Aula 6: Costas rochosas

Introdução: definição de costas rochosas

Ao contrário da vasta bibliografia existente para os litorais arenosos, a bibliografia para os litorais rochosos é relativamente escassa e baseia-se muito nos textos de Sunamura e também nos de Trenhaile. Isto acontece, a nosso ver, porque, num meio tão dinâmico como é a interface entre o mar e o continente, uma evolução rápida e espectacular parece ser mais atractiva do que uma evolução relativamente lenta, e onde os métodos de investigação têm que ser obrigatoriamente adequados a essa relativa lentidão de processos.

Antes do mais é importante definir o que se entende por costa rochosa e apresentar alguns dos respectivos elementos morfológicos (fig. 84). Segundo Sunamura (1992), costa rochosa é uma costa em arriba, composta por material consolidado, independentemente da sua resistência. No mesmo texto, Sunamura propõe-se estudar costas compostas por materiais que vão desde o granito ou basalto até materiais pouco coerentes como os depósitos glaciares.

Factores a considerar na evolução das costas rochosas

Os factores a considerar na evolução das costas rochosas são, basicamente, a energia das ondas e o tipo de rocha. Porém, a energia da ondulação depende da quantidade de sedimentos que se sobrepõem ao substrato rochoso. Essa quantidade depende do balanço sedimentar de cada troço costeiro 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. Porém quando a cobertura sedimentar é suficientemente espessa para impedir que a acção das ondas actue 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 incide paralelamente à linha de costa (fig. 86): ondas estacionárias, ondas a quebrar e ondas já quebradas.

A respectiva ocorrência depende da relação entre a profundidade na base da arriba e a profundidade a que as ondas quebram. Se a profundidade na base da arriba for superior à profundidade a que um tipo específico de onda pode quebrar [1], formam-se ondas estacionárias.

Se a profundidade for idêntica a esse valor, a onda rebenta sobre a arriba. Se a profundidade for 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 de cada uma destas hipóteses depende basicamente do declive deste e das características da ondulação. Isto significa que, num sector costeiro determinado, quando as ondas são de pequena altura podem originar ondas estacionárias. A variação da pressão que estas exercem com o tempo é relativamente pequena (fig. 87, a), mas pode ir-se acentuando à medida que a onda se torna mais alta, tornando-se cada vez mais dissimétrica até que o rebentar da onda origina um grande pico 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 um aumento 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 analisado na 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 alteração química (dependentes, essencialmente da composição das rochas), a existência de fracturas e descontinuidades de diversos tipos tem um papel primordial na definição da capacidade que uma determinada rocha tem de resistir às pressões mecânicas do tipo daquelas a que estão sujeitas as rochas batidas pelas ondas.

Um outro factor é a “fadiga” que as rochas adquirem justamente devido a compressões cíclicas do tipo das que ocorrem com o quebrar das ondas. Essa fadiga induz uma microfracturação que diminui a resistência da rocha, cujas depressões e reentrâncias poderão vir a ser alargadas e depois 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 resistência à fadiga das rochas. O mesmo acontece com a saturação da rocha: a existência de água diminui fortemente o limite de fadiga das rochas.

Na figura 90 pode ver-se que o aumento de profundidade produz uma significativa diminuição da porosidade numa rocha granítica e um correlativo aumento da resistência. A porosidade da rocha próximo da superfície deve-se, essencialmente, à meteorização química a que as rochas ricas em feldspato estão especialmente sujeitas.

A água do mar próxima da superfície está geralmente saturada de carbonatos. Porém, durante a noite, alguns organismos produzem CO2 e, por isso, a água torna-se, de novo, capaz de dissolver o carbonato de cálcio.

A crioclastia, a haloclastia e a hidroclastia podem ser particularmente activas em meio litoral. Por outro lado, os fenómenos de descompressão são responsáveis pela abertura de fracturas paralelas 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 muito activo no alargamento das fracturas nas faixas litorais.

Processos de erosão nas arribas

Quando as ondas escavam a base da arriba esta torna-se instável devido ao aumento de declive e à instabilidade provocada pelo sub-escavamento (fig. 91). Essa instabilidade induz movimentos de massa de diversos tipos (queda de blocos, deslizamentos e fluxos de detritos). A forma e a intensidade desses movimentos depende muito do tipo de rocha e da respectiva estrutura, bem como do clima que pode facilitar ou não certos tipos de meteorização (química nos climas tropicais, mecânica nos climas frios e áridos).

Os movimentos de massa espalham detritos na base da arriba, o que significa que a erosão não pode continuar enquanto eles não tiverem sido transformados em materiais transportáveis pelas ondas e correntes litorais.

Quando as ondas batem na face da arriba, há uma força compressiva que actua perpendicularmente à arriba. Se a arriba tem fracturas, o ar situado nos interstícios é violentamente comprimido. Quando a onda recua, dá-se um processo de descompressão. Desta forma os interstícios da rocha são alargados e a rocha vai-se fragmentando por um processo de arranque (“quarrying”, Sunamura, 1992). A descompressão que ocorre no refluxo da onda ajuda ainda a transportar os materiais desagregados.

As ondas, 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 de diversos tamanhos. Este processo acaba por produzir um polimento característico na superfície das rochas.

A força de ataque da onda ocorre quase instantaneamente , mas, ao contrário de forças actuantes noutros 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 forma quantitativa a importância do tipo e grau de meteorização das rochas na definição da velocidade de recuo das arribas. É de esperar, todavia, que um ataque cíclico, como aquele a que são submetidas as rochas no ambiente costeiro, intensifique a fadiga das rochas e diminua a sua resistência.

O uso de modelos de laboratório esbarra com algumas dificuldades. Não é fácil criar um produto que, em ambiente de laboratório, tenha um comportamento semelhante ao das rochas num ambiente natural. Todavia, o uso de areia cimentada tem dado bons resultados. Mais difícil ainda é modelizar as descontinuidades existentes nas rochas.

Na figura 92 é possível ver o resultado duma modelização feita com ondas já quebradas: quando se atinge um certo limiar (20 horas de experiência), as areias resultantes da desagregação do cimento na área do entalhe produzido pelas ondas (no nível da água parada: still water level) aumentam a velocidade de escavamento. Porém, a partir das 30 horas essa velocidade estabiliza-se porque a referida acumulação de areias dissipa a energia das ondas (fig. 93). Com efeito, em arribas compostas por sedimentos terciários na Califórnia verificou-se que o recuo das arribas se tornou mais lento à medida que a praia se ia alargando. Com 20m de largura de praia, o recuo das arribas era já muito lento e cessava completamente quando a praia atingia 60 m de largura (Sunamura, 1992).

Mesmo em plataformas de erosão marinha cobertas normalmente por praias, se uma tempestade arrastar as areias, as ondas podem atingir a arriba que se torna temporariamente activa e pode sofrer 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 nível do 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 velocidade de 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 apropriadas podemos 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 do fundo marinho que se desenvolve a partir da base da arriba. Neste domínio a informação existente é muito menos abundante do que a que respeita à erosão na base das arribas. Esse facto fica a dever-se à dificuldade de avaliação devida à lentidão do processo e ao facto destas plataformas estarem total ou parcialmente submersas.

A força de ataque das ondas aumenta quando existem sedimentos mobilizáveis em contacto com a plataforma. Quando a cobertura se torna demasiado espessa essa força deixa, como é óbvio, de exercer-se. A resistência da rocha é um factor da maior importância, que depende tanto da respectiva composição como das descontinuidades que a afectam.

A erosão vertical das plataformas é muito mais lenta que o processo de escavamento dos entalhes[2] 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 por reduzir a intensidade das forças que actuam sobre os fundos. Trata-se, por isso, de um processo que se auto-limita e que se torna mais lento com o tempo, desde que o nível do mar não sofra oscilações.

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. Essa profundidade 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 plataforma de abrasão marinha que dá conta de um dos processos actuantes na sua elaboração. Porém, dado que o afeiçoamento destas plataformas não se deve só a este processo, parece-nos melhor a designação de “plataforma de erosão marinha” (Tricart, 1977).

A cota destas plataformas pode ser muito interessante para a identificação de movimentos tectónicos… mas antes de nos lançarmos nessa via é necessário compreender o mecanismos da sua formação.

Na figura 95 podemos ver os resultados de experiências com modelos reduzidos levadas a cabo por 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 em que actuam e produzem, por isso, plataformas mais baixas. Como é evidente, se a profundidade existente for inferior à profundidade a que as ondas de tempestade quebram, dentro das referidas ondas, só as já quebradas poderão embater na arriba.

· Dado o ponto anterior, torna-se evidente que a amplitude das marés vai, também, interferir no 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 A para as plataformas com declive em direcção ao mar e do tipo B para aquelas que são aproximadamente horizontais (Sunamura, 1992). Dentro de cada um destes grandes tipos pode haver muitas variedades (Sunamura, 1992) dependentes de:

· tipo de rocha e respectiva estrutura,

· condições de meteorização 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 movimentos tectónicos ou por subida do nível do mar. Também pode tratar-se de escarpas de falha ou corresponderem a uma actividade vulcânica recente. As margens dos fiordes também funcionam como 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 da rebentação (fig. 99). Com efeito, as ondas só afectam o fundo se este estiver acima deste nível e se puderem arrancar alguns sedimentos do mesmo fundo.

Doutra forma, a reflexão das ondas provocada pelas arribas mergulhantes pode produzir ondas estacionárias com pouco efeito erosivo (fig. 86).

Parece haver também a tendência para estas arribas mergulhantes ocorrerem em rochas bastante resistentes.

A principal diferença entre as plataformas de tipo A e B é a existência de um degrau abrupto separando a área aplanada das zonas mais profundas (fig. 96).

Quanto à cota de início das plataformas de tipo A, Sunamura parece inclinar-se para a ocorrência a uma cota próxima do nível médio das marés altas, mas insiste na existência uma certa variabilidade espacial.

C. Andrade (2002), num estudo sobre as plataformas de erosão marinha na costa portuguesa apresenta perfis (fig. 97) com 2 sectores: um sector de declive mais baixo situado abaixo do nível médio do mar (1). Acima do nível médio desenvolve-se uma rampa (2), com um declive mais elevado que termina no nível das marés mais altas.

Este modelo parece-nos adequado ao que temos observado na linha de costa entre Vila do Conde e 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 se deva dizer que as opiniões dos investigadores variam bastante quanto às causas de ocorrência de um ou outro tipo de plataformas e que as plataformas do tipo B parecem ser particularmente enigmáticas. Segundo Sunamura, estas plataformas acontecem porque, durante a transgressão flandriana, o degrau que limita as plataformas sofreu uma submersão rápida que o transformou numa arriba mergulhante. Porém, a complexidade da evolução do nível do mar durante o Holocénico e a possível interferência com movimentos tectónicos e com ajustamentos isostáticos introduz muitas incertezas nesta explicação.

Nas áreas relativamente estáveis, as plataformas formadas pelo estacionamento do mar no máximo holocénico foram sofrendo algumas modificações devido às acções posteriores que sofreram. As medidas por MEM (micro elevation meter, fig. 100) dão valores aparentemente baixos, mas ainda assim, significativos (0,2-0,7mm/ano em grauvaques, na costa SE da Austrália).

Dado que estes processos podem ter funcionado durante cerca de 6000 anos, podemos ter como valor 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 rocha não calcária têm sido pouco estudados. A figura 95 representa entalhes associados a plataformas do tipo A [a), b), c) e a arribas mergulhantes, d)]. O papel da abrasão é óbvio até pelo facto de as rochas aparecerem polidas (fig. 101). A figura 99 mostra claramente que a cota a que eles são mais profundos varia mesmo em condições experimentais, aparecendo quer ligeiramente acima do nível da água parada, quer ligeiramente abaixo. A existência de marés introduz novas complicações 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 acima e 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 fracturas que são aproveitadas pela erosão marinha. Muitas vezes essas fracturas são oblíquas em relação à linha de costa e forma-se uma espécie de corredor de erosão, ao longo do qual se desenvolve um entalhe contínuo cuja cota vai subindo desde o limite exterior, do lado do mar, até ao limite interior, 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 mais evidente e encontram-se, em ambientes tropicais, formas espectaculares (fig. 105). Nessas 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 a abertura. Aparecem em rochas relativamente resistentes explorando as descontinuidades nelas existentes (fig. 106). Devido à existência da própria cavidade, os fenómenos de compressão e descompressão actuam nas grutas de forma particularmente forte, o que contribui para a sua evolução e manutenção.

Quando as ondas, atacando ambos os lados de um promontório, conseguem perfurá-lo, pode formar-se um arco (fig. 107). Os arcos são formas relativamente efémeras. Quando a parte superior colapsa o arco desaparece e passamos a ter um”sea stack” (pináculo, penhasco). Porém, nem todos os pináculos resultam da destruição de arcos: diques de rochas resistentes intruídos em 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 da Piedade (Lagos, fig. 109).

As marmitas têm uma forma cilíndrica e são escavadas por acção de materiais abrasivos de diversos tamanhos. Têm uma secção predominantemente circular . Geralmente são mais largas do que fundas. A existência de depressões prévias, por vezes ligadas à passagem ou cruzamento de diaclases (fig. 111) poderá permitir uma acumulação de materiais e o seu turbilhonar desenvolverá o efeito abrasivo típico das marmitas.

As bacias de dissolução aparecem em rochas calcárias. Apresentam um fundo plano e desenvolvem-se a partir de pequenas depressões, por dissolução de calcite durante a noite, quando se dá uma diminuição do PH devida à respiração dos seres vivos que vivem nessas depressões. Depois há uma remoção dos produtos residuais por acção das águas do mar. Estas depressões estendem-se lateralmente, conservando paredes verticais e podendo originar depressões mais amplas e com um contorno irregular por coalescência de várias bacias pequenas (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 suas dimensões podem ir de alguns cms a vários metros. Encontram-se em vários ambientes e não só no meio litoral, mas também em áreas com uma certa secura. São devidos, essencialmente, a fenómenos de desagregação mecânica (halo e hidroclastia). No caso de ocorrerem na zona costeira 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 portuguese West 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, Centro de 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 (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.html

Prática:

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 em diversas situações quanto à litologia e ao clima. Esse trabalho será feito a partir de fotografias selecionadas, algumas das quais estão incluídas neste texto.