Aula 7: Litorais móveis: praias e dunas
litorais
Introdução:
costas rochosas versus litorais móveis
Ao
contrário do que o senso comum poderia levar a pensar, o mar é um
consumidor e não um criador 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, e levam os produtos da meteorização
das imensas superfícies continentais e da erosão que efectuam
até ao mar, onde são depois mobilizados e distribuídos
pelos litorais. Uma análise mais aprofundada sobre a origem dos
sedimentos litorais é visível na figura 114.
Na
aula anterior quando falávamos das plataformas de erosão marinha
dissemos que, se a cobertura sedimentar for suficientemente espessa para
impedir que as ondas ataquem a plataforma 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 a parte interior da plataforma de erosão marinha. Nesse
caso, desde que haja sedimentos disponíveis, esta será coberta de
materiais, de tal forma que praticamente deixa de funcionar e a arriba
será transformada em arriba estabilizada. A continuação do
processo, com manutenção ou ligeira 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 lhes servem de suporte.
Uma
boa parte das praias do norte de Portugal, entre Caminha e Espinho, está
ou pode vir a sofrer esse fenómeno.
Uma breve análise das cartas geológicas de escala
1:50.000 permitiu-nos avaliar a extensão das áreas 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 e afloramentos 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 da praia e se elevam acima do nível médio das
águas do mar. Essas áreas têm uma representatividade (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 pode fazer aflorar as
formações graníticas ou metamórficas do
Maciço Hespérico. Desse modo, o troço em questão
passa a entrar na categoria de "praia com rochedos". Este processo
pode ser ocasional 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 troços rochosos, geralmente pouco elevados
(as arribas não ultrapassam os 20 metros) e de pequena
dimensão, raramente são contínuos. Geralmente, nas suas
reentrâncias, instalam-se praias arenosas mais ou menos extensas (praias
de bolso).
Neste
capítulo estudaremos os litorais móveis. Isto significa que,
além das praias arenosas trataremos 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 uma constante 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 em francês, bem como variações
importantes dentro destas duas línguas, faz com que exista uma certa
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 base alguns elementos adicionais que podem ajudar os estudantes a
situar algumas das estruturas típicas de cada um dos sectores.
O
esquema de Moreira (1984, fig. 119) tem a vantagem de nos apresentar
designações em português com os equivalentes em
francês e inglês que são sempre úteis, dado que muita
da bibliografia disponível se encontra em inglês.
As
praias têm nomes específicos em certos tipos de ocorrência.
Serão, por isso, definidas as noções de praia de bolso,
tombolo (fig. 121), flecha litoral ou restinga, praia em ponta e ilha barreira
(fig. 120).
Rebentação
e construção dos cordões litorais
Quando
as vagas quebram, a onda que estava num processo de translação,
uma vez que as baixas profundidades atrasavam a sua progressão pela
base, vai formar o jacto de rebentação que sobe pela face da
praia. Nessa subida ele vai arrastar sedimentos que deposita quando a sua
força se esgota. Segue-se o refluxo, em que a água transportada
pela onda desce pala face da praia. Como é evidente, a capacidade de
transporte do refluxo depende da quantidade de água que desce a face da
praia. Por isso, a porosidade dos materiais da praia é muito importante.
Se a porosidade for baixa, uma boa parte dos materiais transportados pelo jacto
de rebentação vai ser arrastada até à linha de
inflexão, de onde podem ser mobilizados na próxima onda. Mas se a
praia for constituída por materiais grosseiros, a maior parte da
água infiltra-se e o refluxo tem muito pouca capacidade. 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 das cúspides 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 de tempestade, 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 de uma praia. Segundo a
regra de Brunn, a profundidade a que cobertura de sedimentos se situa
mantém-se constante. Logo, uma subida do nível do mar vai
implicar uma sedimentação sobre o fundo até se atingir a
mesma profundidade. Ao mesmo tempo, existe uma migração da linha
de costa para o interior. Uma subida do nível do mar implica por isso
uma erosão na face da praia e acumulação destes sedimentos
na área imersa.
Este
fenómeno pode funcionar a diferentes escalas temporais. Assim, durante o
inverno, devido à existência de ondas de tempestade e a
possível sobre-elevação de origem meteorológica
(storm surge) tudo se passa como se houvesse uma subida do nível do mar.
O perfil torna-se mais tenso junto 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 sedimentos resultantes 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 costa correspondente a uma determinada subida do nível do mar.
Esse recuo na horizontal está estimado num valor maior em cerca de 100
vezes do que a subida do nível do mar. Significa isso que a subida
calculada para as diversas estações maregráficas com
séries longas (aula 5, cerca de 1,9mm/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 de perfis 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 depósitos marinhos com o tipo de
imbricação existente em formações fluviais. Na
figura 129 é possível ver que, 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 estruturas
sedimentares podem ter na identificação de depósitos
fósseis.
Através
da figura 132 é possível compreender a razão pela qual
quando se inicia um processo de erosão numa praia, os grãos de
minerais pesados têm tendência a ser deixados, enquanto que os
grãos de quartzo são arrastados. Desse facto resulta um
enriquecimento muito visível das praias em 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 elas começam por sofrer um fenómeno de
refracção. Mesmo assim, quando a onda rebenta, o jacto de
rebentação tem um traçado oblíquo em
relação à linha de costa. Já o refluxo vai fazer-se
segundo a força da gravidade, isto e: perpendicularmente à linha
de costa e segundo a linha de maior declive. Deste modo, também os
sedimentos arrastados pelas ondas sofrem uma movimentação em
zig-zag. De tudo isto resulta um processo de deriva ao longo do litoral (deriva
litoral), cuja orientação pode variar no tempo, consoante a
direcção dos ventos dominantes e da ondulação deles
resultante. Este processo define, no essencial, o sentido do transporte das
areias ao longo da linha de costa e vai ser fundamental na
construção de formas litorais dependentes dessa deriva (flechas
litorais ou restingas, fig. 120).
Dunas
litorais
A
movimentação das areias pelo vento, necessária à
criação de dunas, depende de diversos factores:
·
disponibilidade em areias finas e secas,
·
ausência de
vegetação,
·
ventos eficazes (só os ventos que
têm uma velocidade superior a 16km/h conseguem mobilizar as areias).
Como
estas condições são frequentes nas regiões
litorais, os litorais são locais favoráveis à
constituição de dunas.
Entre
as praias e as dunas que se situam na sua retaguarda estabelece-se uma
relação de complementaridade (fig. 135). Com efeito, durante o
verão (fig. 127), a deflação pode exercer-se numa
área relativamente extensa de areia seca. Durante o inverno, todavia,
uma parte das areias já acumulada sob a forma de dunas pode ser
arrastada para o mar indo constituir uma reserva de areias que poderá
ser lançada, de novo, na costa, na situação de bom tempo.
A
travagem do vento quando surgem as primeiras irregularidades no terreno (fig.
136) é a principal causa que vai levar a um depósito de areias.
Este pode fazer-se a favor de tufos de vegetação halófita
que vão colonizando a antepraia. Para isso é necessário
que esta fique fora da acção das ondas durante algum tempo, o que
implica, pelo menos, uma situação de equilíbrio na praia.
Uma descida do nível do mar, ou processos de acumulação
muito intensos, originando uma progradação do litoral e o
abandono de antigos cordões litorais podem favorecer, como é
evidente, a acumulação de campos dunares mais ou menos extensos
As
dunas embrionárias originadas pela acumulação de areias
nos tufos de vegetação da antepraia são designada por nebkas. A coalescência de diversas nebkas
origina uma duna frontal, grosseiramente paralela à linha de costa e com
um perfil mais ou menos simétrico. A circulação do ar a
sotavento da duna frontal cria turbilhões que acabam por originar a
formação de depressões interdúnicas (fig. 137).
Em
situações em a vegetação é escassa ou
inexistente ou em que o fornecimento de areias é muito abundante, podem
formar-se dunas livres, ou barkhans. Estas dunas, em forma de crescente com a
convexidade face ao vento, apresentam um perfil dissimétrico em que a
face exposta ao vento tem um declive entre 5° e 10° e a face a
sotavento tem um declive elevado, da ordem dos 30-33° (Paskoff, 1985, fig.
138).
Desenvolvimento
sequencial de dunas litorais
Muitas
vezes, atrás da duna frontal existem outras cristas dunares, formadas em
períodos anteriores.
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 ou menos paralelas, correspondendo a
sucessivas dunas frontais progressivamente mais antigas à medida que nos
afastamos do mar.
À
medida que uma crista de dunas perde a sua ligação à
praia, ela deixa de receber areias e cria-se uma tendência à
erosão. Esta pode ser materializada pelos “blow outs”,
depressões de forma semi-circular existentes na face da duna (fig. 139).
Estes blow outs têm tendência a acentuar-se e a migrar para o
interior. Como se vê na crista dunar mais antiga (fig. 139), essa
migração acaba por deixar na sua frente braços afilados
que têm uma direcção aproximadamente paralela à dos
ventos dominantes e que se podem designar como dunas longitudinais. Na sua
retaguarda encontram-se dunas de forma parabólica. Estas dunas têm
um desenvolvimento contrário ao das dunas do tipo barkhan. Com efeito,
embora a forma seja também em crescente, no caso das dunas
parabólicas a concavidade situa-se do lado onde sopra o vento, ao
contrário do que se passava com as barkhans.
A
análise desta figura parece-nos particularmente interessante porque nos
parece haver muitas analogias 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 quer através da orientação das suas cristas,
que podem representar ventos dominantes contrastantes com 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 na parte 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, nas praias 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 as propostas existentes para as idades das dunas das Landes
e das dunas da região de Cortegaça sejam diversas, o conjunto tem
analogias notórias, nomeadamente pelo facto de existir um sistema de
dunas antigas com uma crosta aliótica em ambos os casos. Essas analogias
não passaram despercebidas a R. Paskoff que escreveu um artigo justamente
sobre as semelhanças entre as dunas das Landes e as dunas da
região da Gândara (que, por sua vez, têm analogias evidentes
(Araújo, 1991) com as dunas de Cortegaça.
Se as
dunas consolidadas do Norte do país se apresentam geralmente com um
fácies semelhante ao descrito para as dunas de Cortegaça, na
região de Lisboa (Magoito, Oitavos), a sua consolidação
fica a dever-se ao carbonato de cálcio. O mesmo acontece na
região de Porto Côvo e Vila Nova de Milfontes, onde o grés
calcário que constitui a duna consolidada sofreu um processo de
carsificação, mantendo, no conjunto a forma típica de uma
duna (fig. 143).
Aula
Prática:
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 critérios propostos 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:
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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 do
Quaternário 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 Gaspar Soares de Carvalho, Ed. M. E. Albergaria Moreira, A. Casal Moura, H. M. Granja, F. Noronha, Braga, p. 301-306.
PETHICK, J. - (1984) - An Introduction To Coastal Geomorphology, London, Edward Arnold, 260 p.
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.html
http://www-geology.ucdavis.edu/~GEL109/SedStructures/SedStructures.html
Figura 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.
Figura 115: Arribas vivas, estabilizadas e mortas.
Figura 116: Tipologia da faixa costeira entre
Caminha e Espinho.
Figura 117: Perfil de praia: o esquema simples de
R. Paskoff.
Figura 118: Perfil de praia. Terminologia francesa
de A. Guilcher.
Figura
119: Morfologia das praias: comparação de diferentes
terminologias.
Figura 120: Tipos de praias
consoante a respectiva configuração.
Figura 121: Tombolo formado
pela ponta da Gafa na praia do Mindelo (Vila do Conde).
Figura
123: Relação entre o declive da praia e o calibre dos materiais
que a formam.
Figura 124: Modo de
formação dos crescentes de praia.
Figura
125: Crescentes de praia na Praia do Norte (a Norte do promontório da
Nazaré).
Figura 126:
Ilustração do princípio de Bruun.
Figura
127: Variação do perfil de uma praia entre a
situação de verão e a situação de inverno.
Figura 128: Bermas de praia.
Foto extraída de http://www.pol.ac.uk/india/IND_updatefw.html
Figura 129:
Variações de declive e tipo de sedimentação numa
praia de calhaus.
Figura
130: As variações no pendor das lâminas numa praia
reflectem diferenças no declive 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
Figura
132: Processo que explica a erosão predominante nos grãos de
quartzo ou feldspato relativamente aos grãos de minerais pesados.
Figura
133: Enriquecimento em minerais pesados de uma praia em erosão. Praia de
Francelos (Vila Nova de Gaia).
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.
Figura 137: O vento vindo do
mar, ao soprar sobre a duna frontal, desenvolve turbilhões que 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.
Figura 139: Desenvolvimento
sequencial de um sistema de dunas litorais.
Figura 140: Sistemas de dunas
ao Norte da laguna de Aveiro.
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 do nível intermédio:
13810±380 BP.
2: Duna do
início do Holocénico: consolidada por uma pedogénese do
tipo podzol. Podem distinguir-se o horizonte A, 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
Figura 142: Corte
esquemático e interpretação do sistema dunar das Landes.
Figura 143: Duna consolidada
por cimento carbonatado: a sul de Porto Côvo.
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.
Figura 145:
Relação hierárquica entre forma, grau de rolamento e
aspecto de superfície dos grãos.
