barkhans.A análise desta figura parece-nos particularmente interessante porque nos parece haver muitasanalogias entre o processo que ela descreve e a situação que se encontra na costa portuguesa,entre Espinho e Aveiro (fig. 140).Dunas actuais e dunas fósseis

Muitas vezes coexistem, no mesmo espaço, diversos sistemas de dunas. Elas reconhecem-se queratravés da orientação das suas cristas, que podem representar ventos dominantes contrastantescom os actuais, quer, sobretudo, através do tipo de pedogénese que sofreram.Assim, na figura 140 foi possível identificar um conjunto de dunas antigas, que aparecem naparte mais a leste do mapa e que apresentam um horizonte ferro-húmico bastante consolidado.Este horizonte, designado geralmente por surraipa, aparece, também cortado em arriba, naspraias de Cortegaça e de Maceda, sob as areias de dunas mais recentes.O corte de Cortegaça é particularmente interessante (fig. 141).A sobreposição de diversos conjuntos dunares ocorre noutros locais (fig. 142). Embora aspropostas existentes para as idades das dunas das Landes e das dunas da região de Cortegaçasejam diversas, o conjunto tem analogias notórias, nomeadamente pelo facto de existir umsistema de dunas antigas com uma crosta aliótica em ambos os casos. Essas analogias nãopassaram despercebidas a R. Paskoff que escreveu um artigo justamente sobre as semelhançasentre as dunas das Landes e as dunas da região da Gândara (que, por sua vez, têm analogiasevidentes (Araújo, 1991) com as dunas de Cortegaça.Se as dunas consolidadas do Norte do país se apresentam geralmente com um fácies semelhanteao descrito para as dunas de Cortegaça, na região de Lisboa (Magoito, Oitavos), a suaconsolidação fica a dever-se ao carbonato de cálcio. O mesmo acontece na região de Porto Côvoe Vila Nova de Milfontes, onde o grés calcário que constitui a duna consolidada sofreu umprocesso de carsificação, mantendo, no conjunto a forma típica de uma duna (fig. 143).Aula Prática:

Apesar do carácter relativamente elementar que a disciplina tem que ter, para se adaptar aotempo disponível, parece-nos que é fundamental fazer o tratamento granulométrico emorfoscópico de areias de praias e de duas amostras de areias de dunas (dunas actuais e dunasfósseis da região de Cortegaça). Como se trata de análises algo demoradas, cuja técnica os alunosdeverão dominar para poderem incluí-las nos seus trabalhos, poderemos utilizar mais 6 horas,(ao todo 8 horas) correspondentes às aula práticas dos próximos temas, para levar esse trabalho a


150

efeito.Além dos procedimentos básicos da granulometria, os alunos deverão aprender:

• A identificar o grau de rolamento dos grãos de acordo com os índices e os critériospropostos por G. S. Carvalho (1966, fig. 144),

• A distinguir entre a forma e o aspecto de superfície dos grãos de areia (fig. 145),• A identificar os principais tipos de aspectos de superfície dos grãos (Esquiroloso,

Picotado, Picotado-Brilhante, Brilhante e Fosco, isto é: E, P, PB, B, F, ver fig. 146),• Como introduzir os dados da granulometria e da morfoscopia em folhas de cálculo já

preparadas para o efeito,• Como construir curvas cumulativas e espectros morfoscópico das amostras tratadas.• Como construir gráficos comparativos dos diferentes tipos de amostras (a título de

exemplo, ver fig. 146).Bibliografia utilizada:

BIRD, E. C. F., (2001) – Coastal Geomorphology. An introduction, J. Wiley & Sons, 322 p.BOGGS, S. Jr., (1992) - Petrology of Sedimentary Rocks, Macmillan Publishing Company, New

York, 707 p.CARTER, R.W.G. - (1989) - Coastal Environments - An Introduction to the Physical, Ecological

and Cultural Systems of Coastlines, Academic Press Limited. London, 5ª Impressão, 617 p.CARVALHO, G. S., (1966) - Índices de forma dos grãos de areia e a morfoscopia das areias das

praias do litoral de Angola, Garcia de Orta , Vol. 14, nº 2, Lisboa, p. 229-268.GRANJA, H. M. (1993) - As datações pelo Radiocarbono e o Pleistocénico-Holocénico da zona

costeira do NO de Portugal (síntese de conhecimentos), Actas da 3ª Reunião doQuaternário Ibérico, GTPEQ, AEQUA, Coimbra, p. 383-393.

GUILCHER, A. - (1954) - Morphologie littorale et sous-marine, Col. Orbis, Paris, PUF, 216 p.KOMAR , P. D., (1998) - Beach Processes and Sedimentation, Prentice Hall, New Jersey, 543 p.LE RIBAULT, L . , (1977) - L'exoscopie des quartz, Col. Techniques et Méthodes

Sédimentologiques, Paris, Masson, 160 p.MOREIRA, M.E.S.A., (1984) - Glossário de Termos Usados em Geomorfologia Litoral,

Estudos de Geografia das Regiões Tropicais, Nº 15) - C. E. G., Lisboa, 167 p.PASKOFF, R. - (1981) - L'érosion des côtes , Col. Que sais-je? , nº (1902, Paris, PUF, 127 p.PASKOFF, R. - (1985) - Les littoraux - impact des aménagements sur leur évolution, Col.

Géographie, Paris, Masson, 185 p.PASKOFF, R., (2001-a) - Analogies entre les Dunes Littorales du Nord-Ouest du Portugal et

celles du Sud-Ouest de la France, livro de Homenagem ao Professor Doutor GasparSoares de Carvalho, Ed. M. E. Albergaria Moreira, A. Casal Moura, H. M. Granja, F.Noronha, Braga, p. 301-306.


151


PEREIRA, A. R. (1990) - A Plataforma Litoral do Alentejo e Algarve Ocidental - Lisboa, Fac.Letras, ed. autora, 450 p.

Websites

http://www.pol.ac.uk/india/IND_updatefw.htmlhttp://www-geology.ucdavis.edu/~GEL109/SedStructures/SedStructures.html


152

Figura 114: Ganhos e perdas de areias numa praia. As praias de calhaus têm ganhos eperdas semelhantes, exceptuando no que diz respeito à acção do vento.


153

Figura 115: Arribas vivas, estabilizadas e mortas.

Rochosa23%

C/rochedos25%

Arenosa52%

Tipologia da orla costeira entre Caminha e Espinho

Figura 116: Tipologia da faixa costeira entre Caminha e Espinho.

Figura 117: Perfil de praia: o esquema simples de R. Paskoff.


154

Figura 118: Perfil de praia. Terminologia francesa de A. Guilcher.


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Figura 119: Morfologia das praias: comparação de diferentes terminologias.

Figura 120: Tipos de praias consoante a respectiva configuração.


156

Figura 121: Tombolo formado pela ponta da Gafa na praia do Mindelo (Vila do Conde).


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Figura 123: Relação entre o declive da praia e o calibre dos materiais que a formam.


158

Figura 124: Modo de formação dos crescentes de praia.

Figura 125: Crescentes de praia na Praia do Norte (a Norte do promontório da Nazaré).


159

Figura 126: Ilustração do princípio de Bruun.

Figura 127: Variação do perfil de uma praia entre a situação de verão e a situação deinverno.


160

Figura 128: Bermas de praia. Foto extraída dehttp://www.pol.ac.uk/india/IND_updatefw.html

Figura 129: Variações de declive e tipo de sedimentação numa praia de calhaus.


161

Figura 130: As variações no pendor das lâminas numa praia reflectem diferenças nodeclive da face da praia. Figura extraída de: http://www-geology.ucdavis.edu/~GEL109/SedStructures/SedStructures.html

Figura131: Marcas de corrente em depósitos litorais. Foto extraída do site

http://www.pol.ac.uk/india/IND_updatefw.html


162

Figura 132: Processo que explica a erosão predominante nos grãos de quartzo ou feldspatorelativamente aos grãos de minerais pesados.

Figura 133: Enriquecimento em minerais pesados de uma praia em erosão. Praia deFrancelos (Vila Nova de Gaia).


163

Figura 134: Corrente em zig-zag e deriva litoral

Figura 135: Complementaridade no sistema praia-duna.

Figura 136: O papel dos obstáculos na formação das dunas embrionárias.


164

Figura 137: O vento vindo do mar, ao soprar sobre a duna frontal, desenvolve turbilhõesque explicam a formação de depressões interdúnicas.

Figura 138: Dunas do tipo barkhan formadas por vento que sopra da terra para o mar.Julho de 2002, Narbonne Plage, costa do Languedoc, França.


165

Figura 139: Desenvolvimento sequencial de um sistema de dunas litorais.


166

Figura 140: Sistemas de dunas ao Norte da laguna de Aveiro.


167

Figura 141: Praia de Cortegaça: as setas separam os 3 conjuntos dunares existentes.1: Duna mais antiga, finipleistocénica. Os níveis argilosos representam charcos ou lagoas interdúnicas. Idade donível intermédio: 13810±380 BP.2: Duna do início do Holocénico: consolidada por uma pedogénese do tipo podzol. Podem distinguir-se o horizonteA, acinzentado, de lexivização e o horizonte Bhs (horizonte espódico). Idade dos carvões do horizonte A: 5885±75,BP.3: Duna sub-actual. Já sofreu alguma pedogénese. Possivelmente corresponderá à pequena idade do gelo


168

Figura 142: Corte esquemático e interpretação do sistema dunar das Landes.

Figura 143: Duna consolidada por cimento carbonatado: a sul de Porto Côvo.


169

Figura 144: Definição dos graus de rolamento dos grãos de quartzo (muito angulosos,angulosos, sub-angulosos, arredondados, redondos e muito redondos). Extraído de G. S.Carvalho, 1966.


170

Figura 145: Relação hierárquica entre forma, grau de rolamento e aspecto de superfíciedos grãos.


171

0%

10%

20%

30%

40%

50%

60%

70%

80%

90%

100%

Fluvial fóssil Fluvial actual Form. cob. Mar. fóssil Mar. actual Eólico actual Eólico fóssil0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

% F

% B

%PB% P

%E

RM

Figura 146: Aspectos de superfície dos diferentes tipos de depósitos estudados


172

Aula 8: Estuários, deltas e lagunasNesta aula abordaremos os locais onde os rios encontram o mar - estuários e deltas e também aslagunas. Todos estes ambientes têm em comum a existência de pântanos e o facto de conteremágua doce ou salobra na proximidade do litoral.Estuários

Trata-se do sector terminal dos rios, até onde o canal fluvial é percorrido pelas correntes de maré.Muitas vezes os estuários correspondem a sectores alargados dos cursos de água, o que fazsentido se pensarmos que grande parte dos litorais nossos contemporâneos são litorais desubmersão (fig. 59), que resultaram da invasão marinha de vales fluviais que, durante asglaciações, sofreram um escavamento importante, a favor de uma descida do nível do marestimada entre 120 e 140m (aula 5). É o caso também do Rio Douro, em que o fundo dorespectivo paleovale, junto à foz, está a 50 m de profundidade (A. Carvalho, 1988).

Como é óbvio, a amplitude das marés (aula 4) é determinante na caracterização dos estuários. Nocaso dos estuários micromareais a penetração da maré faz-se até pouca distância da costa. Nocaso dos estuários macromareais acontecerá o contrário. Se a acção das marés enfraquece, outrasacções (ondulação, deposição de sedimentos continentais) podem tornar-se dominantes.Segundo R. Paskoff (1985) a definição de estuário implica uma ampla abertura sobre o mar. Ora,esta abertura só poderá manter-se se houver um equilíbrio entre os sedimentos transportados pelorio e a respectiva capacidade de escoamento. Além da amplitude das marés, as variaçõesrelativas do nível do mar, o clima reinante na bacia vertente e o respectivo grau de florestação,controlando o tipo e quantidade de sedimentos, acabam por ter um papel importante nacaracterização dos estuários.Pode dizer-se que estes têm sofrido, de um modo geral desde que se atingiu o máximo datransgressão flandriana, há 5-6000 anos, um processo de colmatação que é extensivo, comoveremos, a muitas lagoas litorais.Dinâmica e hidrologia dos estuários

As duas forças essenciais em acção nos estuários são a força da corrente fluvial e a força dasmarés.A importância da corrente fluvial depende, como é evidente, do seu caudal e da velocidade comque as águas vêm animadas. Em período de cheia, por exemplo, as plumas túrbidas produzidaspelos rios podem seguir-se até distâncias importantes, no seio do oceano (ver figs. 16 e 146).A corrente fluvial é contrariada pela força da maré enchente. Pelo contrário, ela vai sofrer umreforço assinalável pela corrente da vazante.Ao chegar ao estuário a força da corrente fluvial amortece-se, por diminuição do declive e pelaresistência oferecida pela água do mar e acaba por anular-se.A maré enchente penetra ao longo do canal fluvial até distâncias variáveis consoante o caudal dorio e a amplitude das marés. Por vezes, a subida da maré ao longo de um estuário origina ofenómeno do macaréu (fig. 56).


173

À medida que a maré enchente vai avançando ao longo do rio, a sua amplitude vai-se reduzindo,até desaparecer completamente.No máximo da maré alta, o nível do mar é mais elevado que o nível da água no rio. Daí apenetração da água do mar ao longo do rio, ou enchente.Pelo contrário, no máximo de maré baixa, o nível da água é bastante mais alto no rio que no mar,porque à água do rio se juntou a água a água marinha que nele penetrou durante a enchente.Por isso, a favor desse desnível, se faz uma descarga, durante a vazante, que pode atingirvelocidades elevadas.Na figura 148 pode ver-se como varia a velocidade no estuário consoante o nível da maré. Querdurante a maré baixa quer durante a maré alta não há corrente alguma e a água está praticamenteparada. É nos momentos em que a maré está no seu ponto médio que se atingem as velocidadesmais elevadas. Este facto tem, como é óbvio, importantes consequências em termos desedimentação, já que a ausência de corrente durante a maré alta vai produzir a deposição desedimentos transportados em suspensão ou resultantes da floculação das argilas com origemfluvial em contacto com as águas marinhas ricas em iões.Se, numa situação de cheia coincidirem marés altas vivas e uma sobre-elevação meteorológicado tipo storm surge (fig. 31), o rio não consegue escoar água que transporta. Esta vai-seacumulando, e fazendo subir o respectivo nível junto à foz e originando cheias importantes.Esse fenómeno pode ser particularmente intenso em rios que se mantenham encaixados até pertoda foz, porque num vale estreito a cheia tem tendência a subir mais rapidamente.É justamente isso que acontece com o Douro e daí o temor, para as populações ribeirinhas doPorto e Gaia, de que os períodos de cheias coincidam com marés vivas.A cunha salina

A penetração da maré num estuário faz-se através de uma maré de salinidade (Paskoff, 1985) quenormalmente fica muito aquém da maré puramente dinâmica.Com a água do mar é mais densa, existe a tendência para que a água doce fique a sobrenadar aágua salgada. Porém há sempre alguma mistura. Mas a intensidade dessa mistura depende dasvelocidades relativas e volumes das duas correntes.Designam-se por correntes residuais as correntes de mistura entre as águas do rio e do mar (J.Pethick, 1984).A forma como se organizam as correntes residuais nos estuários depende da relação entre asquantidade de água marinha e fluvial. Há 3 tipos de situações (J, Pethick, 1984):

1. Estuários de cunha salina, em que predomina a corrente de água doce,2. Estuários com uma mistura parcial, em que predomina a corrente de maré,3. Estuários com uma mistura total, que são estuários muito largos em que as marés

predominam.Nos estuários de cunha salina uma pequena amplitude de maré coexiste com um grande caudal


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fluvial. Uma vez que as águas do mar são mais densas que as águas do rio, elas insinuam-se sobas águas fluviais constituindo uma cunha salina (fig. 149). A mistura entre a água do rio e do maré pouco intensa. Como as correntes residuais são fracas a carga de fundo do rio dificilmente étransportada até ao mar, parando junto do vértice da cunha. A pequena amplitude da maré aindadificulta mais a mistura das águas.A corrente fluvial domina os processos deste tipo de estuário. A carga sólida que é trazida até aovértice da cunha acumula-se aí e pode formar barras de material relativamente grosseiro. Amaior parte da carga em suspensão vai ser arrastada até ao mar, onde se deposita rapidamente edada a pequena amplitude da maré pode originar deltas. O caso mais conhecido é o do Mississipi(fig. 147).Nos estuários com uma mistura parcial, o caudal do rio é relativamente fraco e a mistura entreágua doce e salgada é muito mais intensa (fig. 150). Por isso, para restabelecer o equilíbrio, háuma substituição por nova água salgada. Isso, juntamente com correntes de maré fortes provocauma entrada de sedimentos marinhos dentro do estuário. Os mais grosseiros serão depositadosrapidamente, mas os mais finos poderão subir até ao limite da penetração da maré salina. Umexemplo deste caso é o Tamisa.Os estuários em que há uma mistura total de águas, apresentam aberturas maiores do que 500m epodem não ter variações de salinidade na vertical, mas apresentam variações intensas nahorizontal. A influência da força de Coriolis tende a empurrar a água doce para a margem direitae a água salgada para a margem esquerda (fig. 151).Paskoff (1985) introduz uma ideia interessante: uma diminuição de caudal devida a umaestiagem, juntamente com a existência de marés vivas, pode transformar um estuário do 1º tipo,temporariamente, num estuário do tipo 2.Algumas reflexões sobre o estuário do Douro

No caso do rio Douro, o estuário tem 22 km de comprimento, sendo a propagação da marélimitada a montante pela barragem de Crestuma. A penetração salina depende do caudal do rio eda amplitude da maré e só pode atingir a barragem em condições de caudal excepcionalmentebaixo. Quanto à respectiva abertura, na figura pode ver-se que ela tem cerca de 1110m, o quepermitiria, em princípio, classificá-lo como um estuário de mistura total.Porém, o Cabedelo reduz em muito a sua largura. Na foto da figura 152 ela pouco ultrapassa os100m, mas a largura da barra varia consoante a configuração e a posição do Cabedelo, a qual temvariado bastante nos últimos 150 anos (fig. 153). Nesta figura é possível ver que as áreas demaior profundidade do canal fluvial se situam encostadas à margem direita, o que sugere o efeitode Coriolis.Pensámos que o encostar da corrente fluvial à direita será o motivo pelo qual o Cabedelo sedesenvolveu na margem esquerda.O provável jogo do efeito do Coriolis parece, assim, confirmar a hipótese de inclusão do estuáriodo Douro dentro deste último tipo de estuários.


175

Movimentação dos sedimentos nos estuários

Os materiais mais grosseiros que são transportados pelos rios por rolamento ficam na parteinterior do estuário porque a perda de velocidade devida à diminuição de do declive diminui acompetência do rio. As areias conseguem caminhar mais para jusante, mas o avanço da cunhasalina dificulta a sua progressão.Na maior parte dos estuários existe uma zona onde os sedimentos finos em suspensão estãomuito concentrados - o corpo lodoso (bouchon vaseux, Paskoff, 1985, fig. 154). Este núcleo desedimentos vasosos em suspensão resulta da floculação das argilas trazidas pelo rio em contactocom as águas salinas que circulam para montante ou para jusante de acordo com as marés. Situa-se próximo do ponto nodal que é o ponto de convergência onde se anulam as correntes de fundoque sobem o estuário e a corrente fluvial que desce ao longo dele. Actualmente, com aurbanização e industrialização das margens do rios, uma parte do corpo lodoso é constituída porpoluentes, pelo que o seu estudo tem um grande interesse prático. Nas épocas de cheia pode serlançado no mar (Moreira, 1984), fazendo então parte da constituição da pluma túrbida (fig. 147).A decantação da água turva acontece sobretudo durante os períodos em que se dá a suaimobilização, que coincidem sobretudo com as marés altas. A capacidade de aderência de quegozam as partículas de dimensão inferior à das areias (<62µ) faz com que, uma vez depositadasseja difícil remobilizá-las. Esse facto permite que as acumulações vasosas se vão repetindo emcada ciclo de maré e, por isso, elas acabam por ser um traço dominante da sedimentaçãoestuarina.Os deltas

Os deltas correspondem à foz de um curso de água em que os aluviões fluviais se acumulam emvez de serem redistribuídos pelas vagas e correntes litorais.Deste modo, os deltas caracterizam-se por um avanço da terra em relação ao mar. É justamenteesse traço que identifica os deltas. Muitas vezes o rio divide-se em vários braços, mas essa não éuma condição absolutamente necessária. No fundo, um delta representa o oposto de um estuário,porque no caso do delta as acções fluviais, de origem continental, dominam sobre as acçõesmarinhas (Paskoff, 1985).Os deltas actuais são holocénicos mas sobrepõem-se muitas vezes a deltas mais antigos em locaissubsidentes, o que explica a existência de espessuras de mais de 10.000m de sedimentosdeltaicos, por exemplo no delta do Níger.As dimensões são muito variáveis, mas em todos os casos há uma certa indecisão nos limitesentre o mar e a terra.Existem frequentemente, dentro dos deltas, condições para a formação e acumulação dehidrocarbonetos, o que faz com que a sua génese e estrutura tenham sido muito estudadasultimamente. O delta do Mississipi (fig. 147) é, sem dúvida, o mais estudado de todos.Condições de formação dos deltas

É preciso que o rio tenha uma grande capacidade de transporte e que transporte efectivamenteuma grande quantidade de sedimentos. Assim os rios das altas latitudes, que transportam muitosdetritos resultantes da crioclastia, bem com os das regiões de clima continental, mediterrâneo e


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tropical com estação seca, têm condições favoráveis à existência de deltas.Quanto mais fracas forem a ondulação e as correntes marítimas, mais difícil será a dispersão dossedimentos trazidos pelo rio e portanto mais provável será a sua acumulação pontual formandoum delta.Assim, é mais provável formar-se um delta no fundo duma baía do que no mar aberto.O mesmo pode dizer-se das marés, já que uma forte amplitude induz fortes correntes de descarganos estuários, propiciando a evacuação dos sedimentos. Assim, com marés muito fracas, daordem dos 0,5m, o Mediterrâneo é um mar favorável à formação de deltas, até porque estárodeado por uma série de cadeias montanhosas recentes que fornecem cargas sólidas importantesaos cursos de água que nele nascem.A estabilidade do nível do mar, ou mesmo uma ligeira descida, é uma condições importante.Porém, muitos dos deltas situam-se em áreas subsidentes por motivos tectónicos, a que se juntauma subsidência por carga sedimentar e uma outra componente devida à compactação dossedimentos (fig. 155). Desta forma, a subsidência no delta do Mississipi varia entre 0,3 e 1m porséculo. Deste modo, os sucessivos deltas abandonados pelo rio aquando de mudanças de cursovão ficando submersos.O delta do Nilo, depois da construção da barragem de Assuão tem vindo a sofrer de problemasdecorrentes da erosão costeira e da submersão e salinização de terras agrícolas, situadassobretudo no local de braços abandonados do rio (fig. 156).Lagunas

As lagunas típicas encontram-se nas costas baixas de acumulação. São extensões aquáticasalongadas, desenvolvendo-se paralelamente ao litoral e isoladas deste por cordões litorais ou porrestingas (fig. 157).A comunicação com o mar faz-se através de passagens mais ou menos numerosas existentesnesse cordão. Mesmo quando não têm comunicação directa com o mar sofrem a influência dasmarés.As costas com lagunas correspondem a 13% dos litorais ao nível do globo (Paskoff, 1985). Sãoambientes muito produtivos sob o ponto de vista biológico.As lagunas podem aparecer em muitas circunstâncias. Mais do que enunciá-las e tentar fazer asua sistematização parece-nos que interessará aos estudantes compreender algumas das lagunasmais emblemáticas a nível do país e dar, também, alguns exemplos estrangeiros (Veneza, Bilene)relativamente aos quais dispomos de alguma documentação que reputamos de particularmenteinteressante.O caso da laguna de Veneza

Sem dúvida que a laguna mais conhecida a nível do globo é a laguna de Veneza8. A figura 158

8 Veneza é um lugar que retira a sua magia da água, das gôndolas e dos palácios. A decadência da cidade é dada deforma magistral no livro de Thomas Mann e no filme de Luchino Visconti. Mas uma parte da melancolia que a


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mostra a sua localização relativamente ao delta do Pó, no fundo do mar Adriático. A forma comose desenvolve a pluma de turbidez do rio Pó mostra claramente que a deriva litoral se desenvolvede NE para SW.A cidade dos Doges foi construída sobre ilhas pantanosas localizadas entre o continente e o Lido,que é a língua de areia que fecha a laguna (fig. 159).Aparentemente, a área da cidade terá sofrido uma descida de 30 cm desde 1890 (Dawson, 1992)em parte devida à extracção de águas subterrâneas. Com efeito, a subsidência na área de Venezaé de 3-5mm por ano, mais do dobro das áreas envolventes. Tornou-se mais lenta a partir de 1975,quando essa extracção parou. Mas a tendência geral para a subsidência não se deve só àsactividades antrópicas. Há uma tendência regional comprovada pelo facto de a praia do últimointerglaciar, que geralmente aparece entre 2 e 8m, aparecer a uma profundidade de –70m naregião de Veneza (Dawson, 1992).Porém, a carga turística que envolve a cidade pode contribuir para o problema. Assim, a erosãoprovocada pela trepidação dos barcos a motor (vaporetti) nos canais também tem a sua quotaparte no afundamento desta cidade cujo encanto provém da sua própria fragilidade.A subsidência da área de Veneza explica uma subida do nível do mar, que é mais intensa do queaquela que aconteceria por causas puramente eustáticas. Daí resulta que as invasões marinhas(acqua alta, fig. 160) sejam cada vez mais frequentes, ao sabor de marés vivas e de ventos(scirocco) que empurrem as águas do Adriático para Norte. O ano pior terá sido 1996, com 101episódios superiores a 80 centímetros. Em 1966 atingiu-se um nível da água 1,94 m acima donível médio (fig. 161).Com uma altura de 100 cm apenas 4% da superfície do centro histórico é invadida pela água.Com 110 cm a percentagem sobe para 12%. As passerelles entram em acção a partir de 120 cm,quando 35% do centro histórico fica inundado. A 130 cm (70% da superfície invadida) os efeitoscomeçam a ser graves e com uma altura de140 cm (90% da superfície invadida) a situação édramática9, como aconteceu já no mês de Novembro de 2002. Com efeito, no dia 16 atingiu-se aaltura de 1,47m e os efeitos na cidade foram confrangedores (fig. 159). Neste caso, o sciroccosoprando 36 horas seguidas, fez subir 20cm o nível da maré astronómica, já de si relativamenteelevado (+1,27).O desvio de canais fluviais que depositavam os seus sedimentos na laguna foi feito para impedirum processo de colmatação que seria inelutável. A verdade, porém, é que sem os aportessedimentares vindos do continente, e com o alargamento das passagens na restinga para permitira entrada de grandes navios, a penetração da água salgada na laguna intensificou-se e issocontribuiu para a compactação das vasas (Paskoff, 1985). O aumento da profundidade e oalargamento das passagens na restinga produziu uma aumento da amplitude da maré de13 cmnum século, o que poderá relacionar-se com o aumento do número e da intensidade dos casos de

envolve, vem do carácter inexorável do seu afundamento, da luta incessante para manter vivo um milagre que durahá séculos…

9 http://www.venicebanana.com/acqua.htm


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acqua alta. Mais uma vez se prova que as intervenções humanas no litoral, ao mexer nosdelicados equilíbrios existentes têm consequências muitas vezes inesperadas e frequentementedesagradáveis. No caso da laguna de Veneza, a colmatação que seria o seu destino natural foisubstituída pela ameaça de uma anexação pelo mar. A tendência evolutiva foi completamenteinvertida por acção do homem (Paskoff, 1985).A Ria de Aveiro

A Ria de Aveiro corresponde a uma extensa área lagunar, com cerca de 50km de extensão emlatitude situada entre as praias do Furadouro, a Norte e de Mira, a Sul (fig. 162). Durante omáximo flandriano, o mar invadiu uma extensa área, criando uma reentrância da linha de costaque poderia, efectivamente, ser descrita com o uma “ria”, no sentido de “vale fluvial invadidopelas águas do mar”.Sabe-se que, em 922 Ovar ainda era um porto de mar. No fim do século XV a restinga estaria àlatitude da Costa Nova. Durante a “Pequena Idade do Gelo” a descida do nível do mar, e umpossível acréscimo no fornecimento de sedimentos devido a uma situação de tipo mais resistáticoprovocada pelo abaixamento da temperatura poderá ser responsável pelo avanço muito rápido darestinga. Efectivamente , no “Resumo histórico da barra de Aveiro” publicado juntamente com areimpressão (1947) da Memória Descritiva de Luís Gomes de Carvalho, datada de 1808, afirma-se que em 1575 terá começado a ruína do porto de Aveiro, a partir de um inverno muito rigorosoque fez entupir a barra com areias. De 1736 a 1750 apenas entraram 15 navios da barra deAveiro.A profundidade da água na laguna não deveria ser muito grande. Por isso, os cursos de água quenela desaguavam começaram a fazer um trabalho de assoreamento bastante rápido, criando umasérie de ilhotas que começam a notar-se na figura 162 B. À medida que se foi desenvolvendouma restinga que crescia de Norte para Sul, a capacidade de escoamento dos sedimentos vaificando cada vez mais reduzida e a colmatação da laguna vai-se intensificando.Em 1756 a restinga estava no areal de Mira e tinha fechado completamente a laguna. Essasituação estava a matar o porto e a cidade de Aveiro, que no século 16 tinha tido uma época deouro e, além disso, provocava uma grave insalubridade nestas áreas pantanosas que deixaram deser invadidas pelo mar e de sofrer a acção directa das marés.Depois de vários estudos e tentativas falhadas, a barra de Aveiro foi finalmente aberta, no localonde hoje se situa, em 1808.A necessidade de construir diques para proteger a entrada do porto da invasão de areias da derivalitoral tem produzido um assoreamento assinalável na parte da restinga situada a norte dos diquese a inevitável erosão a sul (fig. 163).Outras lagoas existentes na costa portuguesa

A Ria Formosa (fig. 164) é outro grande acidente lagunar, fechado por um sistema de ilhasbarreiras. Segundo Thomas e Goudie (2000) ilhas barreiras são formas geralmente arenosas,alongadas, paralelas à costa e separadas dela por uma laguna. Não estão ligadas ao continentenas extremidades e estão fraccionadas por aberturas por onde passam as correntes de maré (vertambém a fig. 120).


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Na costa portuguesa abundam corpos lagunares mais pequenos e com origens diferenciadas emque predominam processos de barragem que os cordões litorais (Esmoriz) ou os sistemas dedunas costeiras (Ervideira) fazem relativamente a pequenos eixos de drenagem. Estes sãoimpedidos de desaguar no mar e acabam por formar planos de água cujos fundos, devido acondições geológicas favoráveis ou por acumulação de argilas de decantação, acabam por setornar impermeáveis, garantindo a manutenção da lagoa.Designam-se correntemente como lagoas. Pensamos, à semelhança do que é dito em Daveau,(1988) a propósito da Ria (haff-delta?) de Aveiro que nem sempre há interesse em substituir alinguagem popular por termos pretensamente eruditos que se arriscam a ser mal entendidos e malutilizados pelo público.A evolução das lagunas litorais

As lagunas e lagoas litorais têm uma tendência geral à colmatação. Com efeito, a existência deuma barra arenosa (ilha barreira, restinga) que fecha a laguna vai dificultar a exportação dossedimentos que para ela seja arrastados pelos cursos de água, pelo mar, ou pelo vento. Aexistência de marés fortes pode ajudar à limpeza desses sedimentos. Porém, para que issoaconteça, é necessário que as passagens existentes nas lagunas e que fazem a comunicação com omar estejam desimpedidas. Muitas vezes é necessário o homem intervir. Na costa portuguesaesse trabalho é realizado na altura das marés vivas equinociais, aproveitando-se assim, a grandeamplitude da maré e a força da vazante para arrastar alguns dos sedimentos que atapetavam ofundo da laguna.Porém, a existência de algas nos fundos funciona como uma armadilha para os sedimentos. Daíque a apanha das algas tivesse uma importância vital na preservação do ecossistema lagunar daRia de Aveiro. A substituição do moliço por adubos químicos levou a uma diminuição destaactividade e ao desaparecimento de muitos dos barcos moliceiros. Trata-se de um caso exemplarem que uma modernização apressada tem consequências nefastas que se fazem sentir tanto anível do património natural como do património cultural.No caso de uma subida do nível do mar (fig. 165) podem acontecer duas situações. Se a subidafor suficientemente lenta para poder ser acompanhada por uma deslocação do cordão litoral, elevai-se deslocando na plataforma continental e acaba por reconstituir-se a um nível mais alto,preservando-se, assim, quer a laguna quer o cordão litoral que a separa do mar. Neste caso,poderemos encontrar antigos sedimentos lagunares sobrepostos por praias ou dunas. Estefenómeno pode, aliás, acontecer mesmo que as variações do nível do mar sejam muito pequenas,desde que uma modificação na dinâmica litoral ou seu balanço sedimentar produza um recuo dosistema praia-duna que o obrigue a invadir uma laguna situada na sua retaguarda.Porém, se a transgressão for muito rápida, o cordão litoral fica submerso e a laguna desaparece(fig. 165, B).Circulação dentro das lagunas

A circulação dentro das lagunas efectua-se através das correntes induzidas pelos ventos. Estascorrentes induzem um processo de deriva que acabam por criar pequenas flechas litorais. Seestas forem oblíquas em relação ao desenvolvimento geral da laguna, acabarão por a segmentarnum rosário de bacias arredondadas, orientadas, no seu conjunto, de acordo com a orientação


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geral da laguna original. A situação representada na figura 166 merece ser ilustrada com o casoda lagoa do Bilene (fig. 167, Moçambique).Pântanos marítimos

Encontram-se nas diversas situações descritas ao longo desta aula. Com efeito, podem aparecernos estuários, nos deltas e nas lagunas e lagoas litorais. Parece-nos, por isso, que deverão serestudados neste momento, quando concluímos este tema.Os pântanos da zona temperada compreendem duas partes. Uma inferior, de vasa nua,denominada slikke e uma superior, em que a vasa está colonizada por vegetação geralmentedesignada schorre. Os termos em questão são de origem holandesa e parecem-nos preferíveis aoutras designações de origem anglo-saxónica quiçá menos expressivas e menos esclarecedoras.O slikke é a parte mais baixa de um espraiado pelítico inundada em todas as preiamares mortas edescoberta nas baixa-mares (Moreira, 1984). Trata-se de uma plataforma com muito poucodeclive constituída, na parte inferior por vasa mole e na parte superior por uma vasa maisconsistente que estabelece a passagem, através de um degrau nítido, para o schorre (fig. 168).O schorre (Moreira, 1984) corresponde a uma plataforma de vasa consolidada, revestida por umsolo halo-hidromorfo e colonizada, nas zonas extratropicais, por vegetação herbácea (sapal). Nosclimas tropicais a colonização é feita por vegetação arbustiva/arbórea e designa-se como mangal(fig. 169). O schorre só é coberto nas preiamares vivas e nas tempestades. É recortado por canaisde maré (fig. 170), onde apenas aflora a vasa nua.Na figura 171 é possível comprovar a distribuição destes tipos de ambientes a nível mundial. Éimportante salientar que se trata de ambientes muito produtivos sob o ponto de vista biológico,onde muitas espécies de animais marinhos nascem e passam pelas primeiras fases dedesenvolvimento. Por isso, a sua destruição devida a processos erosivos ou a sua contaminaçãopor poluentes terá reflexos negativos na actividade piscatória das áreas para onde essesorganismos vão viver no estado adulto.Aula Prática:Continuação do tratamento de sedimentos de praia e de duna. Granulometria e morfoscopia dasareias de depósitos de tipo lagunar. O significado dos depósitos lagunares na caracterização daevolução geomorfológica do litoral da região do Porto. O caso dos depósitos da praia da Aguda(fig. 172)Bibliografia utilizada

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Figura 147: A pluma do Mississipi. Imagem extraída de:http://earthobservatory.nasa.gov/Newsroom/NewImages/Images/modis_mississippi_sed_lrg

.jpg


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Figura 148: Variação da velocidade da corrente consoante a fase da maré


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Figura 149: Correntes residuais e transporte de sedimentos nos estuários de cunha salina


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Figura 150: Correntes residuais num estuário de mistura parcial

Figura 151: Correntes salina e fluvial num estuário de mistura total


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Figura 152: Estuário do rio Douro em 1995


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Figura 153: Evolução do Cabedelo nos útimos 150 anos (fonte: Administração dos portosdo Douro e Leixões, APDL)


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Figura 154: O corpo lodoso e a sua movimentação num estuário com cunha salina

Figura 155: Factores em jogo na evolução de um delta


189

Figura 156: Problemas de erosão no delta do Nilo devidos à retenção de sedimentos nabarragem de Assuão.

Figura 157: Elementos constitutivos de uma laguna


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Figura 158: O delta do Pó e a laguna de Veneza

Figura 159: Imagem de satélite da laguna de Veneza


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Figura 160: Veneza durante a ”acqua alta” de 16 de Novembro de 2002

Altura máxima atingida pela Acqua Alta (cm acima do nível médio)

100

120

140

160

180

200

1927 1932 1937 1942 1947 1952 1957 1962 1967 1972 1977 1982 1987 1992 1997 2002

Dados extraídos de http://www.pegacity.it/justice/viagiustizia/4250/acqualta.htm

Figura 161: Valores máximos da altura da água atingidos em cada ano, de 1927 até 16 deNovembro de 2002 em Veneza


192

Figura 162: A evolução da Ria de Aveiro


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Figura 162: O corte artificial na restinga de Aveiro

Figura 164: Imagem de conjunto da Ria Formosa


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Figura 165: Evolução de uma laguna afectada por uma transgressão marinha

Figura 166: Evolução por segmentação das lagunas litorais


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Figura 167: Processo de segmentação na lagoa do Bilene (Moçambique)

Fonte: reunião de das folhas 1180 (parte) e 1181 da carta de Mocambique de escala 1:50.000

Figura 168: Schorre e Slikke nos estuários do rio Maputo (Moçambique) e do rio Sado(Portugal).


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Figura 169: Aspecto do mangal junto à restinga da Praia dos Pescadores (Maputo,Moçambique)

Figura 170: Canal de maré: região de Maputo (Moçambique)


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Figura 171: Distribuição das áreas de mangal e de sapal a nível do globo.


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Figura 172: Depósitos lagunares encontrados na praia da Aguda (Vila Nova de Gaia) emOutubro de 2002. O seu aparecimento fica a dever-se à erosão produzida pela implantação

do quebra mar destacado da Praia da Aguda.


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Aula 9. O final do Cenozóico. Evolução dos litorais durante o final do Cenozóico.Introdução

O texto que se segue funciona como a primeira parte deste tema. Este texto corresponde,essencialmente, a uma introdução à “lição de síntese” sobre a evolução dos litorais durante oCenozóico, em que é apresentado como exemplo o caso da plataforma litoral da região do Porto.A variação climática no final do Cenozóico: o porquê da sua inclusão neste programa.

A nosso ver, os litorais nossos contemporâneos não podem ser vistos desligadamente da suaevolução ao longo do Quaternário. Isso acontece não só porque existem diversas marcas ourelíquias dessa evolução que ainda são patentes aos nossos olhos, mas também porque o passadoé, frequentemente, a chave do presente e contém as explicações que clarificam muitos dosacontecimentos e da evolução do presente.Desde há muito tempo que estes temas nos apaixonam. Todavia, actualmente, parece-nos que asua relevância é ainda maior. Com efeito, as discussões existentes acerca do aquecimento globale do efeito de estufa têm tido um grande destaque nos media e entre a opinião pública. Parece-nos que, como geógrafos físicos, através do “recuo” que caracteriza aqueles que lidam comescalas cronológicas longas, poderemos ter um papel no esclarecimento da opinião pública e noequacionamento dos problemas que afectam a Terra enquanto sustentáculo da nossa existênciaindividual e colectiva.A visão que perpassa em alguns textos recentes, dos quais destacámos Riser (1999) e Williams(1998), tem, a nosso ver, um grande interesse pedagógico, na medida em que faz interagir aciclicidade da hipótese de Milankovitch com a distribuição de continentes e oceanos, comandadapela tectónica de placas. Daí decorrem, como veremos, consequências importantes para acirculação oceânica.Também a tectónica alpina, criando novos relevos, vai estimular o processo de acumulação deneves que se auto-alimenta, pelo menos até um certo ponto.O próprio aumento da produtividade biológica dos oceanos e, até, a meteorização das rochas(acrescida devido à formação das cadeias de montanhas) vai consumir CO2 atmosféricodiminuindo o papel do efeito de estufa e criando, assim, condições para o desenvolvimento dasglaciações.Sabemos que existem, ainda, muitas dúvidas, a este respeito. Não sabemos se alguma vez sesaberá explicar todo este processo. Mas parece-nos que a discussão do mesmo pode ter um papelformativo importante e levar os estudantes a interessar-se por estes temas e, desta forma, arealizarem a aprendizagem da complexidade dos fenómenos e das interacções em jogo, bemassim como do carácter provisório que têm todas as explicações científicas .É evidente que aquilo que lhes será dito é apenas uma introdução feita em linhas muito gerais,que poderá funcionar como “aperitivo” para uma disciplina de Geomorfologia do Quaternárioque também existe no curriculum, mas cuja abertura em termos efectivos, uma vez que também éuma disciplina de opção, não parece provável a curto prazo, devido à sobrecarga de trabalho dosdocentes da área de Geografia Física.


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O complexo jogo das interacções na criação de condições de arrefecimento ao longo doCenozóico

A propósito da variação do nível do mar vimos como o clima começou a sofrer uma tendênciageral para o arrefecimento a partir de meados do Oligocénico (fig. 65).Esse aspecto tem uma grande importância no registo sedimentar e pode ajudar a distinguir entreas formações terciárias e as quaternárias porque, de um modo geral, se passa de climas quepermitem grandes alterações (com caulinite e gibsite) a formações aluviais de tipo torrencial, emque os conteúdos em caulinite e gibsite diminuem drasticamente.Juntamente com esse arrefecimento aparecem oscilações que se vão tornando cada vez maisintensas durante a segunda parte do Pliocénico (curva da direita, respeitante ao registoencontrado em terra). Essa tendência acentua-se durante o Quaternário, com fortes variaçõesclimáticas (glaciações e períodos interglaciares, fig. 66) que se traduzem em importantesvariações do nível do mar.Aparentemente (M. Williams et al., 1998), a modificação da distribuição dos continentes eoceanos, decorrente da movimentação das placas litosféricas pode ter tido um papel muitoimportante no condicionamento da circulação marinha em volta da Antárctida.No início do Cenozóico não havia gelo na Antárctida. As temperaturas deveriam estar à volta de18°C nos mares envolventes. Porém, a subida da Austrália, em latitude, há 50 MA (fig. 173),bem como a abertura do estreito de Drake abriram uma passagem que permitiu a formação dacorrente circumpolar. Esta passou a rodear completamente a Antárctida e a funcionar como umabarreira, impedindo as correntes quentes das latitudes baixas de atingirem estas latitudes. Àmedida que se vai dando o arrefecimento, a criação de mantos de neve vai propiciar o aumentodo albedo e o processo vai intensificar-se por uma retroacção positiva.Em meados do Miocénico havia já um inlandsis na Antárctida (comprovado pelos blocostransportados pelo gelo que se encontram no registo geológico).O reforço dos contrastes térmicos, por sua vez, aumenta a velocidade dos ventos. Esse facto podeintensificar o upwelling e a produtividade biológica e, por essa via, aumentar a captação do CO2pelos oceanos e reduzir a quantidade do CO2 existente na atmosfera.No final do Miocénico há um arrefecimento que vai corresponder a uma regressão de 40-50m.Este processo é concomitante com a secagem do Mediterrâneo, com formação de enormesquantidades de evaporitos10. Este evento foi designado como “a crise de salinidade doMessiniano” e provocou uma diminuição geral da salinidade do mar em 6%. Esse facto permiteque o congelamento da água do mar se pode dar a temperaturas mais altas. E este é mais umfenómeno que reforça o arrefecimento global, ao permitir a criação de mares gelados com umalbedo importante.O aparecimento das condições para as glaciações do Quaternário

10 Aparentemente, a quantidade de sais precipitados corresponde a cerca de 40 vezes a quantidade total de sal que oMediterrâneo normalmente contém, o que significa que o processo foi um processo continuado, que se desenroloudurante muito tempo (M. Williams et al., 1998).


201

Depois de um certo aquecimento no início do Pliocénico as condições climáticas deterioraram-se(fig. 174). No final do Pliocénico começam a encontrar-se blocos transportados pelo geloincluídos no registo sedimentar do hemisfério Norte, o que significa que as glaciações até aíconfinadas ao hemisfério sul e à Gronelândia11 começam a estender-se para as grandes áreascontinentais do hemisfério Norte.Esse facto marca o início do Quaternário. É possível que o fecho do estreito do Panamá tenhacontribuído para o desencadeamento da corrente do Golfo. Ora, o aporte de águas aquecidas paralatitudes elevadas tem como consequência uma intensificação da queda de neve, o que temconsequências para o aumento do albedo e para a criação de retroacções positivas para aglaciação.Há cerca de 2,4 MA (fig. 65, repetição) já havia mantos de gelo nos continentes do hemisférioNorte. A partir daí observam-se alternâncias rítmicas com um período próximo de 41.000 anos.Essa situação de oscilações frequentes e relativamente pouco intensas vai até cerca de 0,9 MA. Apartir daí as oscilações frias tornam-se muito mais intensas e o respectivo período passa a rondaros 100.000 anos. Essas variações, que são deduzidas da análise do conteúdo em isótopos deoxigénio dos sedimentos dos fundos marinhos12, vêm comprovar a influência que as variações naórbita da Terra, e as consequentes variações da quantidade de calor que é recebida nos diferenteslocais, devem ter na determinação das variações climáticas do passado.Na figura 175 é possível analisar os diferentes ciclos que podem influir neste processo: aexcentricidade da órbita, com um período de 100.000 anos, a obliquidade da eclíptica, com umperíodo de 41.000, e a precessão dos equinócios, cuja periodicidade pode variar entre 23.000 e19.000. A conjugação dos diferentes ciclos produz uma curva da variação da insolação, emJulho, entre 60 e 70° de latitude Norte, que se adequa muito bem às variações de temperaturaefectivamente verificadas.Parece evidente, todavia, que as influências exteriores não podem explicar tudo. Doutro modo,os ciclos glaciação/interglaciar teriam existido ao longo de toda a história da Terra, o que nãoaconteceu (cf. fig. 63). Por outro lado, as variações na insolação são muito pouco intensas e ébastante discutido qual o mecanismo pelo qual são amplificadas de molde a originar as variaçõesclimáticas com que nos deparamos durante o Quaternário.Uma das hipóteses mais recentes a esse respeito explora uma ideia já relativamente “antiga”segundo a qual há uma correlação entre as manchas solares e períodos de arrefecimentoclimático. A explicação para essa correlação poderá estar no facto de que os raios cósmicosproduzem iões que, juntamente com as pequenas partículas da baixa atmosfera podem criar as

11 A criação dos glaciares na Gronelândia parece ter tido início no final do Miocénico, há cerca de 7 MA (MWilliams et al., 1998).12 A água é constituída por 2 isótopos de oxigéno: O16 e O18. o O16 é mais leve e, por isso, evapora-se maisfacilmente. Durante os períodos glaciares há uma grande quantidade de água retida sob a forma de gelo noscontinentes. Significa, por isso, que os oceanos vêm a sua água enriquecida no isótopo mais pesado. A variação darelação entre o O16 e o O18 incluídos nos organismos marinhos, dá indicações sobre a temperatura e sobre aquantidade de água retida nos glaciares, e portanto, sobre o nível do mar. Uma mudança de 0,11‰ no carbonato dosforaminíferos plantónicos representa uma variação de 10m no nível do mar.


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bases para o desenvolvimento de nuvens baixas. Estas têm como resultado final arrefecer aTerra.Por isso, um factor que aumente a intensidade dos raios cósmicos provocará um arrefecimento.Ora, as manchas solares relacionam-se com tempestades magnéticas e reforçam a magnetosferaque, por sua vez protege a terra dos raios cósmicos. Este processo complexo poderá explicar porque motivo um menor número de manchas solares (por exemplo, o mínimo de Maunder quecoincidiu com a Pequena Idade do Gelo) acaba por desencadear um processo de arrefecimento(Lomborg, 2002).Além disso, o arrefecimento da Terra não se prolonga indefinidamente. As temperaturas nuncadesceram mais do que 5-9° abaixo do actual. Isto significa que há um feed-back negativo a partirde certos limiares. Com efeito, se a temperatura descer muito, a evaporação reduz-se e a quedade neve também, o que pode contribuir para um balanço negativo de acumulação para osglaciares envolvidos, diminuir a intensidade do albedo e provocar uma diminuição da áreaglaciada ou mesmo o seu desaparecimento.Com efeito, há uma notória dissimetria no estabelecimento de uma glaciação: a entrada numaépoca fria é muito lenta, mas a saída da glaciação é muito rápida (fig. 66, repetição), o quemostra a existência de um mecanismo de feed-back negativo que controla a deglaciação. Noprocesso de arrefecimento funciona um feed-back positivo. Esta circunstância desenha umaevolução em forma de “dente de serra” que é típica da evolução climática durante o Quaternário(fig. 66, repetição).É muito interessante pensar nas relações existentes entre a evolução climática durante o fim doWürm e a situação da terra relativamente ao ponto da sua órbita em que se verifica o perihélio.Com efeito, actualmente o perihélio situa-se no início de Janeiro. Significa isso que a grandeobliquidade dos raios solares para o hemisfério Norte é compensada por uma maior proximidadedo Sol. Por isso, os invernos do hemisfério Norte não são muito frios. Porém quanto aohemisfério Sul, é preciso pensar que o verão austral acontece quando a Terra está no perihélio e oinverno austral quando ela está no afélio. Ora isso vai representar verões tendencialmente maisquentes e invernos mais frios do que os do hemisfério Norte.Justamente, a partir de 11.000 BP a situação estava invertida. Deste modo, o verão do hemisférionorte acontecia com a Terra no perihélio: esse facto acelera a fusão dos glaciares do nossohemisfério. A discussão detalhada desta evolução pode ser seguida em Riser (1999, p. 202 eseguintes) e é muito interessante porque explica, entre outras coisas, as variações climáticas quese sucederam no Sahara no final do Würm e no início do Holocénico.Limites e métodos de estudo do Quaternário

Os limites cronoestratigráficos utilizados para o Quaternário variam bastante consoante osautores. Tem sido muito referido o limite de 2,4 MA (Riser, 1999). Porém, já em Williams et al.,(1998) o limite proposto é de 1,8 MA. Como se vê na figura 65, ambas as hipóteses sãodefensáveis, embora Riser defenda que o limite de 2,4-2,5 MA é mais utilizável para oestabelecimento de correlações inter-regionais porque corresponde a um importante episódio frioe seco que está amplamente documentado.


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E dado o avanço dos conhecimentos neste domínio, é provável que, no futuro, nos possamosinclinar por uma ou por outra com base em novos dados que hoje ainda não se encontram aonosso alcance….Na figura 176 podemos observar a proposta de Riser (1999) para cronologia do Quaternário. Jána figura 179 encontramos uma cronologia pormenorizada sobre o Tardiglaciário e oHolocénico. Parece-nos muito importante que sejam fornecidas aos estudantes tabelas deste tipoque lhes permitam orientar-se no meio das datações e tentativas de correlação que se encontramna literatura especializada.É importante referir alguns dos métodos que podem ser utilizados no estudo do Quaternário(datações por potássio-árgon, C14, termoluminescência e luminescência estimuladaopticamente13, paleomagnetismo, dendrocronologia, estudo das varvas, etc.). É sobretudoimportante dizer que eles se aplicam a horizontes cronoestratigráficos diferenciados e que algunsdeles ainda apresentam um grau de insegurança apreciável, para além dos custos elevados.Porém, dada a complexidade do estudo do Quaternário e a possibilidade de haver recorrência defácies é evidente que toda a investigação acaba por se confrontar com a necessidade de obterdatações.Evolução do clima durante o Pleistocénico médio

Existe um grande contraste entre a vegetação e a fauna fini-terciária e a do final do Quaternário.Essa alteração fez-se ao longo do tempo, à custa de numerosas oscilações. Porém, uma fase fria eseca cerca de 2,4-2,5MA, bem documentada em todo o mundo (Riser, 1999) estabelecedefinitivamente os regimes climáticos típicos do Pleistocénico e por isso é usado como limite emmuitos locais.Um importante episódio frio e seco foi assinalado na China, através de um loessexcepcionalmente espesso e grosseiro. Na mesma altura, o planalto do Tibete parece ter sidosoerguido algumas centenas de metros, o que mais uma vez mostra a interferência entrefenómenos climáticos e tectónicos na produção de eventos geomorfológicos documentados noregisto sedimentar.As fases interglaciares do Pleistocénico inferior e médio correspondem a climas quentes comuma vegetação densa. Uma vez que as condições eram essencialmente biostáticas havia umaredução acentuada dos fenómenos erosivos em comparação com os períodos frios, em que, quer

13 Termoluminescência e luminescência estimulada opticamente: os minerais naturais têm quantidades vestigiais deradionucleídos que libertam radiações alfa, beta ou gama que ionizam os átomos do mineral, libertando electrõesque ficam presos nas imperfeicões da rede cristalina.

O aquecimento do mineral liberta esses electrões e origina uma emissão luminosa que é proporcional à quantidadede energia recebida pelo mineral. Em 1985 descobriu-se que em vez do aquecimento poderia submeter-se o minerala uma radiação electromagnética. Esse processo designou-se como luminescência estimulada opticamente. Nesteprocesso mede-se a dose de radiação acumulada depois da última exposição aos raios solares. Conhecendo a doseanual a que o sedimento estaria sujeito, é possível saber a respectiva idade (Riser, 1999).


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a ablação produzida pelos glaciares quer as condições periglaciares existentes na sua periferiaoriginavam quantidades muito apreciáveis de sedimentos detríticos transportados pelos rios atéao litoral.Esse facto terá produzido mudanças importantes na tipologia dos litorais que disporiam de umamaior quantidade de elementos grosseiros durante os períodos frios e de materiais mais finos eem menor quantidade durante os períodos interglaciares.No interglaciar Mindel-Riss (estádio 11 ou Holstein, fig. 176) teria havido um clima bastantemais quente do que o actual, o que se traduziria em praias fósseis situadas a altitudes queatingiriam os 20m nas regiões estáveis. Pensa-se que essas temperaturas anormalmente altas paraum interglaciar poderiam explicar-se, tal como no caso do interglaciar actual (Holocénico) poruma fraca obliquidade do eixo da Terra, um perihélio no Outono e uma fraca excentricidade daeclíptica.Estas condições teriam permitido uma fusão parcial da calote da Gronelândia e da parte ocidentalda Antárctida.O Pleistocénico recente: o Eemiense

No interglaciar Riss-Würm (estádio 5, Emiense), o nível do mar seria 4-5m mais alto que oactual, nas zonas estáveis. A curva isotópica da figura 178 mostra que terá havido 2 máximos detemperatura (e portanto do nível do mar, ver nota supra) à volta dos 125.000 BP, separados poruma ligeira regressão. A mesma figura permite dizer que o nível do mar, nessa altura, teráatingido cotas ligeiramente superiores à actuais.O Pleistocénico recente: a última glaciação

O crescimento das calotes de gelo ter-se-á iniciado por volta de 115.000 BP. Na figura 178 épossível identificar diversas fases, sempre com o desenho típico de “dente de serra”, mas comuma tendência geral para um aumento do conteúdo em O18, o mesmo é dizer, para oestabelecimento de uma glaciação. É possível identificar diferentes fases (fig. 177) a partir dasquais foram definidos os estádios isotópicos que correspondem, actualmente, a termos correntesno domínio do Quaternário, cujo sentido é necessário que os estudantes apreendam para poderemdescodificar a literatura recente sobre este assunto.Dentro das glaciações o clima não foi uniforme. Assim, é possível identificar os chamados“estadiais”, que correspondem a fases de frio intenso e os interestadiais, que são períodosfrescos, em quer o clima sofre uma notória suavização.Também durante o Tardiglaciar foi possível identificar ciclos sob a forma de “dentes de serra”(fig. 180). Este ciclos têm colocado muitos problemas aos investigadores porque dado o períodode duração relativamente curto, não podem ser associados às variações orbitais.Os eventos de Dansgaard-Oeschger (Williams et al., 1998) duram entre 1.000-3.000 anos.Podem corresponder a mudanças de 8° na temperatura média.Os eventos de Heinrich correspondem a uma escala de 5.000-12.000 anos. Correspondem aconjuntos de interestadiais progressivamente mais frios que terminam numa imensa descarga deicebergs.


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Com efeito, a possibilidade de obter uma melhor resolução no estudo e na datação destesfenómenos, permitiu perceber que cada ciclo pode decompor-se numa fase de arrefecimentoprogressivo em que o tamanho da calote aumenta. No estádio final desse crescimento aconteceuma libertação maciça de icebergs que induz um arrefecimento à superfície da água do mar ediminui a precipitação no continente próximo. Assim, esta fase fria é seguida por um rápidoaquecimento que inicia um novo ciclo.O máximo de extensão dos glaciares teve lugar entre 21.000-17000 BP.O Tardiglaciar e o Holocénico

No período compreendido entre 13.000 e 12.000 BP verifica-se um aquecimento em que astemperaturas atingem valores quase semelhantes às do Holocénico (Bølling-Allerød, fig. 180)com um curto período frio de permeio (Dryas antigo). Nessa altura, no hemisfério norte ainsolação, durante o verão era superior à actual e continuou a aumentar até a um máximo em11.000 BP. O nível do mar seria cerca de 40 m inferior ao nível actual (fig. 69).O Dryas recente interrompe este período de aquecimento. O Dryas recente durou 1000 anos eimplicou avanços dos glaciares escandinavos da ordem de 30-40km. O nível do mar tornou adescer para cotas de -60m (fig. 69).Foi este o último período frio. Depois dele inicia-se o Holocénico. Aos 10000 BP, o Atlântico jánão tinha gelo à superfície, durante o inverno. As últimas moreias escandinavas têm datações de9.200 BP.Durante o Holocénico as oscilações climáticas são mais frequentes e muito menos intensas doque nos períodos anteriores (fig. 180).Algumas fases de arrefecimento coincidem com fases de libertação de icebergs no AtlânticoNorte, segundo uma frequência de 1430 anos. O último evento teria sido a Pequena Idade doGelo (1450-1890).Os litorais durante o final do Cenozóico: enquadramento geral e problemas metodológicos

Como acabámos de ver, à complexidade da evolução dos litorais, anteriormente tratada, dada asua situação de interface, há que juntar o diastrofismo, que geralmente tem lugar em faixas detransição entre o continente e o oceano (fig. 74), as variações climáticas que aconteceram nosúltimos tempos do Cenozóico e as variações eustáticas delas decorrentes.Na figura 181 podemos ver um modelo dos diferentes tipos de terraços a que as variaçõescenozóicas do nível do mar podem conduzir. Já vimos que o processo de arrefecimento climáticoe de constituição dos inlandsis levou a que no final do Miocénico tenha havido um arrefecimentoque vai corresponder a uma regressão de 40-50m. A fusão total dos glaciares da Antárctida eGronelândia provocaria uma subida do nível do mar da ordem dos 65-80m (A. Hallam, 1992).Juntando a esses valores os 120-140 m de variação do nível do mar deste o máximo do Würm atéà actualidade, obtém-se um valor entre 185 e 220m de diferença entre o nível mais alto e o nívelmais baixo do mar dentro do Cenozóico. Quer isto dizer que, contando apenas com as variaçõeseustáticas, podemos encontrar restos de litorais cenozóicos separados por essa diferença de cotas.Como estamos, actualmente, num período interglaciar, portanto caracterizado por um nível


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relativamente alto do mar admite-se que, de acordo com os valores acima referidos, poderemoster antigas linhas de costa submersas até uma profundidade de 120-140m. As linhas de costaacima do nível actual do mar corresponderiam a altitudes de 65-85m, isto é à altura de água quefoi subtraída aos oceanos devido à formação dos inlandsis da Antárctida e da Gronelândia. Porisso, admitindo que houve, durante o Terciário, um processo de crescimento dos inlandsis,mesmo nas áreas ditas “estáveis”, a tendência é para que os depósitos mais antigos se situem acotas mais elevadas. Como é óbvio, se aceitarmos como correctos os valores de 65-85m para aespessura da camada de água subtraída ao mar desde o Miocénico o critério para essaestabilidade será que os depósitos do Miocénico inferior não devem ultrapassar os 65-85m.Significa isto que, quando se ultrapassa um valor dessa ordem de grandeza, começa a haver umagrande probabilidade de a área em questão ter sofrido um levantamento tectónico (fig. 182). Aesse respeito, a análise da curva da Fairbridge (fig. 183) torna-se bastante esclarecedora: ospontos mais altos da curva apresentam uma tendência persistente para a descida, o que poderárelacionar-se com o efeito combinado do eustatismo e do diastrofismo.Por exemplo, na Calábria existem oito linhas de costa quaternárias que se desenvolvem até 177mde altitude (Riser, 1999), o que significa que se trata de áreas que estão a sofrer uma subida.Como seria de esperar isso sucede em muitas outras áreas. Se analisarmos a distribuição dosdepósitos quaternários nas colunas estratigráficas de algumas cartas geológicas portuguesas, oumesmo no trabalho de síntese de Ribeiro et al. (1979) apercebemo-nos que as formaçõesquaternárias mais antigas (Siciliano I) se encontram a altitudes de 100-110. Esse facto de per sijá nos indica que elas estão muito provavelmente soerguidas. Mas se isso é assim, então comoutilizar as altitudes para caracterizar e fazer a cronologia dos depósitos? É óbvio que a ideia daspraias levantadas que se podem seguir do Minho até ao Algarve, que foi referida logo no iníciodeste programa cai pela base. Com efeito, se os depósitos estão soerguidos, então é improvávelque o seu soerguimento seja perfeitamente homogéneo ao nível de todo o país. Poderá haveralgumas homogeneidades, sim, mas apenas a nível local, quanto muito regional e nunca a níveldo país.Na plataforma litoral da região do Porto, os depósitos presumivelmente pliocénicos situam-se aaltitudes de 124m. Como, em princípio, de trata de depósitos formado no Pliocénico, quando onível eustático já tinha descido algo em relação à situação pré-glaciar (o inlandsis da Antárctidaexistiria desde meados do Miocénico, cf. Williams et al., 1998) o seu soerguimento poderá seravaliado da seguinte forma:Admitindo que a fusão dos inlandsis corresponderia a uma coluna de água de 82 m (Williams etal., 1998) e que, no Pliocénico uma espessura entre 60 e 40m já tinha sido subtraída aos oceanos.Abstraindo dos efeitos tectono-eustáticos, teríamos:124 - (82-40)=82ou 124 – (82-60)=102mIsto significa uma subida no mínimo de 82m e no máximo de 102m para os depósitos de fáciesplanície aluvial litoral (portanto próxima do nível de base) da região do Porto. Essa subida teráque ser explicada essencialmente pelo diastrofismo.Porém, também há sectores litorais a sofrer subsidência (fig. 75). Como vimos atrás, a região de


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Veneza está a sofrer subsidência, de tal forma que o Eemiense, que geralmente aparece entre 2 e8m, se encontra aqui a uma profundidade de –70m (Dawson, 1992).Como é evidente, os depósitos emersos das áreas “estáveis” ou aqueles que se encontramsoerguidos eram os únicos que eram facilmente observáveis. Os depósitos cenozóicos em vias deafundimento deverão estar embutidos uns nos outros, sendo os mais antigos os que se situam amaior profundidade. Por isso, só por sondagens podem ser observados. É perfeitamente natural,por isso, que a cronologia do final do Cenozóico das faixas litorais tenha sido estabelecida combase em depósitos essencialmente soerguidos…Com efeito, as designações “clássicas” para o final do Cenozóico (Calabriano, Siciliano,Milaziano, Tirreniano) foram definidas no Mediterrâneo, área muito activa tectonicamente, eonde os depósitos do Cenozóico estão deformados. No fundo, a atribuição “crono-estratigráfica”baseada nos critérios do eustatismo foi um grande equívoco, de que sofreram, durante décadas,os estudos geológicos e geomorfológicos sobre o Cenozóico do litoral.Daí a reflexão de Ferreira (1983) a propósito da hipótese de C. Teixeira sobre a submersão dasrias galegas: “Nesse artigo (1944: Tectónica plio-pleistocénica do noroeste peninsular) o autordebate-se com uma evidente contradição que consiste em tentar provar a existência demovimentos tectónicos recentes com base na presença ou ausência de praias e terraços, datadospela sua altitude “.Todavia, o eustatismo existe, como vimos na altura própria e também no início desta aula.Se reflectirmos sobre a tendência geral de subida dos continentes relativamente aos oceanosdevida a razões de ordem isostática (fig. 74) é possível que, em alguns casos, as taxas de subidase assemelhem (Barbosa e Barra, 2000) e que, por isso, depósitos aproximadamente da mesmaidade possam estar a altitudes semelhantes.Porém, não podemos esquecer a existência de uma tectónica diferencial. Como veremos no finaldesta aula, dedicada ao exemplo do estudo da plataforma litoral da região do Porto, osfenómenos de neotectónica não podem ser esquecidos e a área em questão teve, aparentemente,um comportamento diferencial ao longo do Cenozóico.Quando se está em situação de levantamento tectónico, como é evidente, a erosão predominasobre a acumulação. Por isso, alguns dos depósitos podem ter sido destruídos. A sequênciadificilmente estará completa (vide Ferreira, 1983). Além disso, os depósitos geralmente sãomuito pouco espessos. Trata-se, geralmente, de pequenos afloramentos, muitas vezes remexidos,com uma interpretação que tem que ser muito fina e cautelosa, por causa das recorrências defácies e da incidência da neotectónica.Naturalmente que a melhor forma de compreender este puzzle passa pela datação absoluta dosdepósitos. Mas as técnicas disponíveis não se podem aplicar a muitos deles. Por exemplo, nolitoral do Noroeste da Península, a acidez dos solos fez desaparecer qualquer vestígio decarbonatos. Apenas métodos do tipo da termo-luminescência podem ser empregues… e muitasvezes não existem nestes depósitos, frequentemente cascalhentos, areias com os requisitosnecessários para esse tipo de datação.Todavia, em certos locais privilegiados, uma subida tectónica intensa criou uma espectacularescadaria de terraços de coral. Um caso muito conhecido é o da península de Huon na Nova


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Guiné (figuras 184 e 185, Pethick 1984). Esses terraços podem ser datados através do método doUrânio-Tório (que permite datações até a um limite de 500.000 anos). Adicionalmente, existemdados de O18 (http://www.ngdc.noaa.gov/paleo/coral/newguinea.html) que permitem representaras variações de O16/O18 nos recifes de coral fóssil e também no coral vivo.A datação dos diversos níveis de terraços, juntamente com o conhecimento de alguns pontoschave de uma curva bem estabelecida de variação do nível do mar permitiu calcular uma curvado levantamento tectónico (fig. 185, C) e deduzir, a partir daí, uma curva derivada da variação donível do mar durante os últimos 400.000 anos. Isto é: foi possível separar a movimentaçãotectónica e o eustatismo, e isso corresponde à resolução de um problema que afectou osestudiosos destes temas durante décadas, desde que se teve consciência do interesse do estudodos terraços marinhos e das interferências quase inextrincáveis entre tectónica e eustatismo nasua formação.Noção de terraço. Formação dos terraços do litoral

Segundo Moreira (1984), “terraço marinho é um depósito de sedimentos litorais (de praia ou deplataforma) que aparece a um nível diferente do que foi construído, devido a variações do níveldo mar”. Nesse sentido, os terraços submersos da figura 181 também são terraços marinhos.A figura 186 mostra, de forma esquemática, as fases de formação de um terraço marinho:

1. Período interglaciar: aumento do declive da vertente devido ao escavamento feito pelomar na sua base. Formação de uma plataforma de erosão com uma cobertura sedimentarde origem marinha;

2. Fase de glaciação: Regressão marinha. O depósito marinho é coberto por uma formaçãosolifluxiva de origem continental;

3. Novo período interglaciar: a transgressão marinha faz recuar a vertente criando uma novaarriba. O antigo depósito marinho foi transformado num terraço coberto por um depósitosolifluxivo.

A figura 187 mostra uma fotografia de uma situação idêntica à descrita no esquema. Este tipo deilustração parece-nos muito interessante porque permite uma apreensão visual imediata de umfenómeno relativamente complexo. Além disso, este esquema é particularmente útil para acompreensão do que se passa na plataforma litoral da região do Porto, de que nos ocuparemosnoutro local.Bibliografia utilizada

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Análise sedimentológica (granulometria e morfoscopia) de depósitos fluviais, de terraçosmarinhos e de depósitos solifluxivos.


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Figura 173: Reconstrução do padrão das principais correntes marítimas durante o maisrecente ciclo de desintegração continental.


211

Figura 174: Reconstituição das temperaturas de superfície dos oceanos nas altaslatitudes setentrionais durante o Cenozóico. As temperaturas elevadas do início doCenozóico deram, gradualmente, origem a condições frias durante o Quaternário.


212

Figura 65 (repetição): Variação climática no final do Cenozóico (extraído de Andersen eBorns, 1994)


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Figura 66 (repetição): Variação climática e do nível do mar durante o Quaternário (fig.extraída do site http://www.soest.hawaii.edu/coasts/csrg1.html)


214

Figura 175: Os ciclos de Milankovitch


215

Figura 176: Proposta de Riser (1999) para uma cronologia do Quaternário


216

Figura 177: Os estádios isotópicos: os últimos 140.000 anos


217

‰ O18

-45

-43

-41

-39

-37

-35

-33

-31

0 25000 50000 75000 100000 125000 150000 175000 200000 225000 250000

ftp://ftp.ngdc.noaa.gov/paleo/icecore/greenland/summit/grip/isotopes/gripd18o.txt

Age

Figura 178: Curva isotópica para a Gronelândia. Dados extraídos deftp://ftp.ngdc.noaa.gov/paleo/icecore/greenland/summit/grip/isotopes/gripd18o.txt


218

Figura 179: Cronologia do Tardiglaciar e do Holocénico


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Figura 180: Curvas isotópicas do Tardiglaciar e do Holocénico


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Figura 181: Evidência de variações do nível do mar: terraços marinhos emersos esubmersos

Figura 182: A interacção entre o eustatismo e a isostasia podem produzir praias levantadasque se estendem para além da amplitude dos níveis eustáticos

Figura 183: A curva de Fairbridge sobre as variações do nível do mar durante oQuaternário e a sua disposição em escadaria Figura 3


221

Figura 184: Os terraços de coral na Península de Huon (Nova Guiné)


222

Figura 185: A separação entre a curva eustática e a subida tectónica na península de Huon(Nova Guiné)


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Figura 186: Processo de desenvolvimento de um terraço marinho


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Figura 187: Fotografia da situação descrita na figura 186.

Aula 10: Fragilidades versus ordenamento do litoralEsta tema será conduzido de uma forma ligeiramente diferente do habitual.Partindo do princípio que os estudantes foram reflectindo sobre as matérias tratadas, é de suporque, no final do Semestre, eles estejam habilitados a pensar sobre a questão da fragilidade doslitorais. Assim, o papel do Professor deverá ser o de suscitar, através de imagens e documentospreviamente escolhidos, a discussão dos temas, sugerindo pistas para a sua exploração e depois,no final, tentar fazer uma sistematização dos temas discutidos, eventualmente através de umorganigrama, necessariamente provisório e incompleto mas que traduza a consciência que osalunos tenham adquirido acerca da dinâmica que perpassa nos litorais.

A erosão costeira

Segundo Bird (1993), cerca de 90% dos litorais a nível do globo estão num processo de erosão.Se uma parte desse problema resulta da subida do nível do mar posterior ao fim da PequenaIdade do Gelo, pensa-se que a variação do nível do mar contribuiu apenas com 10% para aprodução desse recuo (J.M. A. Dias et al. 1997). Sabemos, pela regra de Brunn, que uma subidado nível do mar tem um impacto no recuo da linha de costa 100 vezes maior. Isso é suficientepara pôr os litorais numa situação de um certo stress, mas só por si não pode explicar umfenómeno com a amplitude que a erosão costeira apresenta.

A retenção de sedimentos nas barragens é uma explicação que tem sido muito utilizada.Efectivamente, se atentarmos nos dados de Mota Oliveira (1990, fig.188) apercebemo-nos deque o rio Douro perdeu cerca de 86% da sua capacidade de alimentação do litoral devido à


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construção das barragens. Efectivamente, esse processo levou a uma diminuição muitosignificativa da bacia que efectivamente drena para o mar através do Douro (fig. 189). Dada aproximidade entre a barragem de Crestuma e a Foz do Douro, o Douro foi mesmo o rio que maiscapacidade de transporte de sedimentos terá perdido.

A subida do nível do mar também obriga os rios a entulharem os seus estuários de forma aatingirem um novo perfil de equilíbrio de acordo com o novo nível do mar. Essa camada desedimentos, em estuários largos, pode representar uma parte não negligenciável do problema.

Uma outra explicação que tem sido avançada levanta a hipótese de que se tenha esgotado o stockde sedimentos que o mar, durante a transgressão flandriana, arrastou para a costa (Paskoff, 1985,Granja e Carvalho, 1995). Muitos deles foram retrabalhados, originando sistemas dunaresfixados por vegetação que já não são capazes de reabastecer em areias a faixa costeira, a não serquando o avanço do mar entalha arribas nesses cordões dunares, como é o caso da praia deCortegaça (fig. 141).É evidente que a vulnerabilidade das regiões costeiras à erosão depende de muitos outrosfactores. Um dos mais decisivos tem a ver com o substrato geológico. O processo de erosão épotencialmente muito mais rápido em arribas constituídas por material pouco consolidado do queem arribas graníticas ou de calcários maciços. O exemplo das arribas algarvias a leste dos Olhosde Água é bem conhecido (figura 190) e foi consideravelmente acelerado pela construção dosmolhes que protegem a entrada da Marina de Vilamoura (ver também a fig. 206).Um dos problemas da área de Espinho e das praias que desde Espinho se estendem para sul é queas areias de praia assentam sobre depósitos do final do Pleistocénico ou mesmo do Holocénico,muito pouco consolidados, que não oferecem uma resistência significativa ao avanço do mar.Outro factor a ter em conta tem a ver com a situação tectónica. Por muito lentos que sejam osmovimentos tectónicos, o facto de actuarem em intervalos de tempo muito longos faz com que asua influência não deva ser negligenciada. É possível que a rápida erosão que se verificou emEspinho, a partir de meados do século 19, se relacione com a hipótese de um basculamento paraSul, de origem tectónica, da faixa litoral a sul do Douro em direcção à Orla Ocidental meso-cenozóica (Araújo, 2002).Como vimos na aula sobre as variações do nível do mar, as regiões na periferia de áreas quesofreram glaciação estão submetidas, actualmente, a um processo de subsidência que contribuipara que os problemas de erosão possam ser aí particularmente graves (figs 71 e 72).O papel das obras de defesa e protecção costeira

Face aos problemas de erosão que as populações costeiras enfrentam, normalmente reivindica-sea construção de obras de protecção e defesa. Estas podem ser de diversos tipos:

• Obras longitudinais aderentes (enrocamentos, paredões);• Obras longitudinais não aderentes (quebra-mares destacados);• Obras transversais (molhes, esporões).

Porém, ao perturbar o desenvolvimento normal da deriva litoral todas as obras transversais


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acabam por reter sedimentos a barlamar. Essa retenção de sedimentos vai provocar um deficit asotamar, que resulta, normalmente, num recuo da linha de costa (fig. 191). Se houver valorespatrimoniais importantes a defender é evidente que se vão construir novos esporões que vãoexportar o problema para sotamar. O caso de Espinho é paradigmático: as obras de defesa deEspinho provocaram uma erosão tão forte em todas as praias a sul desta cidade que em menos de15 anos a linha de costa se modificou como pode ver-se na figura 192 (o mapa é de 1978 e asfotografias aéreas de 1995).

Mesmo os quebra-mares destacados (fig. 193) podem ter um papel importante na evolução dalinha de costa. É o caso do quebra-mar da praia da Aguda, acabado de construir na Primavera de2002 e que já tinha provocado uma importante erosão na praia da Granja em meados de Outubrodeste ano (fig. 172).As obras de protecção aderente (paredões, enrocamentos) têm consequências muito maisnegativas que os quebra-mares destacados. Na figura 194 é possível ver como, para evitar orecuo de uma duna em processo de erosão se constrói um paredão. Este, não produz umaabsorção da energia da ondulação e origina, pelo contrário, um processo de reflexão que aumentaa energia disponível para fazer ablação. A praia acaba por desaparecer completamente.Porém, as obras de protecção costeira funcionam em certos casos. A figura 195 mostra como aconstrução de quebra-mares destacados na costa mediterrânica de Espanha criou pequenostombolos, contribuindo para uma considerável acumulação de sedimentos.Porém é preciso não esquecer que a energia da ondulação no Mediterrâneo não tem nada a vercom aquela que se pode encontrar no Atlântico. O mesmo se pode dizer das marés que, noMediterrâneo apresentam amplitudes da ordem do 0,5m, contra os valores de cerca de 4m deamplitude máxima em marés vivas que ocorrem na costa portuguesa.A título de exemplo vale a pena reproduzir o texto e a figura de Carter (1988, figura 196) acercada destruição parcial do molhe de Sines, ocorrida em 26 de Fevereiro de 1978, em que blocos de42 toneladas foram destruídos ou deslocados por ondas de 10m de altura, devido essencialmentea fenómenos de convergência da ondulação que reforçaram o seu poder de ataque.A alimentação artificial das praias tem sido utilizada em diversos locais, conhecidos dosestudantes (Copacabana, praia da Rocha, no Algarve e também na praia Azul, a Norte deEspinho). Este processo pode servir de complemento aos outros métodos de defesa costeira.Porém, não está isento de dificuldades: o seu custo é muito elevado e não é fácil encontrar areiasque permitam um bom uso balnear (as areias de dragagens muitas vezes estão poluídas). Emlitorais muito energéticos, como é a costa ocidental portuguesa, é um processo que tem que serepetir periodicamente, com as consequências que se calculam em termos económicos.Mais económico e igualmente interessante sob o ponto de vista de reposição do equilíbrio naturalda linha de costa é o processo de by-passing, através do qual as areias retidas a barlamar, porexemplo, de uma estrutura portuária, são aspiradas e recolocadas a sotamar dessa estrutura.Porém, nem sempre os interesses económicos permitem que essa solução seja adoptada…Na figura 163 é possível ver o crescimento da praia e da duna situada a norte do esporão que sesitua na saída da barra de Aveiro, protegendo-a do entulhamento que a deriva litoral provocarianaturalmente. A acumulação de areias nesse troço é muito intensa… mas intensa era também a


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circulação de camiões de areia que retiravam as areias de S. Jacinto para as levar daí para aconstrução civil. Falava-se de uma camião de areia por minuto (Prof. Veloso Gomes,comunicação oral, Outubro de 1996).Entretanto, à míngua de areias, a Costa Nova e a Vagueira iam sendo protegidas à custa do eráriopúblico…As dunas e a protecção das praias

Na perspectiva de um intercâmbio dentro do sistema praia-duna, a existência de dunas funcionacomo um dos melhores elementos de defesa costeira. Porém, o uso balnear intensivo das praiasacaba por destruir, devido ao pisoteio das dunas, a sua vegetação. A figura 197 mostra o papel davegetação na resistência das dunas à erosão. As sendas formadas pelo pisoteio podem seraproveitadas pelo vento para criar corredores de deflação, que podem transformar-se em blow-outs. Em período de tempestades, estes blow outs (fig. 198) são muitas vezes sede preferencial degalgamentos (washover) por onde o mar penetra, destruindo parte do cordão dunar e produzindoum processo de salinização nas áreas baixas existentes no reverso das dunas (fig. 137).Daí que o planos de ordenamento da orla costeira (POOCs) tenham empreendido a construção depassadiços que permitem o acesso às praias (fig. 199), preservando a vegetação que protege asdunas.A consciência deste facto, que começa a ser criada entre os organismos responsáveis pelapreservação do ambiente, tem contribuído para a implantação de paliçadas nas dunas frontais dasnossas praias (fig. 200).(Des)ordenamento versus educação ambiental

Esta nova consciência ambiental levou algum tempo a ser implementada. Durante décadas, aspessoas foram construindo habitações de férias clandestinas nas dunas e noutros locais afectos aodomínio público marítimo (fig. 201). A destruição que tem vindo a ser empreendida (Portinho daArrábida, Costa da Caparica) é uma medida dolorosa, mas de grande significado na educaçãocívica e ambiental do público. É pena que o processo da Ilha de Faro, onde ao problema daocupação muitas vezes ilegal se junta uma erosão preocupante, não tenha sido implementadocom a mesma coragem política…Porém, no caso de prédios legais como as torres de Ofir (fig. 202), a intervenção pública torna-semais difícil e fica dependente da vontade política que, como já se viu, pode mudar com osgovernos.A utilização intensiva das áreas litorais para fins turísticos deve obrigar a um processo deordenamento que obedece a alguns princípios elementares. A figura 203 enuncia esses princípiosde uma forma gráfica:• As estradas litorais devem ser perpendiculares e não paralelas à linha de costa.• Os parques de estacionamento devem ficar situados atrás do cordão dunar e ter uma forma

que conduza os utentes para a utilização de passadiços.• Os passadiços devem ser a única forma de transposição do cordão dunar. Este deve ser

protegido através de sebes que dificultem o mais possível a passagem para as dunas.


228

Sabemos, porém que todas essas boas intenções esbarram contra a ignorância e a falta decivismo. Assim, a bonita ponte pedonal construída na praia de Labruge, que ficou pronta naprimavera de 2002, no verão deste ano já apresentava sinais de vandalismo (figura 204).Quer isto dizer que, além das boas intenções e das boas políticas ambientais por parte dasentidades interessadas, é preciso que o público compreenda a utilidade dessas medidas e estejaempenhado em defender o seu património ambiental e cultural.Infelizmente, o triste espectáculo das praias e dunas transformadas em lixeiras (fig. 205) não foiainda erradicado, e coexiste com obras apreciáveis e estimáveis como a da ponte pedonal dafigura 204…A poluição das praias

A poluição da faixa costeira resulta, em boa parte, do facto de o litoral ser uma área onde seacumulam muitas das pessoas e das actividades económicas que existem no nosso país (ver figs1 e 2). As principais cidades de Lisboa e Porto situam-se em estuários que recebem os efluentesdomésticos e muitos efluentes industriais não tratados.Os rios são usados como um meio de nos desembaraçarmos do lixo. Ora, esse lixo levado até aomar acaba sempre por ser redistribuído nas praias, mas não sem antes os plásticos teremcontribuído, para a morte (por sufocação ou por ingestão), de um número apreciável de animaismarinhos.Pior ainda do que a poluição de que falámos, dada a capacidade de sobrevivência e decontaminação dos hidrocarbonetos, é aquela que resulta das marés negras, como aquela queacaba de se produzir na Galiza e que está prestes a atingir a costa portuguesa. Aí, osconhecimentos de ondas e marés, mas também da geomorfologia do litoral podem ter um papeldecisivo na prevenção e na definição das áreas de maior risco e da melhor maneira de protegê-las.A posição de Portugal, na rota de um intenso tráfego marítimo, acaba por levar à invasãoperiódica de sectores mais limitados da costa por uma série de marés negras de menoresdimensões, que são o resultado da lavagem dos tanques dos petroleiros, feita quer no alto marquer junto à linha de costa.Os POOCs (Planos de Ordenamento da Orla Costeira)

À falta da consciência ambiental por parte do público, a atitude das entidades públicas terá queser o ponto de partida nesse processo e devem ser encarecidos os esforços feitos nos últimos anosno sentido de produzir, aprovar e implementar os POOCs (Planos de Ordenamento da OrlaCosteira, figura 206).Os POOCs nem sempre contaram com um conhecimento suficiente do terreno. Algumas vezesesse desconhecimento permitiu, pelo menos, que os mapas de condicionantes contenham erros deidentificação (fig. 207) e propostas desajustadas à realidade geomorfológica do terreno(construção de passadiços em áreas de arriba, por exemplo).Porém, num país onde imagens como a da figura 205 ainda são comuns, os POOCs foram umrazoável começo.


229

Ainda não sabemos se, no confronto entre os POOCs e os PDMs (a definição das áreas deprotecção entra frequentemente em conflito com as áreas destinadas à construção previstas nosditos PDMs), a lei mais forte (isto é, os POOCs) vai levar a melhor sobre os mais fortes (isto é,os promotores imobiliários e as autarquias que querem aumentar a receita da contribuiçãoautárquica…).

Talvez, por isso mesmo, nunca se viram tantas construções a serem iniciadas no litoral(concretamente na praia de Labruge) como nas vésperas dos momento em que o POOCCaminha-Espinho começou a ser implementado…Aula Prática

Com base nos documentos apresentados na aula teórica, e ainda:• textos encontrados na Web;• recortes de jornais (nomeadamente as crónicas de Luísa Schmidt no Expresso);• mapas incluídos no POOC Caminha Espinho;• legislação aplicável;será feita uma discussão deste tema, da qual resultará a construção de um organigrama do tipo doapresentado na figura 208.Bibliografia utilizada

ARAÚJO, M. A., (2002) - Relative sea level, diastrophism and coastal erosion: the case ofEspinho (Portuguese NW coast), publicado nas Actas do Congresso Internacional Littoral2002, organizado pela Associação Eurocoast-Portugal, Vol. 2, p. 125-132.

BIRD, E. C. F., (1993) - Submerging Coasts. The Efects of a Rising Sea Level on CoastalEnvironments, John Wiley & Sons, Chichester, 184 p.

BIRD, E. C. F., (2001) - Coastal Geomorphology. An introduction, J. Wiley & Sons, 322 p.

CARTER, R.W.G. - (1989) - Coastal Environments - An Introduction to the Physical, Ecologicaland Cultural Systems of Coastlines, Academic Press Limited. London, 5ª Impressão, 617 p.

DIAS, J. M. A. et. al. (1997) - Evolução da linha de costa, em Portugal, desde o último máximoglaciário até à actualidade: síntese dos conhecimentos, Estudos do Quaternário, APEQ, Lisboa,p. 53-66. Aula 10: riscos e ordenamento

DEPARTMENT of the ENVIRONMENT - (1995) - Coastal Planning and Management: Areview of Earth Science information needs, HMSO, London, 186 p.

GRANJA, H. M, SOARES DE CARVALHO, G. - (1995) - Sea-Level Changes During thePleistocene-Holocene In the NW Coastal Zone of Portugal. In Terra Research, BlackwellScience, p. 60-67.


230

KOMAR, p. D., (1998) - Beach Processes and Sedimentation, Prentice Hall, New Jersey, 543 p.

MOTA-OLIVEIRA, I. B., (1990) - Erosão costeira no litoral Norte: considerações sobre a suagénese e controlo, Actas do 1º Simpósio sobre a protecção e revalorização da faixacosteira do Minho ao Liz, Inst. Hidráulica e Recursos Hídricos, Porto, p. 201-221.

PASKOFF, R. - (1985) - Les littoraux - impact des aménagements sur leur évolution, Col.Géographie, Paris, Masson, 185 p.

PASKOFF, R., (2001) - L’élevation du Niveau de la Mer et les Espaces Côtiers, InstitutOcéanographique, Col. Propos, 190 p.

SANTOS, F. D, FORBES, K , MOITA, R. (editores) (2002) – Climate change in Portugal.Scenarios, impacts and adaptation mesures (Siam project), Gradiva, F. C. Gulbenkian,FCT, Lisboa, 454 p.

THURMAN, H. V., (1997) - Introductory Oceanography, Prentice Hall, New Jersey, 544 p.

VILES, H., SPENCER, T. - (1995) - Coastal Problems - Geomorphology, Ecology and Societyat the Coast, Edward Arnold, London, 350 p.

MINISTÉRIO DO AMBIENTE E RECURSOS NATURAIS-FBO, (1999) - POOCCaminha-Espinho, Cartas de condicionantes, Plantas de Síntese e Planos de Praia, Lisboa

Figura 188: Comparação entre a carga sólida transportada pelos rios do Norte de Portugalnuma situação natural e após a construção das barragens

0 400000 800000 1200000 1600000

Natural situation

Actual sediments

MinhoÂncoraLimaNeivaCávadoAveDouro


231

Figura 189: Redução da área das bacias de drenagem portuguesas devido à construção dasbarragens

Figura 190: Recuo das arribas a leste de Quarteira (Vale de Lobo, Algarve).


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233

Figura 191: O impacto das obras transversais na dinâmica da linha de costa

Figura 192: Comparação entre o mapa topográfico 1:25.000 (folha 143-Espinho, 1978) eas fotografias áéreas do site http://ortos.igeo.pt/ortofotos/


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Figura 193: O impacto de um quebra-mar destacado na evolução da linha de costa

Figura 194: A construção de um paredão na frente de uma duna em processo de erosão


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acaba por produzir uma reflexão das ondas que tende a aumentar a energia disponívelpara o transporte das areias.

Figura 195: Quebra-mares destacados na costa mediterrânica de Espanha


236

Figura 196: Análise da destruição do molhe de Sines (Fevereiro de 1978).


237

Figura 197: O papel da vegetação na resistência das dunas à erosão. Praia de Cortegaça.

Figura 198: Corredores de deflacção cortados em arriba pelo avanço do mar. A Sul dapraia da Torreira.

Figura 199: O passadiço de Francemar permitiu minorar a degradação das dunas. Ano de2000.


238

Figura 200: Paliçadas na praia de Labruge: Novembro de 2002. É perfeitamente visível oprocesso ondulatório que produz a deposição das areias a sotavento das paliçadas.

Figura 201: Ocupação clandestina das margens da ribª de S. Pedro, na Praia Velha (S.Pedro de Muel), nos anos 80.


239

Figura 202: Dois casos de construção na praia ou na duna frontal: barra de Aveiro e astristemente célebres Torres de Ofir.

Fig 203: Esquema sobre as tácticas que podem ser usadas para minorar o processo dedegradação das dunas.


240

Figura 204: Ponte pedonal de Labruge, sobre o Rio Donda. Agosto de 2002.

Figura 205 : Depósito de lixos domésticos e da construção civil sobre a arriba da praia deLabruge (2001).


241

Figura 206: Os POOCs e as grandes regiões estruturais de Portugal


242

Figura 207: Carta de condicionantes do POOC Caminha-Espinho.


243

Figura 208: As respostas da sociedade à elevação do nível do mar

Aula 14: Sumário: Apresentação dos trabalhos dos alunosOs trabalhos serão entregues algum tempo antes, de modo a poderem ser lidos e anotados peloProfessor.Cada grupo de alunos fará uma curta apresentação dos seus trabalhos. Essa apresentação seráfeita de preferência através do data show que existe no laboratório de Geografia Física erecorrendo a programas como o MS Power Point ou Adobe Acrobat. A essa apresentação seguir-se-á uma discussão orientada pelo Professor mas em que todos os estudantes da disciplina podemparticipar.


244

Aula 15: Sumário: Apresentação dos trabalhos dos alunos (conclusão).Auto e hetero-avaliação. Aprendizagem de construção de páginas Web para a colocação de umasíntese (supervisionada pelo Professor) dos respectivos relatórios na página Web da disciplina.

Saídas de campo

Como foi dito no início, as saídas de campo serão parte integrante da disciplina. Tratando-se deuma disciplina de opção em que o número de estudantes não deverá ser muito elevado, as saídasserão programadas com alguma flexibilidade, recorrendo a meios de transporte próprios.Isso dá-nos a possibilidade de marcar as saídas com uma pequena antecedência, escolhendo aaltura mais adequada de acordo com:• as matérias tratadas nas aulas teóricas e práticas;• as marés;• o tipo de tempo previsível.Como se pretende que haja uma adaptação o mais estreita possível entre as reacções e osinteresses do alunos e o trabalho de campo é evidente que aquilo que vai ser dito não passa deum guião muito elementar, que será desenvolvido de forma diferenciada e tanto quanto possíveladaptada às circunstâncias.Também estes tópicos resultam do desenvolvimento das nossas ideias sobre a prática deleccionação dos Seminários em Geografia Física que já vem do ano lectivo de 1990-1991.Saída de campo 1.Esta saída de campo deverá ser marcada numa manhã de maré baixa viva.Percurso: Porto, Gião, Vila Chã, S. Paio, Labruge, Boa Nova, Foz do Douro, Lavadores.Objectivos:• Trabalho com cartas topográficas e geológicas;• Aprendizagem da orientação de mapas e identificação da localização no terreno recorrendo à

carta e à bússola;• Aprendizagem do trabalho com a bússola. Identificação de direcção e pendor de estruturas

geológicas (filões, fracturas, falhas);• Influência da litologia (granitos alcalinos e calco-alcalinos, gneisses e migmatitos da praia de

Vila Chã);• Reconhecimento de formas litorais (marmitas, plataformas de erosão marinha, entalhes

basais, arribas);• Influência da tectónica (a falha do Gião, fig. A);


245

• Escalonamento de formas e depósitos litorais. O entalhe basal fóssil do S. Paio e seusignificado (fig. B);

• Processos actuantes na plataforma de erosão marinha de Lavadores (fig. C);• Recolha de algumas amostras de sedimentos litorais (areias de praia, de duna, de estuário)

para posterior tratamento.Saída de campo 2:Dado que as praias de Cortegaça e Maceda se situam a uma distância que ronda os 30kms,justifica-se que esta saída de campo ocupe um dia inteiro de trabalho. Além disso, a duração deuma manhã e uma tarde permitirá ver como se faz a evolução da maré e fazer alguns cálculossimples sobre a cota atingida pelo mar nos diferentes momentos. Se possível, também desta vezseria interessante que a visita se realizasse durante um dia de maré viva.Objectivos gerais:

• Identificação das partes constituintes de um perfil de praia;• Perfis reflexivos e dissipativos (fig. G);• Construção de um perfil de praia (fig. H);• Estruturas sedimentares (crescentes de praia, ripples de ondulação e de corrente,

imbricação de calhaus, estratificação entrecruzada planar);• Análise macroscópica de areias de praia e duna ao longo da linha de costa;• O papel da erosão e o enriquecimento em minerais pesados (figs 132 e 133).

O percurso corresponderá ao caminho pelo litoral a Sul de Lavadores até à Praia de S. Pedro deMaceda. Serão feitas paragens em diversos locais com os seguintes objectivos específicos:

• Lavadores: o estuário do Douro. O Cabedelo e as suas variações de forma e posição (figs.152 e 153).

• Salgueiros (formas de erosão no granito de Lavadores, fig. 102);• Madalena (o exutor submarino e a perturbação que ele provocou no traçado da linha de

costa, mapa da fig. D);• Praia Atlântico (a erosão das areias devida à construção do exutor submarino faz aparecer

depósitos solifluxivos e lagunares (figura E);• Praia de Francelos: esta praia foi o local onde a erosão produzida pela construção do

exutor submarino da Madalena foi mais intensa (fig. F);• Praia de Miramar: visita ao rochedo do Sr. da Pedra: o entalhe basal (fig. 101) e as

formas do tipo alvéolo (fig. 113);• Praia da Aguda: visita ao parque das Dunas. Morfologia e vegetação das dunas. A

importância da preservação das dunas e da educação ambiental;• Praia da Aguda-Granja: a construção do quebra mar destacado e os fenómenos de erosão

associados (fig. 172);


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• Espinho: os esporões e a alimentação artificial na praia Azul. Histórias de erosão (fig. I);• Paramos: Fenómenos de erosão. Os problemas humanos decorrentes do desaparecimento

da pesca (arte xávega). Entrevista com a população local sobre o tema. Relação entre osproblemas de erosão e a construção dos esporões de Espinho;

• Lagoa de Esmoriz: mudanças de traçado, sedimentos lagunares, slikke e schorre. Dunasembrionárias. O excesso de ocupação do litoral;

• Cortegaça: o enrocamento e o (quase) desaparecimento da praia. O corte na duna fóssilde Cortegaça (fig. 141). O significado dos níveis lagunares e do solo podzólico.

• Percurso Cortegaça-Maceda: Diferentes sistemas de dunas (fig. 140) orientação e grau depedogénese;

• Praia de S. Pedro de Maceda: os níveis lagunares: comparação com a sua situação emCortegaça;

Saída de campo 3:Percurso: Carregal-Arrábida Shopping-Picão-Lavadores.Trata-se de um percurso destinado a mostrar os depósitos de fácies fluvial e marinho existentesna plataforma litoral na área a sul do Douro (mapa da fig. J):

1. Depósitos de carácter fluvial que se situam sempre acima dos 50m.

a. Estes depósitos podem ainda ser subdivididos em 2 conjuntos: Um conjunto maisantigo de depósitos fluviais relativamente bem calibrados, formados numambiente de planície aluvial (fase I, corte do Carregal, fig. K).

b. Um outro conjunto, mais recente, englobando blocos de sedimentos do tipoanterior e com um carácter nitidamente torrencial (fase II, corte do ArrábidaShopping-fig.L, corte do Picão).

2. Depósitos marinhos (que poderiam também designar-se como terraços marinhos oupraias levantadas, de acordo com a designação clássica que lhes foi, muitas vezes,atribuída) que se encontram a cotas que nunca ultrapassam os 40m.

A separação existente entre os depósitos de fácies marinho e fluvial é acentuada pela existênciade um degrau topográfico geralmente bem sensível (por exemplo à latitude da Madalena, ver fig.D).

Quanto aos depósitos marinhos, as suas características sedimentares e situação topográficapermitiram definir um escalonamento de 3 níveis.

• Os depósitos que se apresentam em manchas mais extensas são, normalmente, aquelesque se situam na proximidade dos depósitos fluviais, a altitudes compreendidas entre 30 e37m. Trata-se de depósitos geralmente espessos, que assentam sobre um substratorubefacto, bastante alterado, e que designaremos como “nível 1” (Lavadores, fig. M).


247

• Os depósitos do “nível 2” apresentam uma certa ferruginização (cor acastanhada),assentam sobre um substrato cuja alteração, menos intensa que a do nível precedente, lheconfere uma cor esbranquiçada, e situam-se a altitudes de 18-15m (Lavadores, fig. N).

• Os depósitos do “nível 3” aparecem a cotas geralmente inferiores a 10m, e em certoslocais chegam a atingir o nível actual das marés baixas (praias de Francelos, da Aguda eda Granja). Apresentam uma cor castanha, que corresponde a uma ferruginização bastanteintensa, que os transforma, por vezes, em verdadeiros conglomerados. O seu bed-rockapresenta apenas uma alteração incipiente e uma pâtine castanha ou alaranjada,obviamente relacionada com a migração de ferro que condicionou a cimentação dodepósito suprajacente (fig. P).

Ainda junto à praia de Lavadores encontramos deformações de origem aparentemente tectónicaem depósitos dos níveis II e III (fig. O).

Figura A: A falha do Gião afecta um depósito presumivelmente fini-terciário/quaternário.

É um exemplo pedagógico para comprovar a actividade tectónica recente


248

Figura B: Entalhe basal fóssil a uma cota de 9m acima do nível médio daságuas do mar (S.Paio, Labruge, Vila do Conde)

Figura C: Plataforma de erosão marinha de Lavadores. A maré deveria estar praticamenteno seu ponto médio, o que significa que o mar estava à cota 0.


249

Figura D: Reprodução parcial do mapa 1:25.000, folha 122 (Porto). Edição de 1999


250

Figura E: Afloramento de depósitos de tipo lagunar na praia Atlântico (entre Valadares eFrancelos). Aspecto de pormenor das fendas de retracção encontradas nesse depósito

Figura F: Erosão da praia de Francelos e destruição de parte do bar “Titanic”. 31 deDezembro 1999.


251

Figura G: Praias dissipativas, intermédias e reflexivas.

Figura H: Processo de elaboração de perfis de praia.


252

Figura I: O recuo da linha de costa em Espinho. Figura extraída do Guia de Portugal(Entre Douro e Minho) da Fundação Calouste Gulbenkian.


253

Figura J: Esboço geomorfológico de um sector da plataforma litoral compreendido entre aFoz do Douro e a Praia da Madalena. Com base na carta topográfica 1/25.000.


254

Figura K: O depósito da fase I do Carregal (128m)


255

Figura L: O depósito do Carrefour (hoje inexistente; muito semelhante ao do ArrábidaShopping). Na foto de baixo, pormenor do corte anterior.


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Figura M: O depósito do nível marinho I de Lavadores (35m)

Figura N: O depósito do nível II de Lavadores (18m)


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Figura O: O depósito marinho do nível II de Lavadores e a sua afectação provável poruma falha inversa

Figura P: Entalhe basal nos granitos de Lavadores, fossilizado por um depósito(Eemiense?). Praia de Lavadores, cerca de 5-6m.


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Índice das FigurasFigura 3 Densidade da população nos concelhos do litoral 27Figura 4: Penetração dos nevoeiros de advecção no litoral da região do Porto 29Figura 5: Classificação dos litorais essencialmente baseada na situação estrutural 32http://www.nautigalia.com/elninoylanina/index3.htm 35Figura: 6: Estrutura dipolar da molécula de água. Ligações iónicas e covalentes 37Figura 7: A penetração da energia solar na água do mar 38Figura 8: Variação da temperatura, salinidade e densidade da água com a latitude e a profundidade 39Figura 9: Balanço energético de Janeiro e Julho 40Figura 10: Correntes quentes e frias e áreas de upwelling 41Figura 11: Direcção dos ventos versus direcção das correntes marítimas. A espiral de Ekman 42Figura 12: A circulação em superfície e em profundidade. Conveyor belt 43Figura 13: Relação entre a direcção dos alíseos e as correntes por eles geradas. O upwelling. 44Figura 14: Exemplos de situações de upwelling na costa ocidental da Península Ibérica. Adaptado de O. Ribeiro, H.Lautensach e S. Daveau, vol. I, 1987 45Figura 15: Circulação ao longo da costa portuguesa em Agosto, Novembro e Dezembro 46Figura 16: Corrente de Davidson ao largo da costa da Califórnia 46Figura 17: Tipos de ondas 52Figura 18: Características essenciais das ondas orbitais 53Figura 19: Relações entre o comprimento de onda, o período e a velocidade das ondas 53Figura 20: Modificações sofridas pelas ondas quando se aproximam da linha de costa 54Figura 21: Ondas de águas profundas, intermédias e pouco profundas 54Figura 22: A transmissão da energia do vento para as ondas 55Figura 23: Ondas de capilaridade e de gravidade 55Figura 24: Área de origem da ondulação e Swell 56Figura 25: Interferência de ondas 57Figura 26: Vagas por derramamento, em voluta e em rolo (surging) 58Figura 27-A: A refracção das ondas quando se aproximam da costa 58Figura 27-B: Refracção das ondas 59Figura 28: Reflexão das ondas 59Figura 29: Difracção das ondas 60Figura 30: Ondas estacionárias 60Figura 31: Storm surge 61Figura 32: Processo de criação dos tsunami 61Figura 33: O tsunami que se seguiu ao sismo de Lisboa de 1755 62Figura 34: Importância relativa das marés geradas pela Lua e pelo Sol 68Figura 35: O sistema de rotação Terra-Lua. O baricentro 69Figura 36. Trajectórias seguidas pela Terra e pela Lua ao longo do ano 70Figura 37: Rotação Terra-Lua: todos os pontos da Terra descrevem trajectórias idênticas em torno do baricentro. Aforça centrípeta que mantém o sistema em rotação conjunta é igual em todos os pontos da Terra. 71Figura 38: A existência de forças gravitacionais diferentes consoanter a posição de cada ponto em relação à Luaimplica a existência da força de maré 72Figura 39: Maré alta directa e reflexa 73Figura 40: Dia Lunar: ao longo de um dia solar a Lua gira 12° e 12’. Por isso, para o observador voltar à posiçãoinicial relativamente à Lua, é necessário que a Terra gire mais 12° e 12’. Desta forma, o dia lunar tem 24h e 50min.

73Figura 42: Marés vivas e mortas 74Figura 43: Interferência entre as marés lunares e solares 75Figura 44: Variação da distância da Terra ao Sol e da Terra à Lua 76


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Figura 45: Fases da Lua e variação da distância da Lua à Terra e da declinação lunar (Março de 1981) 76Figura 46: Variação da declinação da Lua: ciclo de 18,6 anos. 77Figura 47: Variação na amplitude das marés durante o dia: as marés tropicais 77Figura 48: Variação da declinação solar ao longo do ano: as marés equinociais 78Figura 49: tipos de marés. Semidiurnas, mistas e diurnas 79Figura 50: variações na altura da maré devidas a causas meteorológicas: storm surge de 14-16 de Outubro de 1987na costa portuguesa 80Figura 51: Permanência do nível do mar a diversas alturas. Caso de marés semidiurnas e diurnas. 81Figura 52: Propagação da onda de maré 82Figura 53: Linhas cotidais e pontos anfidrómicos a nível do globo 83Figura 54: Linhas cotidais no Atlântico 84Figura 55: A propagação da maré ao longo da costa ocidental da Península Ibérica 85Figura 56: A penetração da maré ao longo de um estuário (macaréu) 86Figura 57: Relação entre a o tipo e a frequência de diversos tipos de paisagens costeira e a amplitude das marés 87Figura 59: O papel das variações relativas do nível do mar no avanço ou recuo da linha de costa 95Figura 60: Os factores em jogo nas variações relativas do nível do mar 95Figura 61: Processo de determinação do nível do mar a partir da altimetria espacial 96Figura 62: Deformações da superfície do geóide 97Figura 63: As grandes fases na evolução do nível do mar durante o Fanerozóico e a sua relação com o efeito deestufa (G. de Greenhouse) e com as fases de glaciação (I de Ice) 97Figura 64: Duas curvas eustáticas para o Fanerozóico 98Figura 65: Variação climática no final do Cenozóico (extraído de Andersen e Borns, 1994) 99Figura 66: Variação climática e do nível do mar durante o Quaternário (fig. extraída do sitehttp://www.soest.hawaii.edu/coasts/csrg1.html) 100Figura 67: Configuração da linha de costa e rede de drenagem na área das Ilhas Britânicas e do mar do Norte 101Figura 68: Variações da linha de costa de Portugal a partir de 18.000BP 102Figura 69: Proposta de variação do nível médio do mar na margem continental portuguesa desde o último máximoglaciário 103Figura 70: O rebordo do inlandsis e o seu colapso no período pós-glaciar 103Figura 71: Taxa das variações relativas do nível do mar nas áreas glaciadas e na sua periferia 104Figura 72: Recentes variações do nível do mar à volta da ilhas Britânicas. É de notar a existência de variaçõesimportantes na taxa de variação mesmo em locais bastante próximos. 105Figura 73: Tendências da variação relativa do nível do mar verificadas nas estações maregráficas da PenínsulaIbérica 106Figura 74: Subsidência versus levantamento devidos a fenómenos de hidro-isostasia 107Figura 75: Localização dos litorais subsidentes a nível do Globo 108Figura 76: Variações recentes do nível médio relativo do mar em 6 estações 109maregráficas 109Figura 77: Taxa de variação do nível do mar no período de Janeiro de 1993 a Dezembro de 2000 110Figura 78: Variação do nível do mar de 1700 até 1970 111Figura 79: Tendências no comportamento do nível relativo do mar em diferentes locais do mundo, com base emséries maregráficas com mais de 70 anos. 112Figura 80: As projecções do IPCC: relatório de 1991 (extraído de E. Bird, 1993) 113Figura 81: As projecções do IPCC (relatório de 2001: 113Extraído de: http://www.ipcc.ch/pub/spm22-01.pdf 113Fig. 82: As taxas de variação do nível do mar, respectivos intervalos e sua variação no tempo 114Figura 83: A curva do marégrafo de Cascais 115Figura 84: Paisagens e terminologia nos litorais rochosos 123Figura 85: O balanço sedimentar num determinado sector costeiro 124Figura 86: Tipos de rebentação na base das arribas 124Figura 87: Distribuição das pressões actuando na base das arribas com ondas estacionárias, a quebrar ou jáquebradas 125Figura 88: Distribuição vertical da energia produzida pelo quebrar das ondas 125Figura 89: Relação entre a fadiga dos materiais, o número de ciclos de pressão e a existência ou não de água 126


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Figura 90: O papel da profundidade e da decorrente diminuição da porosidade na 126resistência de uma rocha granítica 127Figura 91: o sistema de recuo das arribas: a erosão basal é essencial para um recuo contínuo da arriba. 127Figura 92: Velocidade de recuo de uma arriba artificial e formação de uma praia na sua frente. O entalhedesenvolve-se obliquamente, originando uma rampa. 127Figura 93: Velocidade de escavamento de uma arriba composta de areia aglutinada por um cimento. 128Figura 94: Movimentos de massa nas arribas 129Figura 95: Formas de entalhes basais em rocha não calcária 130Figura 96: Os três tipos fundamentais de morfologia nas costas rochosas: plataforma descendo para o mar,plataforma horizontal e arriba mergulhante 131Figura 97: Perfis de algumas plataformas de erosão marinha situadas na costa portuguesa 132Figura 98: Antiga plataforma de erosão marinha; é de notar a existência de um sector inferior, com baixo declive (1)e uma rampa (2) que, neste caso tem um declive de cerca de 13° (Praia de Vila Chã, Vila do Conde). Nessemomento o nível do mar estava praticamente no nível médio. A seta corresponderia ao nível médio do marcontemporâneo da plataforma. Este situar-se-ia claramente acima do nível actual 133Figura 99: Tipos e desenvolvimento de entalhes basais em ambiente de laboratório 133Figura 100: Costa da Galiza: colocação de instrumentos de medida da degradação da superfície em plataformas deerosão marinha (Micro Elevation Meter, MEM), feita sob a supervisão de A. Trenhaile. 134Figura 101: Entalhe basal em gneisses muito resistentes. Rochedo do Srª da Pedra, Miramar, V. Nova de Gaia 135Figura 102: Entalhe basal e rochas pedunculadas na praia de Salgueiros, V. Nova de Gaia 136Figura 103: Entalhe basal desenvolvendo-se em rampa a partir do nível da maré baixa. Praia de Vila Chã, Vila doConde 136Figura 104: Entalhe basal desenvolvendo-se em rampa e plataforma de erosão marinha adjacente (parcialmentecoberta de areias). A sul da Praia de S. Paio, Labruge, Vila do Conde 137Figura 105: Formas litorais (plataformas do tipo B) em diversso tipo de rocha, nas regiões tropicais 138Figura 106: O aproveitamento das superfícies de descontinuidade no desenvolvimento de uma pequena gruta nogranito calco-alcalino de Lavadores. Esta reentrância desenvolve-se acima do nível das marés mais altas, numa áreamuito exposta e deverá corresponder a uma herança de um nível relativo do mar ligeiramente mais alto 139Figura 107: Arcos de erosão: Praia de As Catedrais, Litoral Norte da Galiza, entre Foz e Ribadeo (Concelho deBarreiros, Província de Lugo). 140Figura 108: Fotografia aérea da praia das Catedrais, com indicação de algumas das direcções estruturais maisrelevantes 141Figura 109: Aspecto do carso exumado da Ponta da Piedade (Lagos, Algarve). Frente ao arco podem ver-se 2pináculos (sea stacks) 141Figura 110: Pináculo resultante de um dique intruído nas rochas basálticas (Madeira. Extraído do sitehttp://www.trekdiary.com/99mad5.html 142Figura 111: Conjunto de marmitas orientadas pela acção de fracturas: Praia de Lavadores (V. Nova de Gaia) 143Figura 112: Bacia de dissolução no beach rock da Praia do Xai-Xai (Moçambique) 144Figura 113: Alvéolos nos gneisses biotíticos muito resistentes do rochedo do Sr. da Pedra (Praia de Miramar, V.Nova de Gaia). Altitude: cerca de 9m acima do nível médio das águas do mar. 144Figura 114: Ganhos e perdas de areias numa praia. As praias de calhaus têm ganhos e perdas semelhantes,exceptuando no que diz respeito à acção do vento. 152Figura 115: Arribas vivas, estabilizadas e mortas. 153Figura 116: Tipologia da faixa costeira entre Caminha e Espinho. 153Figura 117: Perfil de praia: o esquema simples de R. Paskoff. 153Figura 118: Perfil de praia. Terminologia francesa de A. Guilcher. 154Figura 119: Morfologia das praias: comparação de diferentes terminologias. 155Figura 120: Tipos de praias consoante a respectiva configuração. 155Figura 121: Tombolo formado pela ponta da Gafa na praia do Mindelo (Vila do Conde). 156Figura 123: Relação entre o declive da praia e o calibre dos materiais que a formam. 157Figura 124: Modo de formação dos crescentes de praia. 158Figura 125: Crescentes de praia na Praia do Norte (a Norte do promontório da Nazaré). 158Figura 126: Ilustração do princípio de Bruun. 159Figura 127: Variação do perfil de uma praia entre a situação de verão e a situação de inverno. 159


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Figura 128: Bermas de praia. Foto extraída de http://www.pol.ac.uk/india/IND_updatefw.html 160Figura 129: Variações de declive e tipo de sedimentação numa praia de calhaus. 160Figura 130: As variações no pendor das lâminas numa praia reflectem diferenças no declive da face da praia. Figuraextraída de: 161http://www-geology.ucdavis.edu/~GEL109/SedStructures/SedStructures.html 161Figura131: Marcas de corrente em depósitos litorais. Foto extraída do site 161Figura 132: Processo que explica a erosão predominante nos grãos de quartzo ou feldspato relativamente aos grãosde minerais pesados. 162Figura 133: Enriquecimento em minerais pesados de uma praia em erosão. Praia de Francelos (Vila Nova de Gaia).

162Figura 134: Corrente em zig-zag e deriva litoral 163Figura 135: Complementaridade no sistema praia-duna. 163Figura 136: O papel dos obstáculos na formação das dunas embrionárias. 163Figura 137: O vento vindo do mar, ao soprar sobre a duna frontal, desenvolve turbilhões que explicam a formaçãode depressões interdúnicas. 164Figura 138: Dunas do tipo barkhan formadas por vento que sopra da terra para o mar. Julho de 2002, NarbonnePlage, costa do Languedoc, França. 164Figura 139: Desenvolvimento sequencial de um sistema de dunas litorais. 165Figura 140: Sistemas de dunas ao Norte da laguna de Aveiro. 166Figura 141: Praia de Cortegaça: as setas separam os 3 conjuntos dunares existentes. 167Figura 142: Corte esquemático e interpretação do sistema dunar das Landes. 168Figura 143: Duna consolidada por cimento carbonatado: a sul de Porto Côvo. 168Figura 144: Definição dos graus de rolamento dos grãos de quartzo (muito angulosos, angulosos, sub-angulosos,arredondados, redondos e muito redondos). Extraído de G. S. Carvalho, 1966. 169Figura 145: Relação hierárquica entre forma, grau de rolamento e aspecto de superfície dos grãos. 170Figura 147: A pluma do Mississipi. Imagem extraída de:http://earthobservatory.nasa.gov/Newsroom/NewImages/Images/modis_mississippi_sed_lrg.jpg 182Figura 148: Variação da velocidade da corrente consoante a fase da maré 183Figura 149: Correntes residuais e transporte de sedimentos nos estuários de cunha salina 184Figura 150: Correntes residuais num estuário de mistura parcial 185Figura 151: Correntes salina e fluvial num estuário de mistura total 185Figura 152: Estuário do rio Douro em 1995 186Figura 153: Evolução do Cabedelo nos útimos 150 anos (fonte: Administração dos portos do Douro e Leixões,APDL) 187Figura 154: O corpo lodoso e a sua movimentação num estuário com cunha salina 188Figura 155: Factores em jogo na evolução de um delta 188Figura 156: Problemas de erosão no delta do Nilo devidos à retenção de sedimentos na barragem de Assuão. 189Figura 157: Elementos constitutivos de uma laguna 189Figura 158: O delta do Pó e a laguna de Veneza 190Figura 159: Imagem de satélite da laguna de Veneza 190Figura 160: Veneza durante a ”acqua alta” de 16 de Novembro de 2002 191Figura 161: Valores máximos da altura da água atingidos em cada ano, de 1927 até 16 de Novembro de 2002 emVeneza 191Figura 162: A evolução da Ria de Aveiro 192Figura 163: O corte artificial na restinga de Aveiro 193Figura 164: Imagem de conjunto da Ria Formosa 193Figura 165: Evolução de uma laguna afectada por uma transgressão marinha 194Figura 166: Evolução por segmentação das lagunas litorais 194Figura 167: Processo de segmentação na lagoa do Bilene (Moçambique) 195Figura 168: Schorre e Slikke nos estuários do rio Maputo (Moçambique) e do rio Sado (Portugal). 195Figura 169: Aspecto do mangal junto à restinga da Praia dos Pescadores (Maputo, Moçambique) 196Figura 170: Canal de maré: região de Maputo (Moçambique) 196Figura 171: Distribuição das áreas de mangal e de sapal a nível do globo. 197Figura 172: Depósitos lagunares encontrados na praia da Aguda (Vila Nova de Gaia) em Outubro de 2002. O seu


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aparecimento fica a dever-se à erosão produzida pela implantação do quebra mar destacado da Praia da Aguda. 198Figura 173: Reconstrução do padrão das principais correntes marítimas durante o mais recente ciclo dedesintegração continental. 210Figura 65 (repetição): Variação climática no final do Cenozóico (extraído de Andersen e Borns, 1994) 212Figura 66 (repetição): Variação climática e do nível do mar durante o Quaternário (fig. extraída do sitehttp://www.soest.hawaii.edu/coasts/csrg1.html) 213Figura 175: Os ciclos de Milankovitch 214Figura 176: Proposta de Riser (1999) para uma cronologia do Quaternário 215Figura 177: Os estádios isotópicos: os últimos 140.000 anos 216Figura 178: Curva isotópica para a Gronelândia. Dados extraídos deftp://ftp.ngdc.noaa.gov/paleo/icecore/greenland/summit/grip/isotopes/gripd18o.txt 217Figura 179: Cronologia do Tardiglaciar e do Holocénico 218Figura 180: Curvas isotópicas do Tardiglaciar e do Holocénico 219Figura 181: Evidência de variações do nível do mar: terraços marinhos emersos e submersos 220Figura 182: A interacção entre o eustatismo e a isostasia podem produzir praias levantadas que se estendem paraalém da amplitude dos níveis eustáticos 220Figura 183: A curva de Fairbridge sobre as variações do nível do mar durante o Quaternário e a sua disposição emescadaria Figura 6 220Figura 184: Os terraços de coral na Península de Huon (Nova Guiné) 221Figura 185: A separação entre a curva eustática e a subida tectónica na península de Huon (Nova Guiné) 222Figura 186: Processo de desenvolvimento de um terraço marinho 223Figura 187: Fotografia da situação descrita na figura 186. 224Figura 188: Comparação entre a carga sólida transportada pelos rios do Norte de Portugal numa situação natural eapós a construção das barragens 230Figura 189: Redução da área das bacias de drenagem portuguesas devido à construção das barragens 231Figura 190: Recuo das arribas a leste de Quarteira (Vale de Lobo, Algarve). 231Figura 191: O impacto das obras transversais na dinâmica da linha de costa 233Figura 192: Comparação entre o mapa topográfico 1:25.000 (folha 143-Espinho, 1978) e 233as fotografias áéreas do site http://ortos.igeo.pt/ortofotos/ 233Figura 193: O impacto de um quebra-mar destacado na evolução da linha de costa 234Figura 194: A construção de um paredão na frente de uma duna em processo de erosão 234acaba por produzir uma reflexão das ondas que tende a aumentar a energia disponível para o transporte das areias.

235Figura 195: Quebra-mares destacados na costa mediterrânica de Espanha 235Figura 196: Análise da destruição do molhe de Sines (Fevereiro de 1978). 236Figura 197: O papel da vegetação na resistência das dunas à erosão. Praia de Cortegaça. 237Figura 198: Corredores de deflacção cortados em arriba pelo avanço do mar. A Sul da praia da Torreira. 237Figura 199: O passadiço de Francemar permitiu minorar a degradação das dunas. Ano de 2000. 237Figura 200: Paliçadas na praia de Labruge: Novembro de 2002. É perfeitamente visível o processo ondulatório queproduz a deposição das areias a sotavento das paliçadas. 238Figura 201: Ocupação clandestina das margens da ribª de S. Pedro, na Praia Velha (S. Pedro de Muel), nos anos 80.

238Figura 202: Dois casos de construção na praia ou na duna frontal: barra de Aveiro e as tristemente célebres Torresde Ofir. 239Fig 203: Esquema sobre as tácticas que podem ser usadas para minorar o processo de degradação das dunas. 239Figura 204: Ponte pedonal de Labruge, sobre o Rio Donda. Agosto de 2002. 240Figura 205 : Depósito de lixos domésticos e da construção civil sobre a arriba da praia de Labruge (2001). 240Figura 206: Os POOCs e as grandes regiões estruturais de Portugal 241Figura 207: Carta de condicionantes do POOC Caminha-Espinho. 242Figura 208: As respostas da sociedade à elevação do nível do mar 243Figura A: A falha do Gião afecta um depósito presumivelmente fini-terciário/quaternário. É um exemplo pedagógicopara comprovar a actividade tectónica recente 247Figura B: Entalhe basal fóssil a uma cota de 9m acima do nível médio daságuas do mar (S. Paio, Labruge, Vila doConde) 248


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Figura C: Plataforma de erosão marinha de Lavadores. A maré deveria estar praticamente no seu ponto médio, o quesignifica que o mar estava à cota 0. 248Figura D: Reprodução parcial do mapa 1:25.000, folha 122 (Porto). Edição de 1999 249Figura E: Afloramento de depósitos de tipo lagunar na praia Atlântico (entre Valadares e Francelos). Aspecto depormenor das fendas de retracção encontradas nesse depósito 250Figura F: Erosão da praia de Francelos e destruição de parte do bar “Titanic”. 31 de 250Dezembro 1999. 250Figura G: Praias dissipativas, intermédias e reflexivas. 251Figura H: Processo de elaboração de perfis de praia. 251Figura I: O recuo da linha de costa em Espinho. Figura extraída do Guia de Portugal (Entre Douro e Minho) daFundação Calouste Gulbenkian. 252Figura J: Esboço geomorfológico de um sector da plataforma litoral compreendido entre a Foz do Douro e a Praia daMadalena. Com base na carta topográfica 1/25.000. 253Figura K: O depósito da fase I do Carregal (128m) 254Figura L: O depósito do Carrefour (hoje inexistente; muito semelhante ao do Arrábida Shopping). Na foto de baixo,pormenor do corte anterior. 255Figura M: O depósito do nível marinho I de Lavadores (35m) 256Figura N: O depósito do nível II de Lavadores (18m) 256Figura O: O depósito marinho do nível II de Lavadores e a sua afectação provável por uma falha inversa 257Figura P: Entalhe basal nos granitos de Lavadores, fossilizado por um depósito (Eemiense?). Praia de Lavadores,cerca de 5-6m. 257

Índice GeralPrograma da disciplina de Geomorfologia Litoral 1

I - Introdução 11 - Enquadramento da disciplina 12 - As lições extraídas de experiência(s) prévia(s) e a selecção das matérias a desenvolver 13 – Motivações e objectivos 24 - O grau de aprofundamento das matérias e a organização dos temas 35 - O processo de ensino e de aprendizagem e o carácter deste relatório 36 - Formação versus informação: a importância de transmitir atitudes 47 - Organização das aulas: a importância do apoio da informática. 48 - Métodos de avaliação 6

II - Bibliografia 9

III- Tópicos das aulas 24

1 – Introdução 24

Aula 1: Apresentação dos objectivos, programa, métodos de trabalho e de avaliação. Definição de litoral emotivações para o seu estudo 25

Definição do conceito de litoral 25A zona costeira/litoral como interface. 30A diversidade dos litorais 30Aula prática 31Bibliografia utilizada 31

Aula 2: Origem e características da água do mar. As correntes marítimas 33Origem e características da água do mar 33O balanço da radiação e a circulação geral da atmosfera. 33A circulação geral da atmosfera e as correntes marítimas 33As correntes e os ventos: a espiral de Ekman 33


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Estrutura vertical dos oceanos e circulação termo-halina 34As correntes marítimas e a dissimetria das fachadas oceânicas 34O papel das correntes marítimas na regulação térmica terrestre. A importância da circulação oceânica nasvariações climáticas 34Mecanismo e importância do upwelling. 35Alguns aspectos da circulação marítima na costa portuguesa 35Aula prática: 35Bibliografia utilizada 36Web sites 36

Aula 3: Ondas 47Como se deslocam as ondas: características gerais dos processos ondulatórios 47Características das ondas 47Ondas geradas pelos ventos 48Swell 48Padrões de Interferência 49Ondas livres e forçadas 49Ondas traiçoeiras (Rogue Waves) 49Rebentação (Surf) 50Refracção das ondas 50Difracção das ondas 51Reflexão das ondas 51Storm Surge 51Tsunami 51Aula Prática 52Bibliografia 52

Aula 4: Marés 63Mecanismos das marés, maré directa e reflexa 63Marés vivas e mortas 63Outras variações na amplitude das marés. Marés equinociais 64Marés diurnas, semi-diurnas e mistas 64Dinâmica das marés: linhas cotidais e pontos anfidrómicos 65Macaréu 66Amplitude das marés 66Aula Prática 66Bibliografia utilizada 66Websites 67

Aula 5: Variações do nível do mar 88Nível do mar como um conceito relativo 88A variação do nível do mar ao longo do Fanerozóico e as lições a extrair dessa variação 88Variações do nível do mar durante o final do Cenozóico: a influência do diastrofismo 90A influência das variações climáticas: a pequena idade do gelo e o aquecimento que se lhe seguiu 92A recente subida do nível do mar e as projecções para o futuro 93Prática 93Bibliografia 93Websites 94

Aula 6: Costas rochosas 116Introdução: definição de costas rochosas 116Factores a considerar na evolução das costas rochosas 116Tipos de ondas na base das arribas e sua dinâmica 116A resistência das rochas: alguns apontamentos sobre a meteorização em ambiente litoral 117Processos de erosão nas arribas 118Erosão submarina do bedrock 119


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Plataformas de erosão marinha 119Algumas formas de erosão características 121Bibliografia utilizada: 122Web site: 123Prática: 123

Aula 7: Litorais móveis: praias e dunas litorais 145Introdução: costas rochosas versus litorais móveis 145Perfil de praia. Terminologia básica 146Rebentação e construção dos cordões litorais 146Regra de Brunn. Perfil de verão e de inverno. 146A distribuição dos calhaus nos depósitos de praia: imbricação e estruturas sedimentares. 147A deriva litoral: corrente em zig-zag 147Dunas litorais 148Desenvolvimento sequencial de dunas litorais 148Dunas actuais e dunas fósseis 149Aula Prática: 149Bibliografia utilizada: 150Websites 151

Aula 8: Estuários, deltas e lagunas 172Estuários 172Dinâmica e hidrologia dos estuários 172A cunha salina 173Algumas reflexões sobre o estuário do Douro 174Movimentação dos sedimentos nos estuários 175Os deltas 175Condições de formação dos deltas 175Lagunas 176O caso da laguna de Veneza 176A Ria de Aveiro 178Outras lagoas existentes na costa portuguesa 178A evolução das lagunas litorais 179Circulação dentro das lagunas 179Pântanos marítimos 180Bibliografia utilizada 180Websites: 181

Aula 9. O final do Cenozóico. Evolução dos litorais durante o final do Cenozóico. 199Introdução 199A variação climática no final do Cenozóico: o porquê da sua inclusão neste programa. 199O complexo jogo das interacções na criação de condições de arrefecimento ao longo do Cenozóico 200O aparecimento das condições para as glaciações do Quaternário 200Limites e métodos de estudo do Quaternário 202Evolução do clima durante o Pleistocénico médio 203O Pleistocénico recente: o Eemiense 1O Pleistocénico recente: a última glaciação 204O Tardiglaciar e o Holocénico 205Os litorais durante o final do Cenozóico: enquadramento geral e problemas metodológicos 205Noção de terraço. Formação dos terraços do litoral 208Bibliografia utilizada 208Aula Prática: 209

Aula 10: Fragilidades versus ordenamento do litoral 224A erosão costeira 224O papel das obras de defesa e protecção costeira 225


266

As dunas e a protecção das praias 227(Des)ordenamento versus educação ambiental 227A poluição das praias 228Os POOCs (Planos de Ordenamento da Orla Costeira) 228Aula Prática 229Bibliografia utilizada 229

Aula 14: Sumário: Apresentação dos trabalhos dos alunos 243

Aula 15: Sumário: Apresentação dos trabalhos dos alunos (conclusão). 244Saídas de campo 244

Saída de campo 1. 244

Saída de campo 2: 245

Saída de campo 3: 246

Índice das Figuras 258

relatório e programa da disciplina de geomorfologia litoral

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