Aula 5:
Variações do nível do mar
Os temas anteriores visaram demonstrar a
dinâmica marinha, como um dos elementos da interface
Litosfera-Hidrosfera-Atmosfera, bem como as relações que ela
estabelece com os outros membros desta trilogia (exemplo: as ondas e as correntes
e a sua relação com os fenómenos atmosféricos, os
tsunami e a sua relação com a litosfera).
O estudo rápido da hidrosfera
não ficaria completo sem uma focalização nas
variações do nível do mar. Com efeito, o nível do
mar é um conceito da maior importância para a evolução
geomorfológica dos continentes. Além disso, o nível do mar
juntamente com os processos de erosão 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, no sector 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 e que interferem
com as variações eustáticas.
As variações eustáticas
têm um carácter global, enquanto que
os movimentos que se verificam no continente são claramente localizados
no espaço.
Do que fica dito, deduz-se
facilmente que a variação do nível do mar é a resultante das tendências eustáticas e das
tendências que se verificam do lado do continente. Significa isso que as variações eustáticas podem ser ampliadas ou
reduzidas, na sua amplitude, pelos movimentos do continente.
Até há pouco tempo
medíamos o nível do mar relativamente a um ponto que
supúnhamos fixo. O problema 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 do
mar 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 elipsóide que pode atingir cerca de 100m para cima ou para baixo,
acabando por conduzir à existência de deformações na
superfície do geóide de cerca de 180m (fig. 62)! De facto, as subidas e descidas da superfície do geóide dependem de
fenómenos de convecção verificados ao nível do
manto terrestre (Encyclopaedia Universalis, 1998, p. 263). Este facto é
um obstáculo de peso à construção 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,
acabam por poder ser relevantes em prazos relativamente longos, por exemplo
à escala dos 2,5 milhões de 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 muito variável, parece-nos que um
enquadramento cronológico, será útil e permitirá
aos estudantes 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
do Mesozóico).
A agregação de continentes
diminui, naturalmente, a área de plataforma continental envolvente e
acaba por aumentar, deste modo, por aumento da profundidade média, a
capacidade das bacias oceânicas. Daqui decorre uma descida do
nível do mar.
Pelo contrário, a existência de
processos de rifting com intumescência térmica e
elevação dos fundos oceânicos na área das dorsais
acaba por produzir uma diminuição da capacidade das bacias
oceânicas e transgressões generalizadas (A. Hallam, 1992).
Trata-se de processos muito lentos. A taxa de variação do
nível do mar por causas tectono-eustáticas anda à volta de
1cm por cada 1000 anos. As variações eustáticas devidas a
estes fenómenos podem atingir valores entre 100 e 300m.
As variações
glácio-eustáticas são muito mais rápidas (da ordem
de 1cm por ano) e atingem valores da mesma ordem de grandeza.
A fusão total dos glaciares da
Antárctida e Gronelândia 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 até à actualidade (J. M. A. Dias et. al., 1997), obtém-se um valor entre 185 e 220m. Porém,
não são os glaciares de montanha que podem provocar grandes
variações eustáticas, mas as grandes
acumulações de gelo do tipo inlandsis.
Esses inlandsis demoram muito tempo a formar-se, o
que faz com que apenas durante períodos limitados do Fanerozóico
essa causalidade possa ser invocada (fig. 63).
Nesta figura verificamos que existem processos
de acumulação de gelo no interior dos continentes, conduzindo
à existência de níveis eustáticos baixos
(assinalados com I, na figura), nos seguintes períodos:
- Final do Precâmbrico;
- Transição do Ordovícico para o
Silúrico;
- Carbónico e Pérmico;
- Quaternário.
Durante o resto do tempo um estado em que o
efeito de estufa predominaria (assinalado com G na figura), os níveis do
mar seriam geralmente altos.
Para chegar à curva geral da
variação eustática durante o Fanerozóico (fig. 64),
é preciso contar com os efeitos, já referidos, do
tectono-eustatismo. É possível, nomeadamente, ligar a fase de
descida eustática do final do Paleozóico-início do
Mesozóico com a construção da 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 do nível do mar que se verifica durante o Cenozóico.
Como é evidente, até pela
análise das 2 curvas constantes da figura 64, existem ainda muitas
dúvidas a este respeito, mas há, apesar de tudo, uma certa
concordância de conjunto. Também nos parece útil salientar
que se trata de fenómenos muito complexos dos quais escolhemos as
causalidades mais óbvias para ilustrar a interferência entre
diferentes tipos de fenómenos, a uma escala 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 nível do mar[1].
Devido à retenção de gelo
no interior dos continentes, durante a
última glaciação, o
nível do mar terá descido entre 120-140 m relativamente ao
nível actual, o que se traduziu numa
modificação importante da linha de costa, sobretudo em locais
onde a plataforma litoral é extensa e com pouco declive na parte
próxima dos continentes (mar do Norte, fig. 67) e num recuo da linha de
costa 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. Um dos
aspectos mais interessantes diz respeito à inversão da
tendência para uma subida rápida do nível do mar que se
verifica de 11.000 a 10.000 BP: durante esse período, que corresponde a
uma importante fase de arrefecimento (Dryas recente) verifica-se uma descida do
nível do mar que atinge perto de 20m. A subida é retomada por volta
de 10.000 BP e prolonga-se até cerca de 5.000BP, quando o mar atinge,
aproximadamente, o nível actual.
A transgressão flandriana tem uma
importância muito grande na configuração actual dos nossos
litorais. Devido a esta transgressão, quase
todos os litorais do globo correspondem a costas de submersão.
Exceptuam-se aquelas que foram directamente submetidas às
glaciações e que, sujeitas à
sobrecarga dos grandes inlandsis sofreram um
processo de afundamento durante a glaciação (glacio-isostasia),
do qual ainda estão a recuperar actualmente. A
recuperação isostática permite-lhes subir na crusta a uma
velocidade que pode atingir 1m por século em certos locais da
Escandinávia.
A situação das áreas
envolventes dos inlandsis corresponde a uma
situação oposta: aquando da glaciação, o
afundamento da crusta sob o peso dos inlandis vai deslocar material
infracrustal que se desloca para a periferia dos inlandsis onde vai ascender provocando, nessas áreas, a existência
de um rebordo soerguido (forebulge, fig. 70).
A recuperação isostática
das áreas anteriormente glaciadas vai fazer-se à custa da
migração desse material infracrustal. Por isso, na área do
forebulge vai haver uma tendência à
subsidência que vai acentuar a submersão provocada pela subida
eustática. Essa tendência é responsável por uma
parte da subida relativa do nível do mar que se verifica nas
áreas em questão (fig. 71), o que poderá exagerar os dados
relativos à variação do nível do mar acrescentando aos valores puramente 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 que existem, decerto, circunstâncias
locais (possivelmente sediadas no continente) que interferem com a
variação puramente eustática.
A representação (fig. 73) das
tendências da variação do nível do mar nas
estações maregráficas da Península Ibérica
incluídas na base de dados do PSMSL (Permanent Service for Mean Sea
Level) , ilustra:
- Uma grande variação no comprimento das séries
(os quadradinhos cor de rosa mostram o número de anos que foram
considerados para definir essa tendência). É evidente que os
dados só podem ser comparados, em rigor, se disserem respeito
exactamente ao mesmo período. Infelizmente, não é esse o caso.
- Uma grande variabilidade de tendências, que se acentua na
fachada norte (proximidade dos Pirinéus e dos Cantábricos) e
na fachada SE (proximidade da Cordilheira Bética). A
coincidência entre as maiores irregularidades e a
situação junto de faixas tectonicamente activas não
deixa lugar para grandes dúvidas: as principais diferenças
na variação do nível do mar ficam a dever-se aos
diferentes comportamentos tectónicos dos sectores em causa.
Um fenómeno que ainda não foi
referido é a hidro-isostasia. Para o ilustrar podemos recorrer à
fig. 74. Nesta figura verificamos que existe uma tendência para um
fenómeno de subsidência que afecta sobretudo as áreas submersas
e que vai diminuindo à medida que nos aproximamos do continente. O
traçado das curvas e o seu paralelismo relativamente ao litoral sugere
que se trata de um fenómeno relacionado com o aumento da coluna de
água que exerce pressão sobre os fundos oceânicos que se
verificou devido à transgressão flandriana. Esse aumento de
pressão contribuiu para um afundamento das ditas bacias, levando a uma
deslocação de matéria infracrustal 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 tem
consequências análogas: um afundamento das bacias oceânicas
e um levantamento nos continentes (isostasia devida à erosão,
fig. 60).
As áreas claramente subsidentes a
nível do globo, onde a subida do nível do mar ultrapassa os
2mm/ano correspondem a sectores tectonicamente deprimidos (fig. 75) que muitas
vezes “atraem” cursos de água importantes que aí
desaguam, construindo deltas. Ora, a acumulação de sedimentos que
ocorre nestas áreas produz fenómenos de subsidência por
isostasia que tendem a perpetuar a acumulação deltaica, que pode,
assim, atingir vários milhares de metros. Porém, se por qualquer
motivo a sedimentação deixar de compensar a subsidência (o
que pode acontecer devido à construção de barragens, por
exemplo), a subida do nível do mar pode provocar invasões marinha
importantes. É o caso, por exemplo do delta do Nilo depois da construção
da barragem de Assuão (R. Paskoff, 2001).
A fig. 76 representa as curvas da
variação relativa do nível do mar em diversas
estações maregráficas. Com excepção de
Estocolmo, onde joga o processo de recuperação isostática acima
referido, todas as outras apresentam em maior ou menor grau, uma tendência
para a subida.
Esse fenómeno também é
visível no mapa da Figura 77. Trata-se de um mapa obtido por altimetria
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 há um
predomínio de sectores onde se verifica uma subida do nível do
mar. Como explicar essa subida do nível do mar, que é
independente das movimentações do continente de que
falámos atrás?
A influência das
variações climáticas: a pequena idade do gelo e o
aquecimento que se lhe seguiu
Com vimos, um período de arrefecimento
(exemplo: Dryas recente) pode traduzir-se em variações
importantes do nível do mar. Porém, mesmo
variações climáticas muito mais atenuadas têm
reflexos nas curvas eustáticas (fig. 78). Esta figura representa a
variação eustática de 1700 a 1970.
O período anterior a 1825 corresponde
à pequena idade do gelo que terá produzido uma certa descida do
nível do mar.
O período posterior a 1825 apresenta
uma subida do nível do mar de cerca de 12 cm em cerca de 150 anos.
A variação eustática
representada na figura acontece essencialmente por duas ordens de
razões:
- Um aquecimento global do clima traduz-se quase sempre numa
diminuição da quantidade de água retida nos continentes
sob a forma de gelo, fazendo aumentar a
quantidade existente nos oceanos.
- Além disso, um aquecimento produzirá
uma expansão da água dos oceanos por puro efeito
térmico (termo-eustatismo, cf. fig.
60). Segundo R. Paskoff (2001) a expansão térmica 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 mar a
partir do registo de marégrafos com séries de mais de 70 anos. A
esses valores devemos acrescentar o valor da subsidência ligada à
isostasia pós-glaciar, para obter os valores da subida eustática.
Fazendo um agrupamento das estações próximas (por exemplo,
Lagos e Cascais), a média 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 vezes superior,
portanto da ordem de 19cm /ano (R. Paskoff, 1984), não é o
fenómeno mais importante para 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 áreas glaciadas e sectores onde a exploração de
lençóis freáticos ou de petróleo provoca um
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 opinião
pública, um certo alarmismo relativamente às previsões de subida do
nível do mar. Esse alarmismo 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 uma maior complexidade, o que
demonstra que muitas mais variáveis foram tomadas em linha de conta.
Verifica-se que as estimativas médias, onde se encontram a maior parte
dos cenários traçados apresentam uma proposta de subida do
nível do mar, no ano de 2100 relativamente ao ano 2000, de cerca de
35cm. Ora, esse valor é idêntico à estimativa mais baixa
apresentada 10 anos 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 the observed 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 of significant 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 figura 82
verifica-se que as primeiras projecções sobre a
variação do nível do mar, em 1983, admitiam valores
máximos de 3,5m de subida no final do século XXI. Em 2001, a
previsão máxima do IPCC é de cerca de 75 cm (fig. 81). E
quanto à previsão mínima admite-se que ela possa ser de
apenas 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 e sua transformação em folhas de cálculo (Excel).
Construção de curvas da variação do nível do
mar para diversos locais do mundo em diferentes contextos tectónicos
(fig. 83). Definição das respectivas tendências e
comparação das diferentes curvas.
Bibliografia
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Websites
Intergovernmental Panel on Climate Change
(IPCC)
http://www.ipcc.ch/pub/spm22-01.pdf
Coastal Geology group da Universidade do Hawai
http://www.soest.hawaii.edu/coasts/csrg1.html
Figura 59: O papel das
variações relativas do nível do mar no avanço ou
recuo da linha de costa
Figura 60: Os factores em jogo
nas variações relativas do nível do mar
Figura 61: Processo de
determinação do nível do mar a partir da altimetria
espacial
Figura 62:
Deformações da superfície do geóide
Figura 63: As grandes fases na
evolução do nível do mar durante o Fanerozóico e a
sua relação com o efeito de estufa (G. de Greenhouse) e com as
fases de glaciação (I de Ice)
Figura 64: Duas curvas
eustáticas para o Fanerozóico
Figura 65:
Variação climática no final do Cenozóico
(extraído de Andersen e Borns, 1994)
Figura 66:
Variação climática e do nível do mar durante o
Quaternário (fig. extraída do site http://www.soest.hawaii.edu/coasts/csrg1.html)
Figura 67:
Configuração da linha de costa e rede de drenagem na área
das Ilhas Britânicas e do mar do Norte
Figura 68:
Variações da linha de costa de Portugal a partir de 18.000BP
Figura 69: Proposta de
variação do nível médio do mar na margem
continental portuguesa desde o último máximo glaciário
Figura 70: O rebordo do inlandsis e o seu colapso no período pós-glaciar
Figura 71: Taxa das
variações relativas do nível do mar nas áreas
glaciadas e na sua periferia
Figura 72: Recentes
variações do nível do mar à volta da ilhas
Britânicas. É de notar a existência de
variações importantes na taxa de variação mesmo em
locais bastante próximos.
Figura 73: Tendências da
variação relativa do nível do mar verificadas nas
estações maregráficas da Península Ibérica
Figura 74: Subsidência versus levantamento devidos a fenómenos de hidro-isostasia
Figura 75:
Localização dos litorais subsidentes a nível do Globo
Figura 76:
Variações recentes do nível médio relativo do mar
em 6 estações
Figura 77: Taxa de
variação do nível do mar no período de Janeiro de
1993 a Dezembro de 2000
Figura 78:
Variação do nível do mar de 1700 até 1970
Figura 79: Tendências no
comportamento do nível relativo do mar em diferentes locais do mundo,
com base em séries maregráficas com mais de 70 anos.
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
Fig. 82: As taxas de
variação do nível do mar, respectivos intervalos e sua
variação no tempo
Figura 83: A curva do
marégrafo de Cascais