Ondas batendo contra um litoral rochoso no Parque Estadual de

~-'.'~
Ondas batendo contra um litoral rochoso no Parque Estadual de Cabo Arago, Município de Coos, Oregon (EUA).
[Steve TerrilllCorbis]
"Oh, abençoada Atlantis! Pode a lenda ser construí da em
fantasias que envolvem o teu nome? Ou a história desse
elássieoJugar revela afaee severa da Natureza?"
T. VERON
WOLLASTON
(PRIMEIRA REVISÃO CRÍTICA
DA ORIGEM DAS ESPÉCIES,
Diferenças básicas entre a geologia dos
oceanos e dos continentes 422
A geologia dos oceanos profundos 422
DE DARWIN)
nos, que cobrem 71 % da superfície da Terra, fo-
Durante
parte
históriapopulações
humana, osque
ocearam umgrande
mistério.
Asdagrandes
vi-
veram à beira-mar conheciam bem as forças das ondas e
a subida e descida das marés, mas tudo o que podiam adivinhar era a natureza do fundo oceânico não muito mais
Sedimentação física e química nos
profundo daquele das águas costeiras mais rasas. Por voloceanos 431
ta da metade do século XIX, navios oceânicos fizeram,
ocasionalmente,
observações científicas das profundidaA orla do mar: ondas e marés 432
des das águas, das plantas, dos animais e da química da
As linhas de costa 438
água do mar. Então, em 1872, o H.M.S. Challenger,1 um
pequeno navio de guerra britânico convertido e equipado
especificamente para o primeiro estudo científico dos
mares, deixou a Inglaterra para uma viagem de quatro anos pelos oceanos do mundo.
Os 50 espessos volumes de relatórios dessa expedição deram ao público o primeiro
conhecimento da Dorsal Mesoatlântica, uma das mais longas cadeias de montanhas
do mundo - quase toda sob as águas. A expedição Challenger descobriu grandes
áreas de colinas e planícies submersas, fossas extraordinariamente profundas e yulcões submarinos.
Hoje, mais de 130 anos depois daquela viagem pioneira, centenas de navios de pesquisa oceanográfica de muitos países cruzam os mares em busca de respostas às que tões
levantadas pelas primeiras descobertas. Que forças tectônicas soergueram as cadeias e
afundaram as fossas submarinas? Por que algumas áreas do fundo oceânico ão planas e
outras, montanhosas? Embora os oceanógrafos tenham feito importante des obenas na
primeira metade do século XX, as respostas para a maioria dessas que tões m-eraru que
aguardar a revolução da tectônica de placas do final da década de 1960. Como \imo no
Capítulo 2, foram as observações geológicas e geofísicas dos fundo oceâni o , e não
dos continentes, que conduziram à teoria da tectônica de placas.
Neste capítulo, examinaremos o que os pesquisadores pioneiros e atuais descobriram a respeito da geologia das bacias oceânicas da Terra. com suas montanhas
e vales submersos; seus vulcões submarinos; seus diversos tipos de rochas, sedimentos e componentes químicos; e suas ondas e marés.
A palavra oceano aplica-se tanto aos cinco oceanos principai (Atlântico, Pacífico,
Índico, Ártico e Antártico2) como ao corpo único de água conectada, que poderia ser
chamado de Oceano Global. O termo mar inclui os oceanos e corpos menores de água
de alguma maneira secundários com relação ao oceano global. Assim, o Mar Mediter-
As margens continentais 428
4221
Para Entender
a Terra
râneo está estreitamente conectado com o Oceano Atlântico por
meio do Estreito de Gilbratar e com o Oceano Índico pelo Canal
de Suez. Outros mares, como o Mar do Norte e o Oceano Atlântico, estão conectados mais abertamente. No oceano global, a
composição química geral da água do mar - a água salgada dos
oceanos e mares - é surpreendentemente constante de ano a ano
e de lugar para lugar. O equih'brio mantido pelos oceanos é determinado pela composição geral das águas dos rios que o adentram, pela composição dos sedimentos levados até eles e pela
fOlmação de novos sedimentos no próprio oceano.
I~
· _lrenças básicas entre a geologia
os oceanos e dos continentes
A tectônica de placas forneceu-nos um entendimento básico
das diferenças entre a geologia continental e a oceânica. O assoalho oceânico profundo não tem montanhas dobradas e falhadas como as dos continentes. Em vez disso, a deformação pela
tectônica de placas é muito restrita ao falhamento e ao vulcanismo encontrados nas dorsais mesoceânicas e nas zonas de subducção. Além disso, os processos de intemperismo e erosão,
discutidos nos capítulos anteriores, são de importância muito
menor no oceano do que em terra, porque nestes não existem
processos de fragmentação eficientes, como congelamento e
descongelamento, ou agentes erosivos maiores, como correntezas e geleiras. As correntes do mar profundo podem erodir e
transportar sedimentos, mas não atacar com eficiência os planaltos e as colinas de rochas basálticas que formam a crosta
oceânica.
Por causa da deformação tectônica, o intemperismo e a erosão são mínimos na maior parte do fundo oceânico, e os processos construtivos de vulcanismo e sedimentação dominam a
geologia dos oceanos. O vulcanismo forma grupos de ilhas no
meio dos oceanos (como as ilhas do Havaí), arcos de ilhas vulcânicas próximos às fossas oceânicas profundas e as dorsais
mesoceânicas. A sedimentação modela a maior parte do fundo
oceânico. Sedimentos inconsolidados de lama e carbonato de
cálcio cobrem as colinas baixas e as planícies do fundo oceânico e acumulam-se sobre as placas oceânicas à medida que elas
se expandem a partir das dorsais mesoceânicas. À medida que
a placa se move para mais longe, distanciando-se de uma dorsal, ela acumula sedimentos. A sedimentação do mar profundo
é mais contínua que a sedimentação na maioria dos ambientes
continentais e, dessa maneira, preserva melhor o registro dos
eventos tectônicos - por exemplo, uma história mais detalhada
das mudanças climáticas da Terra.
No entanto, esse registro é limitado no tempo, porque a subducção está continuamente engolindo as placas oceânicas de
volta para o manto e, dessa maneira, destruindo os sedimentos
oceânicos por metamorfismo e fusão. Em média, leva apenas
algumas dezenas de milhões de anos para que a crosta oceânica criada numa dorsal mesoceânica expanda-se ao longo de um
oceano e entre numa zona de subducção. Como vimos no Capítulo 2, as partes mais antigas do fundo oceânico atual foram
formadas no Jurássico, há cerca de 180 milhões de anos; elas
são freqüentemente encontradas próximas ao limite oeste da
Placa Pacífica (ver Figura 2.14). Nos próximos 10 milhões de
anos, ou próximo a isso, o registro sedimentar que recobre e.::
crosta vai desaparecer numa zona de subducção.
Começaremos nossa exploração dos oceanos com uma 1=tura mais detalhada do assoalho oceânico profundo e das Im::gens continentais que bordejam as bacias oceânicas.
/ lologia dos oceanos profundo
Um mapa topográfico da superfície terrestre (Figura 17.1)?vela as feições geológicas submersas mais impOltantes abm
dos oceanos: dorsais mesoceânicas, linhas vulcânicas de pon
quentes, fossas de mar profundo, arcos de ilha e margens ClX:.tinentais. A forma como os oceanógrafos obtiveram essas iníi _mações fundamentais é uma fascinante história de explora,:
científica.
A confecção de um mapa do assoalho oceânico profun":
não é uma tarefa fácil. Como a luz do sol só penetra até UL;;....
profundidade de 100 m ou um pouco mais abaixo da superfí ~
do mar, o oceano profundo é um lugar muito escuro. Não é po5sível mapear o assoalho oceânico usando luz visível, nem us::
ondas de rádio de espaçonaves, como fizemos para mapear _
superfície cheia de nuvens de Vênus. Ironicamente, a fotogr ~
a partir de espaçonaves permitiu que mapeássemos a superfí dos nossos planetas vizinhos com uma resolução muito mai
do que conseguimos com o assoalho oceânico profundo, até
presente momento.
Amostrando
O
assoalho oceânico
a partir de navios de superfície
É possível ver o assoalho oceânico diretamente a partir de
lI;:::
submersível de mergulho profundo. Primeiramente construí~
pelo oceanógrafo francês Jacques- Yves Cousteau, essas peqlli:nas embarcações podem observar e fotografar em grandes p
fundidades (Figura 17.2). Com seus braços mecânicos, el
podem quebrar fragmentos de rocha, amostrar sedimentos irrconsolidados e capturar espécimes de animais exóticos do rn:::
profundo. Os submersíveis robóticos mais novos são guiadc
por cientistas situados no navio-mãe acima. Mas a construção::
a operação dos submersíveis são muito caras, e eles cobrem,
máximo, pequenas áreas.
Para realizar a maioria dos trabalhos, os oceanógrafos atua:;mente utilizam instrumentos para detectar a topografia do assoalho oceânico indiretamente a partir de um navio na supemcie. Um sonar colocado a bordo do navio, desenvolvido na pr.meira parte do século XX, envia pulsos de ondas sonor~
Quando essas ondas são refletidas de volta a partir do fund.:
oceânico, são capturadas por microfones sensíveis colocad _
na água. Os oceanógrafos podem calcular a profundidade
meio da medida do intervalo entre o tempo que o pulso deixa
navio e o tempo em que retoma como reflexo. O resultado é
perfil da topografia do fundo traçado automaticamente. SonaI'e>
poderosos também são usados para investigar a estratigrafia d=
camadas sedimentares no fundo oceânico.
Muitos dos atuais navios oceanográficos estão equipad
com conjuntos de sonares que podem reconstmir uma imager;:.
detalhada da topografia do fundo do mar ao longo de uma faix.:
que se estende por mais de 10 km em cada lado do navio, à m -
':SIA
~I
ÁSI
TÁRTIDA
Topografia da Terra sob os oceanos,
mostrando
as feições principais do assoalho oceânico profundo.
_~ o mesmo se desloca (ver Figura 17.2). Esses sistemas
pear a topografia do fundo do mar em grandes reuma resolução sem precedentes das feições geológi-
ALVIN
SIIbmersível
'pulado)
'7.2
ROV
SeaBeam - Sistema de multifeixes
(veículo de
operação remota)
Métodos de alta tecnologia
cas de proporções pequenas, como vulcões submarinos, cânions
e falhas. A Figura 17.3 mostra diversas imagens impressionantes do fundo do mar obtidas por esse tipo de mapeamento.
(sonar instalado
para mapeamento
no casco
por faixa)
para exploração das
--=::as do assoa lho oceânico. O dirigível e submersível
VIN e um veículo de operação remota (ROV, iniciais
_ ssão em inglês remotely operated vehiefe) são dirigidos
::2 um navio em superfície. O Sea8eam,3 ecobatímetro
- _'"lema de transdutores multifeixes fixos no casco,
inuamente a superfície do fundo do mar em uma faixa
jOIDES
Resolution
(navio de perfuração)
Observatório
permanente
do
fundo oceãnico
larga, à medida que o navio singra a superfície do oceano. O
navio perfurador jQIDES Resolution usa radares ransmissoresreceptores4 de fundo para operar uma sonda por meio de um
cone de encaixe no leito do mar. Os observalórios permanentes
do fundo do mar não-tripulados monitoram os processos na
subsuperfície e na coluna de água sobre os mesmos durante
longos períodos de tempo.
4241
Para Entender
a Terra
(b) Vale em rifte mesoceânico
deslocado por falhas transformantes
(a) Fundo do mar na costa do Sul da Califórnia
Vale em rifte da
Dorsal
Mesoatlântica
Figura lZ3 Três exemplos da topografia do fundo do mar obtidos por mapeamento de varredura de alta resolução a partir de navios
em superfície e processados por computadores para formar imagens em três dimensões. (a) O fundo submarino na costa Sul da
Califórnia mostra estruturas controladas por falhas em uma província geológica conhecida como Margem da Califórnia (California
Borderland). [Chris Goldfinger and Jason Chaytor, Oregon State University] (b) Dorsal entre 25° Se 36° S mostrando o vale em rifte
com direção sudeste deslocado por falhas transformantes com direção nordeste. [Banco de dados multifeixes da dorsal (Ridge
Multibeam Database), Observatório da Terra Lamont-Doherty (Lamont-Doherty Earth Observatory), da Universidade de Colúmbia] (c)
Monte submarino Loihi, a sudeste da grande ilha do Havaí, o mais novo cordão de vulcões de pontos quentes que formam a cadeia de
ilhas do Havaí. [Centro de Desenvolvimento de Mapeamento Oceânico (Ocean Mapping Development Center), Universidade de Rhode
Island] (d) A plataforma continental (topo), o talude (área central e superior) e a elevação continental (embaixo, à esquerda) na costa
da Nova Inglaterra. Note os profundos cânions submarinos que cortam a margem continental. [A partir de L. Pratson and W. Haxby,
Ceology 24(1 )(1996): 4. Cortesia de L. Pratson and W. Haxby, Observatório da Terra Lamont-Doherty, Universidade de Colúmbia]
CAPíTULO 17. A Terra sob os Oceanos
tros tipos de instrumentos podem ser rebocados por um
ou baixados ao fundo do mar para detectar propriedades
o magnetismo do fundo marinho, as formas dos penhas= das montanhas submarinos e o calor emanado da crosta.
=ãmeras submarinas baixadas em plataformas, que quase
;o";:mJ. no fundo, servem para fotografar os detalhes do fundo
e os organismos que habitam nessas profundezas. Des_....68, o Projeto de Perfuração do Mar Profundos e seu su. o Programa Internacional de Perfuração dos Fundos
=±ricos,6 executaram centenas de perfurações a profundida:.e muitas centenas de metros abaixo do fundo do mar. Os
=::nunhosobtidos desses furos de sondagem forneceram aos
~os amostras de sedimentos e rochas para estudos físicos
mÍcos detalhados (ver Figura 17.2 e Figura panorâmica
Os planos atuais são de instalar uma rede global de obserios não-tripulados nas profundezas oceânicas, os quais
eriam dados dos processos que ocorrem nos assoalhos do
o profundo e na coluna d'água sobrejacente. Atualmente,
==ólogos marinhos trabalham com uma profusão de instrude alta tecnologia.
ografando
O fundo oceânico por satélite
de todo o instrumental sofisticado, ainda existem mui_giões dos oceanos que não foram pesquisadas em detalhe
--\ios de superfície, e nosso conhecimento do fundo subpermanece fragmentado. Recentemente, no entanto, os
sras desenvolveram uma ferramenta que permite a um sa~ -yer através" do oceano e cartografar a topografia do funmar em escala global.
~ novo método utiliza um altímetro instalado no satélite. O
o envia pulsos de ondas de radar que são refletidos pelo
425
oceano, fornecendo medidas da distância emre o sare1ite e a superfície do mar com uma precisão de poucos cenlÍIDeaos ..-\ altura da superfície do mar depende não apenas das ondas e das correntes oceânicas, mas também das mudanças de gnnidade causadas pela topografia e pela composição do Smdo marinho. A
atração gravitacional de um monte submarino. por exemplo. p0de causar o acúmulo de água acima do mesmo. produzindo uma
protuberância superficial de até 2 metros acima do nr.-e: médio
do mar. Da mesma forma, a gravidade diminuída acima de uma
fossa oceânica profunda é evidenciada como uma de?rrssão da
superfície d'água de até 60 m abaixo do nível médio do mar.
Esse método permitiu-nos inferir feições do fundo marinho
a pmtir de dados de satélite e mostrá-Ias como se o leito do mar
estivesse seco. Os geólogos marinhos têm utilizado essa lécr'
ca para mapear novas feições do fundo do mar não re\'elad
por navios de pesquisa, especialmente nos oceanos meridionais, que são pouco pesquisados. Os dados de satélite podem
revelar estruturas profundas abaixo da crosta oceânica, incluindo anomalias gravimétricas associadas com correntes de con·
vecção do manto, que vamos discutir no Capítulo 21.
Secções transversais através de dois oceanos
Para melhor apreender as feições geológicas que estão abaixo
dos oceanos, faremos uma breve viagem cruzando duas das
maiores bacias oceânicas, o Atlântico e o Pacífico, como se estivéssemos dirigindo um submarino pelo fundo oceânico.
Um perfil do Atlântico O perfil do Atlântico mostrado na Figura 17.4 estende-se da América do Norte até Gibraltar. Partindo da costa da Nova Inglaterra, descemos do litoral para profundidades de 50 a 200 m e viajamos pela plataforma conti·
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I~ICA
'""
Do'r{6RTE
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~
71A
- J'CA DO NORTE
*
Placa Norte-Americana
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inental
~Talude
- ..-- 50 pé continental
500
1000
GIBRAlTAR
Placa Eurasiana
3{
Plataforma
Vale em rifte
da Dorsal
Mesoatlântica
I
1500
2000
2500
3000
3500
4000
4500
5000
5500
Quilômetros
17.4
Um perfil topográfico
do Oceano Atlântico desde a Nova Inglaterra, nos EUA (esquerda),
até Gibraltar (direita).
CAPíTULO 17. A Terra sob os Oceanos 1425
tipos de instrumentos podem ser rebocados por um
_ aixados ao fundo do mar para detectar propriedades
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fundo oceânico por satélite
oceano, fornecendo medidas da disrân ia entre o atélire e a superfície do mar com uma precisão de pouco centímetrO . A altura da superfície do mar depende não apenas das ondas e das orrentes oceânicas, mas também das mudan> de ~ \"idade causadas pela topografia e pela composição do fundo marinho, A
atração gravitacional de um monte submarino. por exemplo. p0de causar o acúmulo de água acima do mesmo. produzindo uma
protuberância superficial de até 2 metros acima do llÍ"el médio
do mar. Da mesma forma, a gravidade diminuída a ima de uma
fossa oceânica profunda é evidenciada como uma depressão da
superfície d' água de até 60 m abaixo do nível médio do mar,
Esse método permitiu-nos inferir feições do fundo marinho
a partir de dados de satélite e mostrá-Ias como se o leito do mar
estivesse seco. Os geólogos marinhos têm utilizado e sa ré nica para mapear novas feições do fundo do mar não revelada
por navios de pesquisa, especialmente nos oceanos meridionais, que são pouco pesquisados. Os dados de satélite podem
revelar estruturas profundas abaixo da crosta oceânica, incluÍDdo anomalias gravimétricas associadas com correntes de convecção do manto, que vamos discutir no Capítulo 21.
Secções transversais através de dois oceanos
~ ::c todo o instrumental sofisticado, ainda existem mui-
-_- dos oceanos que não foram pesquisadas em detalhe
- de superfície, e nosso conhecimento do fundo sub:;:errnanece fragmentado. Recentemente, no entanto, os
- desenvolveram uma ferramenta que permite a um sa~ através" do oceano e cartografar a topografia do fun- em escala global.
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envia pulsos de ondas de radar que são refletidos pelo
Para melhor apreender as feições geológicas que estão abaixo
dos oceanos, faremos uma breve viagem cruzando duas das
maiores bacias oceânicas, o Atlântico e o Pacífico, como se estivéssemos dirigindo um submarino pelo fundo oceânico.
Um perfil do Atlântico O perfil do Atlântico mostrado na Figura 17.4 estende-se da América do Norte até Gibraltar. Partindo da costa da Nova Inglaterra, descemos do litoral para profundidades de 50 a 200 m e viajamos pela plataforma conti-
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Vale em rifte
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Quilômetros
.4
Um perfil topográfico do Oceano Atlântico desde a Nova Inglaterra, nos EUA(esquerda), até Gibraltar (direita).
4261
Para Entender
a Terra
nental. Essa plataforma larga, plana e coberta por areia e lama
é uma parte do continente levemente submergida. Após viajar
cerca de 50 a 100 krn ao longo da plataforma, descendo uma
superfície levemente inclinada, chegamos na borda da mesma.
Ali, iniciamos a descer uma rampa com inclinação mais acentuada, o talude continental. Essa rampa coberta por lama inclina-se com um ângulo de cerca de 4°, ou seja, um desnível de 70
metros a cada krn de distância, o que seria uma ladeira bem
evidente, caso estivéssemos viajando no continente.
O talude continental é irregular e marcado por fendas e cânions submarinos, que são vales profundos erodidos na plataforma e no talude (ver Figura 17.3). Nas partes inferiores do talude, em profundidades de 2.000 a 3.000 m, a inclinação tornase menos acentuada. Aqui, o talude encontra-se com um plano
que mergulha numa inclinação mais gradativa, chamado de elevação continental,? e que consiste num leque de sedimentos
lamosos e arenosos que se estende para as bacias oceânicas
principais.
A elevação continental tem uma largura de dezenas a centenas de quilômetros e grada, imperceptivelmente, para uma ampla e plana planície abissal que cobre grandes áreas do fundo
oceânico, a profundidades de 4.000 a 6.000 m. Essas planícies
são ocasionalmente interrompidas por vulcões submersos, a
maioria extintos, chamados de montes submarinos. À medida
que viajamos ao longo da planície abissal, gradualmente ascendemos a uma província de colinas abissais cobertas por sedi-
I
mentos finos. Continuando a subir essas colinas, as camadas .
sedimentos tornam-se cada vez menos espessas e começaIG_
aparecer exposições de basalto abaixo das mesmas. À medi"
que ascendemos ao longo dessa topografia irregular e inclin .;;
e chegamos a profundidades de cerca de 3.000 m, estamos __bindo nos flancos e, em seguida, chegamos ao topo da Do
Mesoatlântica.
Abruptamente, chegamos às bordas de um profundo e treito vale de poucos quilômetros de largura no topo da dors
(Figura 17.5). Essa fenda estreita, marcada por atividade \ ,".
cânica, é o vale em rifte, onde as duas placas separam-se. _medida que cruzamos o vale e subimos para o lado leste, m
vemo-nos da Placa Norte-Americana para a Eurasiana. Con nuando em direção a leste, encontraremos uma topografia ~.
milar àquela do lado oeste da dorsal, apenas na ordem in\"e:-sa, porque o fundo oceânico é mais ou menos simétrico e
cada lado dela. No caminho que tomamos, essa simetria é pe:;-turbada por alguns grandes montes submarinos e pelas ilh
vulcânicas de Açores, que marcam um ponto quente ativo, ta:vez causado pelo calor de uma pluma mantélica ascenden'~
(ver Figura 2.18). Cruzando a topografia irregular das colin
abissais no flanco da Dorsal Mesoatlântica, vamos para baix
até uma planície abissal e, então, subiremos até a elevaçã<
continental, o talude continental, e a plataforma ao longo d.!.
costa da Europa.
Figura 17.5 Um perfil do vale em rifte
da Dorsal Mesoatiântica na área
FAMOUS (Estudo Submarino
Mesoceânico Franco-Americano French-American Mid-Ocean Undersea
Study) a sudoeste das ilhas dos Açores.
O vale profundo, onde a maior parte do
basalto é extravasada, está falhado. [A
partir de ARCYANA,"Transform Fault and
Rifte Yalley from Bathyscaph and Diving
Saucer." Science 190 (1975):108]
CAPíTULO 17·
Terra sob os Oceanos
1427
Placa
Sul-Americana
Placa Australiana
Placa Pacífica
Placa de Nazca
>I<
Plataforma
/
continental
Fossa
australiana
17.6 Perfil topográfico
-
Ilhas vulcânicas,
submarinos
montes
Dorsal
do Pacífico
Oriental
e guyo!s
I
do fundo do Oceano Pacífico desde a América do Sul (direita) até a Austrália (esquerda).
~rfil do Pacífico O nosso segundo passeio virtual vai da
- a do Sul para a Austrália, movendo-se em direção oeste
go do Pacífico (Figura 17.6). Saindo da costa leste do
- ruzaremos uma estreita plataforma continental com al- dezenas de quilômetros de largura. A partir da borda da
-=m-rnamergulha um talude continental, muito mais incli_. e aquele encontrado no Atlântico, atingindo profundi-- ~ até 8.000 m, quando entramos na fossa do Peru-Chile.
:;)nga, profunda e estreita depressão do fundo oceânico é
:= ~
ão superficial da subducção da Placa de Nazca sob a
- ~ul-Americana.
= tinuando através da fossa e ascendendo até as colinas
~ da Placa de Nazca, chegaremos à Dorsal do Pacífico
1 uma dorsal mesoceânica ativa. Essa dorsal é mais bai_..E a Dorsal Mesoatlântica e a sua taxa de expansão é a mais
mundo - cerca de 150 mmJano, seis vezes mais rápida
_ia Y1esoatlântica -, mas tem o vale central em rifte carac.:o e exposições de basalto fresco. Passando para o lado
- ia Dorsal do Pacífico Oriental, cruzaremos sobre a Placa
-:...-:ffi o e viajaremos sobre a sua ampla região central, que
rilhada por montes submarinos e ilhas vulcânicas.
Por fim, chegaremos a uma outra zona de subducção, marcada pela Fossa de Tonga, onde a Placa Pacífica retoma para o
manto sob a Placa Australiana. Esse é um dos lugares mai
profundos de todos os oceanos, quase 11.000 m abaixo da superfície. No lado oeste da fossa, o fundo do mar eleva-se para
as ilhas vulcânicas de Tonga e Fiji. Além desse arco vulcânico.
retomaremos ao assoalho oceânico profundo, agora na Pia a
Australiana, e chegaremos à elevação continental, ao talude e
à plataforma da Austrália, que é similar à costa leste da .-\mérica do Norte.
Principais feições do assoa lho do
fundo oceânico profundo
Longe das bordas dos continentes e das zonas de subducção, o
fundo oceânico profundo é construído, fundamentalmente, por
vulcanismo relacionado aos movimentos da tectônica de placas
e, secundariamente, pela sedimentação em mar aberto .
Dorsais mesoceânicas As dorsais mesoceânicas são os lugares onde a intensidade da atividade vulcânica e da tectônica do
assoalho oceânico profundo é maior. O vale em rifte principal é
4281
Para Entender
a Terra
nas tornam-se inativas. À medida que a nova litosfera oceâni
deriva do centro de expansão, ela esfria-se e contrai-se, reb
xando o fundo oceânico. A sua superfície ondulada com co nas, em processo de subsidência, recebe uma chuva constanz
de sedimentos das águas de superfície, sendo gradualmen:=
manteada por lamas de mar profundo e outros depósitos.
Próximo às margens continentais, os sedimentos terrígen
movendo-se para baixo no talude continental adicionam-se _
essa cobertura sedimentar e formam as grandes extensões co;:;tínuas das planícies abissais. Essas planícies são as superfíciesólidas mais planas da Terra. Devido a sua estabilidade tectôn:ca, elas têm sido seriamente consideradas como os possíveis fCpositórios de dejetos gerados por humanos, incluindo materi
radioativos.
Figura 17.7 Uma pluma de um jato quente de água carregada
de minerais escapa de um conduto hidrotermal tipo "fumarola
negra" na Dorsal do Pacífico Oriental. [D. B. Foster/Woods Hole
Oceanographic institution]
o centro da ação. As paredes do vale são falhadas e intrudidas
com soleiras e diques de basalto (ver Figura 17.5), e o assoalho
dos vales é coberto com derrames de basalto e blocos de tálus
provindos das paredes adjacentes, misturados com um pouco
de sedimento depositado a partir das águas de superfície.
As fontes hidrotermais formam-se no assoalho do vale em
rifte à medida que a água do mar que perco Ia nas fraturas do
basalto e nos flancos da dorsal é aquecida, movendo-se para
baixo e percolando o basalto mais quente. Por fim, ela extravasa no assoalho do vale, onde se aquece a temperaturas que chegam até 380°C (ver Capítulo 6). Algumas fontes são "fumaroIas negras", cheias de sulfeto de hidrogênio e metais dissolvidos que a água quente lixiviou do basalto (Figura 17.7). Outras são "fumarolas brancas", mais frias, que têm uma composição diferente. As fontes hidrotermais no fundo oceânico produzem pelotas de argilominerais ricos em ferro, óxidos de ferro e manganês, e grandes depósitos de sulfetos de ferro, zinco
e cobre.
Em muitos locais, as dorsais mesoceânicas e os vales em
rifte estão deslocados lateralmente por falhas transformantes
(ver Figura 17.3b). Grandes terremotos ocorrem nessas falhas,
à medida que uma placa desliza em relação a outra. As rochas
coletadas das paredes das falhas transformantes têm, freqüentemente, composições ricas em olivina típica do manto, em vez
da composição basáltica típica da crosta oceânica. Isso sugere
que os processos magmáticos que originam a crosta oceânica
podem operar menos eficientemente onde o centro de expansão
encontra uma falha.
Colinas e planícies abissais O assoalho do oceano profundo
longe das dorsais mesoceânicas é uma paisagem de colinas,
planaltos, bacias com sedimento no fundo e montes submarinos. As colinas abissais são freqüentes nas encostas das dorsais
mesoceânicas. Sua altura tem tipicamente cerca de 100 m ou
mais e estão alongadas paralelamente à crista da dorsal (ver Figura 17.5). Elas são formadas principalmente por falhamento
normal da crosta oceânica basáltica à medida que a mesma se
move a partir do vale em rifte. Quase todo esse processo de falhamento ocorre durante o primeiro milhão de anos de existência da placa. Após esse período, as falhas que limitam as coli-
Montes submarinos, cadeias de ilhas de pontos quentes planaltos O fundo do mar está crivado de dezenas de milh2.res de montes submarinos. A maioria está submersa, mas guns atingem a superfície do mar como ilhas vulcânicas. C
montes submarinos e as ilhas vulcânicas podem ser isolad
ou encontrados em grupos ou cadeias. A maioria deles, qUaL-do não todos, é originada por erupções próximas aos centr
de expansão ativos ou onde uma placa recobre um ponto quer:te do manto.
Alguns dos maiores montes submarinos, chamados de guyots,8 têm topos achatados, como resultado da erosão de UJL.:
ilha vulcânica, quando se encontrava acima do nível do mê.:Essas ilhas submergiram à medida que a placa na qual estava:::.
localizadas esfriou-se, contraiu-se e subsidiu enquanto se af ~
tava do centro de expansão ou ponto quente que a formou.
Entre as feições mais enigmáticas das bacias oceânic
profundas estão os grandes platôs de basalto. Alguns parece:c
ter sido formados próximos a "junções tríplices", onde se err
contram três centros de expansão. Outros estão relacionad
com erupções maciças em pontos quentes muito distantes '=
centros de expansão. Um dos maiores exemplos deste últim
tipo, e provavelmente o mais antigo, é a Dorsal de Shatsky Ih:
Oceano Pacífico Noroeste, a cerca de 1.600 km a sudeste
Japão. A origem dos platôs oceânicos pode estar relacionac..:
com o vulcanismo de plumas que alguns cientistas pensam s~
também responsável por outras grandes províncias ígneas, como os derrames basálticos continentais discutidos no Capítul
6 (ver Figura 6.21).
argens continentais
Os litorais, as plataformas e os taludes continentais são conjuntamente chamados de margens continentais. Na jornada qu=
fizemos atravessando o Atlântico e o Pacífico, encontramos a:
dois tipos básicos de margens continentais: passiva e ativa (Figura 17.8). Uma margem passiva está longe do limite da placa, como as costas leste da América do Norte e da Austrália e_
costa oeste da Europa. O nome implica quiescência: não exi
tem vulcões e os terremotos são poucos e distantes entre si. Ec
contraste, as margens ativas, como a margem oeste da Améri·
ca do Sul, estão associadas a subducção. Ocasionalmente, margens ativas estão associadas a falhamento transformante. _.
atividade vulcânica e os terremotos freqüentes são responsáveis
CAPíTULO
17. A Terra sob os Oceanos
1429
_ Margem continental passiva
Leque de assoalho
argem ativa do tipo marianas
(c) Margem ativa do tipo andina
. _'"a 17.8 Perfil esquemático de três tipos de margens continentais.
-:tas. (c) Margem ativa do tipo andina.
orne dessas margens continentais. As margens ativas em
- de subducção incluem uma fossa em direção ao mar
e um cinturão vulcânico ativo.
- - plataformas continentais de margem passiva consistem,
:ialmente, em sedimentos de águas rasas acamados, de
L
-ição terrígena e carbonática, com dezenas de quilôme.; espessura (ver Figura 17.8a). Embora os mesmos tipos
=.:irnentos possam ser encontrados em plataformas de mar2IÍvas, é mais provável que tenham sua estrutura deforma~ luam cinzas vulcânicas e outros materiais vulcânicos,
:orno sedimentos de oceano profundo. As margens ativas
o leste do Oceano Pacífico mostram, com freqüência,
:;:lataforma continental estreita que cai rapidamente numa
da fossa oceânica sem muita acumulação de sedimentos
Figura 17.8c). Aquelas no lado oeste do Pacífico (por
_10, em frente às ilhas Marianas) mostram margens mais
_ - e com bacias de antepaís substanciais, onde espessas se- de sedimentos são depositadas (ver Figura 17.8b). Es=dimentos provêm parcialmente da erosão de um arco vuloerguido, mas também se acumulam por "raspagem"
~ oceânica em subducção.
(a) Margem passiva (continental).
(b) Margem ativa do tipo
A plataforma continental
A plataforma continental é uma das partes economicameme
mais valiosas do oceano. O Banco Georges9 em frente à ~ova Inglaterra e os Grandes BancoslO de Newfoundland. po::
exemplo, estão há cerca de cem anos entre as zona de pe_ a
mais produtivas do mundo. Recentemente, as pIa '=ormpara a perfuração de petróleo têm sido usada p
ex-rrair
grandes quantidades de petróleo e gás da plataforma onrinental, especialmente no Golfo, em frente à co ta da Louisiana e do Texas. Por várias razões, inclu iy e onômi
.a
maioria das nações do mundo (exceto os E tado- L nido-) assinou o tratado internacional da Lei do lar. em 19 _. O tratado governa os direitos econômicos e teITÍwriai das nações
sobre os oceanos.
Como as plataformas continentais en ontrarn--o em profundidades rasas, elas estão submetida à expo i,ão e ubmersão
como resultado de variações no niYel do mar. Durante a glaciação pleistocênica, todas as plataformas que agora estão em profundidades menores que 100 m e tayam a ima do nível do mar,
quando a maior parte da suas fei ões foi formada. As platafor>
430
I Para Entender a Terra
mas das altas latitudes foram submetidas à glaciação, produzindo uma topografia irregular de vales e bacias rasos e cristas.
Aquelas localizadas em latitudes mais baixas são mais regulares, com incisões ocasionais de vales de correntes.
o talude
e a elevação continentais
e as correntes de turbidez
As águas do talude e da elevação continentais são muito profundas para que o leito do mar seja afetado por ondas e correntes de maré. Como conseqüência, os sedimentos que foram
transportados por ondas e marés ao longo das plataformas continentais rasas são depositados à medida que são aprisionados
sobre o talude. Os taludes continentais mostram sinais de deslizamento de sedimentos e cicatrizes erosionais de fendas e cânions submarinos. Os depósitos de areia, silte e lama do talude
e da elevação continental indicam transporte ativo de sedimento para as águas mais profundas. Por algum tempo, os geólogos
ficaram intrigados a respeito de que tipo de corrente poderia
causar tanta erosão e sedimentação do talude e elevação continental nessas grandes profundidades.
A resposta provou ser correntes de turbidez - fluxos de
água turva, lamosa, movendo-se talude abaixo (ver Figura panorâmica 8.4). Devido a sua carga de lama em suspensão, a
(a)
Plataforma
"otio,"'" ~
Cânion submarino
água túrbida é mais densa que a água mais clara sobrejace -e flui por baixo desta. As conentes de turbidez podem er
e transportar sedimentos. O seu papel nos processos oceân:.cos foi primeiramente entendido por Philip Kuenen, um gcrlogo e oceanógrafo holandês. Em 1936, Kuenen produziu ::
filmou essas correntes em seu laboratório, derramando ágI:.com lama na borda de um tanque estreito com o fundo inchnado. Ele mostrou que essas conentes podem mover-se a m
tos quilômetros por hora e que a velocidade era proporcioIl:à inclinação da rampa e à densidade da corrente. Kuenen prcpôs a idéia, revolucionária naquela época, de que as conem",
de turbidez operam largamente no oceano, sobretudo nos tzludes, a profundidades bem abaixo de qualquer possível aÇde ondas ou marés.
As conentes de turbidez iniciam-se quando os sediment
acumulados sobre a borda da plataforma continental deslizar::
para o talude continental (Figura 17.9a e b). O repentino deslizamento submarino, que pode ocorrer espontaneamente, ou
deflagrado por um tenemoto, joga lama em suspensão, criand
uma camada turva e densa de água próxima ao fundo. Essa camada turva começa a fluir, acelerando-se à medida que des ::
pelo talude. Quando as correntes de turbidez alcançam o sop;:
do talude e a inclinação mais suave da elevação continental, su::
velocidade diminui. Alguns dos sedimentos arenosos mais
Elevaçâo
continental
J~ /
Planície
abissal
)'
Leques
submarinos
(b)
Escorregamentos
no talude, muitas vezes deflagrados por terremotos, geram correntes de
turbidez, que fluem pelo talude e pela elevaçâo
continentais, até chegar nas planícies abissais,
onde elas se depositam.
Figura lZ9
(a) Como uma corrente de turbidez se forma no oceano. Essas correntes
podem erodir e transportar grandes quantidades de areia que deslizam pelo talude
continental abaixo. Os cânions e os leques submarinos são formados por correntes de
turbidez que iniciam na plataforma ou no talude continental, erodindo cânions nos
mesmos, levando à formação de canais no leque. (b) Queda de areia nas cabeceiras de
um cãnion submarino na margem da plataforma continental. Essas quedas geram fluxos
arenosos, como as correntes de turbidez, que depositam leques de sedimentos arenosos
no sopé do talude continental. [Marinha dos Estados Unidos]
Escorregamento
CAPíTULO 17.A Terra sob os Oceanos \431
começam a se depositar, freqüentemente formando um
:submarino - um depósito semelhante aos leques aluviais
entais. Algumas das correntes mais fortes continuam a
- o longo do sopé continental, cortando canais nos leques
'nos (ver Figura 17.9a). Por fim, as correntes atingem o
=- de fundo da bacia oceânica, a planície abissal, onde se ese depositam-se como camadas gradacionais de areia,
- = lama, chamadas de turbiditos.
acordo com as pesquisas atuais, os deslizamentos de
ubmarinos que acionam as correntes de turbidez são
::.us.Alguns podem ser enormes. Um deslizamento gerou
- i'tos de 8 alO m de espessura numa grande área do oes_ Iediterrâneo, acumulando um volume de 500 km3. Os
....zamentos submarinos podem estar relacionados a hidra-= metano, que são sólidos cristalinos compostos de meencontrados como constituintes do gás natural) e água.
'dratos de gás são estáveis sob as altas pressões e baixas
__raturas de muitas grandes áreas dos oceanos. Nos sedi- - profundamente soterrados, o hidrato transforma-se
= '-. Se o nível do mar baixa, como acontece durante as
o:: glaciais, a pressão no fundo é reduzida, e o hidrato po=-::~ificar-se, deflagrando um deslizamento de massa. As
- 'dades de gás produzidas são enormes, e os geólogos es-3.Tam sobre a possibilidade de explorar esses hidratos de
, marinos.
- -'ons submarinos
-Sllons submarinos são vales profundos erodidos na platano talude continental. Eles foram descobertos no início
ê:nlO XX, sendo mapeados em detalhe em 1937. No início,
- geólogos pensavam que eles poderiam ter sido formarios. Não há dúvida de que as partes mais rasas de al.:ãnions foram canais de rios durante períodos de nível de
- _à~o. Mas essa hipótese não forneceu uma explicação
=-:êra.A maioria dos leitos dos cânions tem milhares de
: de profundidade. Mesmo durante o máximo rebaixado nível do mar que ocorre nas idades glaciais, os rios
:am ter erodido somente até uma profundidade de cerca
,"'m
""""bora outros tipos de corrente tenham sido propostos, as
_ 'e de turbidez são, atualmente, as explicações mais bem
- para a existência das pmtes mais profundas dos cânions
:::rIDos(ver Figura 17.9). As evidências que suportam es_ -:lusão resultam, em parte, de uma comparação dos câ;nodemos e seus depósitos com depósitos similares anti::' m preservados, particularmente, como o padrão dos
o depositados em leques submarinos.
imentação física
uímica nos oceanos
~
-e todos os lugares onde os oceanógrafos pesquisam o
do mar, eles encontram uma camada de sedimento. As
- ê areias cobrem a topografia dos basaltos originalmente
'0 nas dorsais mesoceânicas. A sedimentação incessanxeanos modifica as estruturas formadas pela tectônica
de placas e cria a sua próplia topografia em lceai de rápida
deposição. O sedimento é principalmente de do'· tipo : lamas
e areias terrígenas erodidas dos continentes e on h bioquimicamente precipitadas de organismos que yiyem no mar. ),Tas
partes do oceano próximas a zonas de subdu ,ão. o edimentos derivados de cinzas vulcânicas e derrame de la\'as ão
abundantes. Em braços tropicais do mar, onde a e\'apora,ão é
intensa, os sedimentos evaporíticos são depo irado',
Sedimentação em margens continentais
A sedimentação terrígena na plataforma continental é produzida por ondas e marés. As ondas de grandes tempestade e
furacões movimentam os sedimentos em profundidade ras e moderadas da plataforma, e as correntes de maré fluem obre a plataforma. As ondas e as correntes distribuem o edimento trazido por rios em longos cordões de areia e camadas
de silte e lama.
A sedimentação bioquímica na plataforma resulta da acumulação de camadas de conchas de carbonato de cálcio, mariscos, ostras e muitos outros organismos que vivem em águas rasas. A maioria desses organismos não tolera águas lamosas e é
encontrada apenas onde o material terrígeno OCOITeem pou a
quantidade ou está ausente, como ao longo do extremo sul da
costa da Flórida (EUA) ou da costa de Yucatán, no México,
Nesses locais, predominam os recifes de coral, e os organismos
acumulam-se em grandes espessuras de sedimento carbonático
(ver Capítulo 8).
Sedimentação de mar profundo
Longe das margens continentais, as partículas terrígenas finas
e aquelas precipitadas por processos bioquímicos, que se encontram suspensas na água, depositam-se lentamente da superfície para o fundo. Esses sedimentos de mar aberto, chamados
de sedimentos pelágicos, caracterizam-se pela sua deposição a
uma grande distância das margens continentais, pelo seu fino
tamanho de grão e pelo seu lento assentamento deposicionaL
Os materiais terrígenos são argilas castanhas e acinzentadas.
que se acumulam no fundo do mar a uma taxa muito baLxa de
poucos milímetros a cada mil anos. Uma pequena fração. de
cerca de 10%, pode ser soprada pelo vento até o oceano aberto,
Dentre os sedimentos pelágicos, as partículas bioquimi amente precipitadas mais abundantes são as carapaças de.""oraminíferos, pequenos animais unicelulares que flutuam n uperfície das águas do mar. Essas carapaças de carbonato de álcio caem até o fundo após a morte dos seus ocupant~ .:\e ~
lugares, acumulam-se como vasas foraminíferas. que são edimentos arenosos e siltosos compostos de carapa, . de foraminíferos (Figura 17.10). Outras vasas de arbonaro ão formadas de microrganismos diferentes, chamado de cocólÍlos.
As vasas foraminíferas e outras vasas arbonáticas ão
abundantes em profundidades menore que -l-k.m. mas raras nas
partes mais profundas do assoalho oceâni o. E a rareza não
pode resultar de uma falta de conchas. porque as águas de superfície estão cheias delas em todo o lugare e o forarniníferos vivos não são afetados pelo fundo, que e en ontra muito
distante. A explicação para a au ência de yasas carbonáticas é
que as conchas dissolvem-se a partir de uma certa profundidade, chamada de profundidade de compensação carbonática
4321
Para Entender
a Terra
3. Estão sob pressões mais altas. Esse aumento da pressão I:'sulta do maior peso da água sobrejacente.
-1
Esses três fatores tornam o carbonato de cálcio mais so vel em águas mais profundas do que em águas mais rasas. Qmo as carapaças de foraminíferos mortos caem para o fun abaixo da PCC, elas adentram um ambiente subsaturado e=
carbonato de cálcio e dissolvem-se.
Outro tipo de sedimento bioquimicamente precipitado, a
sa silicosa, é produzido por sedimentação de carapaças silicode diatomáceas e radiolários. As diatomáceas são algas ver "'abundantes nas águas superficiais dos oceanos. Os radiolári
são organismos unicelulares que segregam carapaças de sili
Após o soterramento no fundo do mar, as vasas silicosas são _
mentadas, formando um sílex, que é uma rocha silicosa.
Alguns componentes dos sedimentos pelágicos formam-::
por reações químicas da água do mar com sedimentos do fun
marinho. Os exemplos mais proeminentes são nódulos de m -ganês - acumulações pretas e concrecionais onduladas com ~
metro variando de poucos milímetros a muitos centímetros (\~
Figura 22.24). Esses nódulos cobrem grandes áreas do fun
oceânico profundo, chegando a níveis que vão de 20 a 50%
Pacífico. São ricos em níquel e outros metais e constituiriam recursos comerciais potenciais se fosse possível encontrar
modo econômico de minerá-los a partir do fundo do mar.
mm
Figura 17.10 Micrografia de microscópio eletrônico de
varredura de uma vasa oceânica. Sâo mostradas, aqui, as conchas
de organismos unicelulares que segregam carbonato e sílica.
[Scripps Institution of Oceanography, Universidade da Califórnia,
San Diego]
i~
/'
»1
\~ ..
",,~~Ia do mar: ondas e marés
(PCC) (Figura 17.11). Devido à maneira como os oceanos cir-
As costas, as amplas regiões onde a terra encontra o mar, apresentam contrastes marcantes da paisagem (Figura 17.12). _-_
costa da Carolina do Norte (EUA), por exemplo, as praias aKnosas, longas e retas estendem-se por quilômetros ao longo
baixas planícies costeiras. Na maior parte da Nova Inglate _
(EUA), em contraste, as falésias rochosas limitam as costa:
elevadas, e as poucas praias que existem são formadas por cascalho. Muitos dos limites costeiros das ilhas nos trópicos, como as do Mar do Caribe, são de recifes de corais, o paraíso d05
mergulhadores. Como veremos, a tectônica, a erosão e a sedimentação trabalham juntas para criar essa grande variedade d=
formas e materiais.
culam, as águas profundas diferem das águas rasas de três formas:
1. São mais frias. As águas polares mais densas e mais frias
afundam sob as águas tropicais mais quentes e deslocam-se pelo fundo em direção ao equador.
2. Contêm mais dióxido de carbono. Além de absorver mais
dióxido de carbono que as águas mais quentes, as águas mais
frias tendem a oxidar qualquer matéria orgânica que estejam
carregando durante sua longa circulação, para formar dióxido
de carbono.
Nível do mar
O
Foraminíferos e outros organismos vivem na água de superfície
I
I
As carapaças de carbonato
+
_________J
Profundidade
,
I
de cálcio depositam-se
.•
J
de compensação
Dissolução1das conchas
I
t ~
I
I
t
t.
J
J _ seo'1
earbonátiça
I
após a morte dos organi~mos
;el'to carból) _
t
~(I(-O
t
6
Figura 17.11 A profundidade de compensaçâo carbonática é o nível do oceano abaixo do qual o carbonato de cálcio dissolve-se.
medida que as carapaças ou testas de foraminíferos mortos e de outros organismos com carapaças carbonáticas depositam-se em
águas profundas, elas adentram um ambiente subsaturado em carbonato de cálcio e, desse modo, dissolvem-se.
À
CAPíTULO 17. A Terra sob os Oceanos
433
(b)
(d)
- ~7.12 As linhas de costa exibem uma grande variedade de formas geológicas.
(a) Uma linha de costa com praias arenosas.
S. Army Corp of Engineers] (b) Linha de cost2
- -.lIha Mount Desert, Maine (EUA). Essa linha de costa, que foi submetida à glaciação, está sendo soerguida desde o final da
- ::ade do gelo, há cerca de 17 mil anos. [Neil Rabinowitz/Corbis]
(c) Os Doze Apóstolos, um grupo de blocos amontoados e
=.;; pbell, Austrália, desenvolvido em rochas sedimentares
com camadas horizontais. Esses remanescentes da erosão da COst2
== dos para trás à medida que a linha de costa retrai-se sob a ação das ondas. [Kevin Schafer] (d) Recife de coral ao longo a
- == costa da Flórida (EUA). [Hays Cummins, Universidade de Miami]
==- '" retilíneas, Pea Island, Carolina do Norte (EUA). [Cortesia de Bill Birkemeier/U.
- - amiores forças geológicas operando na linha de costal!
- onde a água intercepta a costa - são as ondas e marés.
- elas erodem até as costas rochosas mais resistentes. As
:: marés criam correntes, que transportam os sedimentos
-dos pela erosão do continente e depositam-nos em prairasas ao longo da costa.
ento das ondas: a chave para a
ica da linha praial
de observação ensinaram-nos que as ondas são mutá!l3.Ildoestá um tempo calmo, elas rolam regularmente na
_"m cavas calmas entre si. Quando ocorrem os ventos in=
tensos de uma tempestade, no entanto, as ondas estão e rodo·
os lugares, movendo-se numa confusão de form e ramanho .
Elas podem ser baixas e suaves longe da costa. m . romam- e
altas e profundas à medida que se aproximam da [erra. As ondas altas podem quebrar na costa com grande \iolen ia. fragmentando paredes de concreto e rompendo
onstruídas
na praia. Para entender a dinâmica das linhas de osta e tomar
decisões apropriadas a respeito da sua ocupa ,ão e de em'oIYÍmento, necessitamos entender como as ondas trabalham.
O vento que sopra sobre a sup rfí ie da água ria ondas
por transferência de energia do movimento do ar para a água.
Quando uma brisa suave de 5 a 20 kmlhora começa a soprar
sobre a superfície do mar calmo, ondas capilares - pequenas
434
Para Entender
a Terra
ondas de menos de 1 cm de altura - tomam forma. À medida
que a velocidade do vento aumenta para cerca de 30 kmJ/hora,
as pequenas ondulações tornam-se vagas. Ventos mais fortes
formam ondas maiores e sopram os seus topos para fOlmar topos brancos. A altura das ondas aumenta à medida que:
• a velocidade do vento aumenta;
• o vento sopra por mais tempo;
• aumenta a distância na qual o vento sopra na superfície da
água.
As tempestades sopram enormes ondas inegulares que se
irradiam a partir da área de tempestade, como ondulações movendo-se a partir de um seixo caído em uma poça. À medida
que as ondas deslocam-se a partir do centro da tempestade, em
círculos que aumentam progressivamente, elas tomam-se mais
regulares, transformando-se em ondas baixas, largas e arredondadas, denominadas de ondulação, 12 que podem viajar centenas de quilômetros. Diversas tempestades diferentes em uma linha de costa, cada uma produzindo o seu próprio padrão de ondulação, explicam os freqüentes intervalos irregulares entre ondas que se aproximam da costa.
As formas da onda deslocam-se, mas a água permanece no
mesmo local. Se você já viu ondas no oceano ou num grande
lago, provavelmente deve ter notado o modo como um pedaço
de madeira ou outro material leve flutuando na água moveu-se
um pouco para frente, à medida que o topo da onda passa, e, depois, um pouco para trás, à medida que a cava entre as ondas
passa. Movendo-se para trás e para frente, a madeira permanece aproximadamente no mesmo lugar, e o mesmo ocorre com a
água em tomo dela.
As pequenas partículas de água na superfície ou abaixo
das ondas movem-se em órbitas verticais circulares. Em um
dado ponto do caminho de uma onda, todas as partículas de
água estão nas mesmas posições relativas das suas órbitas e,
respectivamente, das suas profundidades. Os raios das órbitas
são grandes próximos à superfície da água, mas tomam-se
gradualmente menores com o aumento da profundidade, como mostrado na Figura panorâmica 17.13. Por quê? É o movimento livre da superfície que torna as ondas possíveis; desse modo, o que acontece na superfície - por exemplo, força do
vento - tem menos influência em profundidades maiores, e os
movimentos das partículas tomam-se progressivamente menores. Uma forma de onda é criada à medida que muitas partículas de água movem-se para o topo da órbita, e a onda
avança à medida que as partículas continuam em tomo da órbita. A cava é criada à medida que as partículas alcançam a
parte inferior da órbita.
Descrevemos a forma de uma onda em termos das três características seguintes (ver Figura panorâmica 17.13):
• comprimento de onda, a distância entre as cristas;
• altura da onda, a distância vertical entre a crista e a cava;
• período, o tempo que leva para as ondas sucessivas passarem.
Mede-se a velocidade na qual a onda move-se para frente
usando uma equação básica:
V=UT
em que V é a velocidade, L é o comprimento de onda e T é c
ríodo. Assim, uma onda típica, com um comprimento de :e um período de 8 s teria uma velocidade de 3 mJs. O pen
da maioria das ondas varia de apenas poucos segundos até =
20 s, com comprimentos de onda variando de 6 a 600 fi. C
seqüentemente, as velocidades de onda variam de 3 a 30 m ~
movimento orbital diminui com a profundidade e toma-se .--,
to pequeno abaixo de um nível de cerca de metade do co _
mento de onda. É por isso que os mergulhadores de gr -profundidades e submarinos não são afetados pelas ond superfície.
A zona de surfe
A ondulação torna-se mais alta à medida que se aproxima d::
nha de costa. Lá, assume a forma familiar de uma onda
crista nítida. Elas são denominadas de ondas de arrebenta., porque, à medida que se aproximam da costa, quebram e ;:
mam o surfe, que é uma superfície com bolhas e espuma.
cinturão ao longo do qual as ondas de arrebentação colap medida que se aproximam da linha de costa é a zona de s Ao quebrarem, as ondas golpeiam a costa, erodindo e tran
tando areia, meteorizando e fragmentando as rochas sólidas
destruindo estruturas construídas próximas à linha de costa
A transformação da ondulação para ondas de arreben ~inicia-se onde a profundidade do leito é menor que a metad comprimento da ondulação. Nesse ponto, o pequeno movim:to orbital das partículas de água próximas ao fundo tomarestrito porque, agora, a água não pode se mover verticalme- Bem próximo ao fundo, a água pode mover-se apenas horiz
talmente, para frente e para trás. Acima disso, ela pode de_~
volver um pequeno movimento vertical, que, combinado cohorizontal, fornece uma órbita com forma mais próxima a
elipse elíptica achatada do que uma órbita circular (ver Fie
panorâmica 17.13). As órbitas tornam-se mais circulares à dida que se afastam do fundo.
A mudança de uma órbita circular para uma elíptica d'
nui a velocidade da onda inteira, porque as partículas de ác
demoram mais para percorrer as elipses do que os círculos. -bora a velocidade da onda diminua, o seu período permane ~
mesmo porque a ondulação continua a deslocar-se do mar
na mesma proporção. A partir da equação da onda, sabem
que, se a velocidade decresce e o período permanece constaL::.
o comprimento de onda também deve diminuir. A onda típ'
que usamos anteriormente como exemplo pode, uma vez IDZ.:;
tido o mesmo período de 8 s, mudar para um comprimento
16 m e, assim, sua velocidade será de 2 mJs. Desse modo. _
ondas tornam-se menos espaçadas, mais altas e menos inc~das, e suas cristas tornam-se mais afiladas.
À medida que uma onda rola em direção à costa, ela tOill-se tão inclinada que a água não suporta mais a si mesma, e, (';tão, a onda colapsa na zona de surfe (ver Figura panorâmi
17.13). Os leitos com leve inclinação promovem a quebra_
onda mais longe da costa, e os leitos com grande inclinação :..c
zem a onda quebrar próximo à costa. Onde as costas rochosão bordejadas por águas profundas, as ondas quebram dirc
mente nas rochas com a força de toneladas por metro quad;_-
CAPíTULO 17.
A Terra sob os Oceanos
1435
ENTO DAS ONDAS É INFLUENCIADO PELA PROFUNDIDADE DAS ÁGUAS E FORMA DAS LINHAS DE COSTA
Direção das ondas
I(
I
I
Zona de surfe
)I(
Praia
I
)
I
LiRhade costa
D Quando o fundo B
torna-se mais raso,
atingindo cerca de
metade do comprimento de onda,
esta reduz sua
velocidade e seu
comprimento e sua
crista fica mais
afilada.
medida que as ondas se aproximam
da praia, tornam-se
muito inclinadas para
suportar a si mesmas
e quebram-se na zona de surfe, correndo
sobre a praia num
espraiamento.
À
rofLJf'ldas.
'Á?,LJ,as
P
Q As ondas
deslocam-se mais
lentamente na água rasa, de
modo que se refratam em
direção à praia.
_ =- as refratam-se em torno
- _ montórios, curvando-se
à parte saliente da
-~ão
- e aumentando o impacto
=-.das sobre eles.
li!] Quando a onda se aproxima da praia formando um
ãngulo, ela forma uma
Promontório rochoso
corrente longitudinal
paralela à linha de costa.
:/
D Atrajetória das cristas
diverge, diminuindoo
impacto das ondas na praia.
_ norâmica 17.13 A quebra e a refração de ondas aproximando-se
Oceanside, Califórnia (EUA). [John S. SheltonJ
- =
m A deriva litorãnea
resulta
do movimento de partículas de areia pela ação do
espraiamento e da onda
de recuo.
da linha de costa. A foto mostra a refração e a quebra
4361
Para Entender a Terra
do, atirando água para o alto no ar. Não surpreende que paredes de concreto erguidas para proteger construções ao longo
da costa comecem a rachar rapidamente e necessitem de
reparos freqüentes.
Após quebrar na zona de surfe, as ondas, agora reduzidas
em altura, continuam a mover-se, quebrando exatamente na linha de costa. Elas movem-se subindo a face na frente da praia,
formando uma água de saca chamada de espraiamento.13 A
água então retoma novamente, como uma onda de recuo.J4 O
espraiamento e a onda de recuo15 podem canegar areia e até
grandes seixos e calhaus se as ondas forem altas o suficiente. A
onda de recuo carrega as partículas de volta para o mar.
O movimento de ida e volta da água próximo à costa é forte o
suficiente para canegar grãos de areia e até cascalho. A ação das
ondas em águas com profundidade de cerca de 20 m pode mover
areia fina. Grandes ondas causadas por tempestades intensas podem escavar o fundo em profundidades muito maiores que 50 m.
Refração de ondas
Longe da costa, as linhas de ondulação são paralelas umas às
outras, mas geralmente apresentam um ângulo com a linha de
costa. À medida que as ondas aproximam-se da costa com um
fundo cada vez mais raso, as seqüências de onda gradualmente
encurvam-se para uma direção mais paralela à costa. Esse encurvamento das linhas de crista das ondas quando se aproximam da costa é chamado de refração de onda (ver Figura panorâmica 17.13). É similar ao encurvamento de raios de luz na refração óptica, que faz com que um lápis semi-submerso pareça
encurvado quando observado na superfície da água. A refração
de onda inicia-se à medida que ela se aproxima formando um
ângulo com a costa. A parte da onda mais próxima da costa encontra antes o fundo cada vez mais raso e as órbitas das partículas de água daquela parte da onda tornam-se mais elípticas. À
medida que as órbitas tornam-se mais elípticas, a frente da onda reduz a velocidade. Então, a parte seguinte da onda encontra
o fundo e também reduz a velocidade. Enquanto isso, as partes
mais próximas da costa moveram-se para águas mais rasas ainda e, com isso, diminuíram bem mais a sua velocidade. Assim,
em uma transição contínua ao longo da crista da onda, a linha
de ondas encurva-se em direção à costa à medida que reduz sua
velocidade.
A refração de ondas resulta em ação mais intensa das ondas
nos promontórios e ação menos intensa em baías indentadas,
como ilustrado na Figura panorâmica 17.13. As águas tornamse rasas mais rapidamente em torno dos promontórios que nas
águas profundas que o circundam. As ondas são refratadas em
torno dos promontórios - ou seja, são encurvadas em direção à
parte que está se projetando da costa em ambos os lados. As ondas convergem em torno do ponto emerso e despendem, proporcionalmente, mais da sua energia ao quebrar nesses lugares do
que em outros ao longo da costa. Assim, a erosão pelas ondas é
concentrada em promontórios e tende a desgastá-los mais rapidamente do que o faz em seções retilíneas da linha de costa.
O oposto acontece como resultado da refração de ondas em
baías. As águas no centro da baía são mais profundas, de modo
que as ondas são refratadas nas águas mais rasas em ambos os
lados. A energia do movimento das ondas é reduzida no centro
da baía, o que as torna bons portos para navios.
Embora a refração torne menor o ângulo entre a crista
ondas e a costa, quase paralelizando-as, muitas ondas ain<!:.
aproximam formando pequenos ângulos. À medida que elas
rebentam-se na costa, a onda de avanço sobe o declive p,
perpendicularmente àquele pequeno ângulo. Porém, a ondz
recuo desce o declive praial no sentido oposto e segundo o
guIo de maior declividade. A combinação dos dois movime:G.
resulta em uma trajetória com forma semelhante à de uma :;
rábola que move a água num pequeno caminho na parte inf.
do declive praial (ver Figura panorâmica 17.13). Os grãlli
areia carregados pelo espraiamento e pela onda de recuo ,assim, movimentados ao longo da praia num movimento d _
guezague conhecido como deriva litorânea.
As ondas, ao aproximarem-se obliquamente ao longo ~
nha de costa, também podem causar uma corrente longi
nal, 16 ou seja, uma conente de águas rasas que é paralela à
ta. O movimento da água do espraiamento e da onda de re.:
subindo e descendo obliquamente a costa cria uma traje
em ziguezague das partículas da água que se soma ao tran
te verificado ao longo da costa, na mesma direção da deri\'~
torânea. Grande parte do transporte de areia verificado ao •
go de muitas praias provém desse tipo de corrente. As cone
longitudinais são as determinantes principais das formas
extensão das banas de areia e outras feições deposicionais
longo da costa. Ao mesmo tempo, por causa da sua capaci
de erodir a areia solta, as conentes longitudinais podem re
ver muita areia de uma praia. A deriva litorânea e as cone longitudinais trabalhando juntas são processos potente
transporte de grandes quantidades de areia em praias e
águas muito rasas. Em águas mais profundas, mas ainda
(menos de 50 m), as correntes longitudinais - especialm
aquelas que se movem durante grandes tempestades - afe'
em muito o fundo.
Alguns tipos de fluxos relacionados às conentes longi
nais podem ameaçar banhistas desavisados. Uma corrente de
torno, por exemplo, é um forte fluxo de água movendo-se
fora da praia em altos ângulos com a costa. Ela ocorre qu uma corrente longitudinal origina-se ao longo da costa e a ág
acumula-se imperceptivelmente até que um ponto crítico é _
cançado. Nesse ponto, a água dirige-se para o mar, fluindo ~
ma corrente rápida através das ondas que se aproximam. O
nhistas podem evitar ser carregados para dentro do mar nad
paralelamente à costa para fugir da corrente de retorno.
As marés
A subida e a descida do mar duas vezes ao dia, chamadas
marés, são conhecidas dos marinheiros e dos moradores lit ~
neos há milhares de anos. Muitos observadores notaram a r
ção entre a posição e as fases da Lua, as alturas das marés _
horas do dia em que a água alcança o nível de maré mais
No entanto, foi somente a partir do século xvrr, quando I
Newton formulou a lei da gravidade, que começamos a en
der que as marés resultam do empuxo gravitacional da Lua e
Sol nas águas dos oceanos.
A Lua, o Sol, a gravidade e as marés A atração gravita ~
nal de dois corpos decresce à medida que eles se distanci
Assim, a força que produz as marés varia nas diferentes par:=
da Terra, dependendo se elas estão mais próximas ou mais ~
CAPíTULO 17.
da Lua. No lado da Terra mais próximo da Lua, a água,
:<ar mais perto do satélite natural, experimenta uma atra=- vitacional maior que a atração média de toda a parte só~ planeta. Isso produz uma intumescência na água, vista
:.una maré. No lado da Terra mais distante da Lua, a paré puxada mais em direção ao satélite do que a água, e
-=- enta ter sido puxada para longe da Tena como uma ouruberância.
--..:-im,duas intumescências de água ocorrem nos oceanos
-=::a: uma do lado mais próximo à Lua, onde a atração total
Qireção a ela; e outra no lado mais afastado, onde a atraé divergente dela (Figura 17.14). A atração gravitacio-::~ltante entre os oceanos e a Lua atinge o máximo no la~ Terra que está de frente para a Lua e o mínimo no lado
a ela. À medida que a Terra rota, as intumescências de
têm-se aproximadamente alinhadas. Uma está sempre
_ Ie para a Lua e a outra, sempre diretamente oposta. Esmescências passando sobre a Terra em rotação são as
-= altas.
_ -01, embora muito mais distante, tem tanta massa (e, des-'10. tanta gravidade) que é, também, causador de marés.
- ~s solares são um pouco menores que a metade da altumarés lunares. As marés solares não são sincrônicas com
- . es. As marés solares oconem à medida que a Tena rota
=z a cada 24 horas, a duração de um dia solar. A rotação
--" em relação à da Lua é um pouco mais longa, porque
se mover em tomo daquela, resulta num dia lunar de 24
Terra sob os Oceanos
437
horas e 50 minutos. Nesse dia lunar. ~x.is·em d - maré altas,
com duas marés baixas entre ela .
Quando a Lua, a Tena e o Sol e tão alinhados. - for>
gravitacionais do Sol e da Lua são refor>
-.15= pnxiuz
marés de sizígia, que são as mais altas: el
;;m o =eu DOmederivado a partir da altura, não da estação. e apareceu: a
d
semanas, durante a Lua cheia e a nova. A ma.7s IIl.l!isDai.\: .
as marés de quadratura, aparecem entre as ou -. d'.....c "~a
Lua nova e a crescente, quando o Sol e a Lua formam 1- =' gulas entre si com relação à Terra (ver Figura 1/.1-:' .
Embora as marés ocorram regularmente em todos 05 _ _ res, as diferenças entre as marés altas e as baixas yariam eu: diferentes partes do oceano. À medida que as protuberân . águas das marés aumentam e diminuem, elas também se movem ao longo da superfície do oceano, encontrando obs los, como continentes e ilhas, que diminuem o fluxo da água
No meio do Oceano Pacífico - no Havaí, por exemplo. onde
existe pouca constrição ou obstrução ao fluxo das marés ferença entre as marés baixa e alta é de apenas 0,5 m. Prótimo
a Seattle, onde a costa ao longo da Angra de Puget é muito irregular e as marés sofrem constrições devido à existên ia de
caminhos estreitos, a diferença entre as duas marés é de cer a
de 3 m. Marés excepcionais ocorrem em alguns lugares, como
na Baía de Fundy, no leste do Canadá, onde a variação pode
ser de mais de 12 m. Muitas pessoas que vivem ao longo da
costa precisam saber quando as marés vão oconer, de modo
que os governos publicam tabelas mostrando a previsão de
17.14 Origem das marés oceânicas a partir da atração gravitacional do Sol e da Lua. (a) A atraçâo gravitacional da Lua causa
:::Jmescências de água nos oceanos da Terra, uma no lado próximo à Lua e a outra no lado mais distante. À medida que a Terra
552S intumescências mantêm-se alinhadas e passam sobre a superfície do planeta, formando as marés altas de sizígia. As posições
== da Terra, da Lua e do Sol determinam a altura da maré alta durante o mês lunar. (b) Na Lua nova e na cheia, as marés do Sol e
-::c -e orçam-se e formam as mais altas marés (sizígia). Na Lua crescente e na minguante, as marés do Sol e da Lua estão em
=ª: . causando marés baixas (marés de quadratura ou pré-maré alta).
Para Entender
4381
a Terra
suas alturas e a hora em que ocorrerão. Essas tabelas combinam a experiência local com o conhecimento de movimentos
astronômicos da Terra e da Lua com relação ao Sol.
As marés podem combinar-se com ondas para causar forte
erosão da costa e destruição de propriedades. As tempestades
intensas que passam próximo à costa durante a maré de sizígia
podem produzir marés de ressaca, ou seja, ondas de maré alta
que podem cobrir toda a praia e chocar-se contra as falésias marinhas. Não se deve confundir as marés de ressaca com os tsunâmis, que, de forma incorreta, são comumente chamados de
"ondas de marés". Os tsunâmis são grandes ondas oceânicas
causadas por eventos no fundo do mar, como terremotos, deslizamento de terra e explosão de vulcões oceânicos (ver Figura
19.18 e Reportagem 19.1).
Correntes de marés As marés que se movem próximas à linha
de costa causam correntes que podem atingir a velocidade de
poucos quilômetros por hora. À medida que a maré aumenta, a
água flui em direção à costa como maré enchente, movendo-se
em pântanos costeiros rasos e acima de pequenos cursos
d'água. À medida que a maré passa o seu estágio mais alto e
começa a diminuir, a maré vazante retira-se e as áreas costeiras
baixas ficam novamente expostas. Essas conentes de maré
meandram por meio dos canais cortados nas planícies de maré, as áreas lamosas ou arenosas que estão acima da maré baixa, mas que são inundadas na maré alta (Figura 17.15).
if,
fl/Í
Figura 17.15
As planícies de marés, como esta no Monte Sa'-Michel, na França, podem constituir-se em áreas extensas,
cobrindo muitos quilômetros quadrados, mas ocorrem com mê_
freqüência sob a forma de estreitas faixas de praia voltadas par=:
mar. Quando uma maré muito alta avança numa ampla planície -=
maré, ela pode mover-se tão velozmente que as áreas são
inundadas mais rápido do que uma pessoa possa correr. É
bastante aconselhável que os freqüentadores das praias
obtenham informações sobre as marés locais antes de sair pare:
passear nas mesmas. [Thierry Prat/Corbis Sygma]
'ts;:--t.
~"
;'In'-~
(:\+'1
~-h;1
~
,nhas de costa
Encenamos a nossa exploração dos oceanos com as linhas de
costa, onde podemos observar o movimento constante das
águas oceânicas e seus efeitos no litoral. Os problemas ambientais atuais, como a erosão costeira e a poluição das águas rasas,
têm feito com que a geologia dos litorais e das águas rasas seja
uma área crítica de pesquisa. Ondas e conentes longitudinais e
correntes de maré interagem com as rochas e com a tectônica
da costa para moldar as linhas de costa em múltiplas formas
(ver Figura 17.12). Podemos ver esses fatores funcionando nas
linhas de costa mais populares - as praias.
As praias
Uma praia é uma linha de costa formada por areia e seixos. As
praias podem mudar de forma de um dia para outro, de uma semana para outra, de estação para estação e de um ano para outro. As ondas e as marés podem, algumas vezes, alargar e estender a praia por meio da deposição de areia e, em outros momentos, estreitá-Ias, carregando a areia.
Muitas praias são segmentos retilíneos de areia variando de
1 a mais de 100 km de comprimento; outras são pequenas faixas de areia em forma de meia lua entre promontórios rochosos. Cinturões de dunas bordejam a porção interior de muitas
praias; colinas ou penhascos de sedimentos ou rocha bordejam
outras. As praias podem ter tenaços de maré - áreas planas e
rasas entre a praia superior e uma barra de areia mais externa nos seus lados voltados para o mar (Figura 17.16).
A estrutura das praias
A Figura 17.17 mostra as principais partes de uma praia .. todas podem estar presentes numa determinada praia. Mai ;:"
ternamente, está a zona da plataforma interna, limitada p::
zona de surfe,17 onde o fundo torna-se raso o suficiente
que as ondas arrebentem. A antepraia inclui a zona de surf~
a planície de maré; e, exatamente na praia, a zona de esp
mento, [9 um declive praial dominado pelas ondas de avan,
de recuo. O pós-praia estende-se da zona de espraiamento rtrás, até o nível mais alto da praia.
o
balanço de areia de uma praia Uma praia é uma cena
movimento incessante. Cada onda move areia para frem::
para trás com o espraiamento e a onda de recuo. A deriva li
rânea e as correntes longitudinais movem a areia para a p
Na extremidade de uma praia, e também ao longo dela, a ar.:::
é removida e depositada em águas profundas. Na parte conental da praia ou ao longo de falésias marinhas, a areia e
seixos são liberados pela erosão e repõem o material da p
O vento que sopra na praia transporta areia, algumas vez;:.
para dentro da água e, outras vezes, para a costa adentro. _
bre o continente.
Todos esses processos juntos mantêm um balanço entre ção e remoção de areia, resultando em uma praia que pode.
recer estável, mas que, na verdade, está trocando o seu mate:::
em ambos os lados. A Figura 17.18 ilustra o balanço de
de uma praia - a remoção e a adição de material por erossedirnen tação.
Em qualquer ponto ao longo de uma praia, há ganho
areia por adição a partir das seguintes fontes: do material
CAPÍTULO 17.
Terra sob os Oceanos
Figura 17.16 Terraç
baixa, a CriSLa€Xle 'ar
'e
2ré.
439
a maré
" b"rra de areia
SL2. Também
durante a maré a ) é'"
está exposta a de;:n:ssão ~ e Je 2
crista e a praia su?erior. _= 2>c2 rcplet2
de marcas de onda de . 020 = o ce
maré em muitos lugares.
]2-5 .2en
Algumas formas comuns de praias As praias arenosas 10Dgas e rasas crescem onde o aparte de areia é abundante. freqüentemente onde os sedimentos friáveis formam a co ta.
Nos locais onde o pós-praia é baixo e os ventos sopram em direção ao continente, largos cinturões de dunas bordejam a
praia. Se a linha de costa for tectonicamente elevada e as rochas forem resistentes, formam-se falésias alinhadas na costa.
e quaisquer pequenas praias que se formarem serão compostas por material erodido das falésias. Nos locais onde a costa
é baixa, a areia é abundante e as correntes de maré são fortes,
sendo construídas extensas planícies de maré que serão expostas durante a maré baixa.
O que acontece se um dos apartes é bloqueado - por exemplo, por uma parede de concreto construída no topo da praia para prevenir a erosão? Se a erosão, um dos processos que fornece areia para a praia, for impedida, o suprimento de areia será
cortado e, desse modo, a praia encolherá. Tentativas de salvar a
praia podem, na verdade, destruí-Ia (ver Figura 17.1).
- ao longo do pós-praia; da deriva litorânea e da corrente
. aI; e a partir dos rios que chegam ao mar ao longo da
::azendo sedimentos. A praia perde areia a partir: do vena arrega para as dunas de pós-praia; da deriva litorânea
_ ::rentes longitudinais; e das correntes de águas profun_-= transportam sedimentos durante as tempestades.
- Xluver um balanço entre o aporte e a retirada de sedi~_a praia estará em equilíbrio e manterá a mesma forma
-e o aporte e a retirada de sedimentos não estiverem
_ dos, a praia cresce ou encolhe. Os desequilíbrios ocor::.:::nralmente em períodos de semanas, meses ou anos.
~e de grandes tempestades, por exemplo, pode mover
;::mde quantidade de areia da praia para as águas mais
-,,-o para além do lado mais distante da zona de sUlfe, esa praia. Então, num lento retorno ao equilíbrio, num
de semanas de clima mais ameno e com ondas mais
areia pode mover-se para a costa e reconstruir uma
-ga. Sem esse movimento constante de areias, as praias
:ornar-se incapazes de recuperar-se do lixo, dos entu= ~ alguns tipos de poluição. Dentro de um ano ou dois,
o petróleo de derramamentos pode ser transportado ou
:no embora resíduos com piche possam ser posterior- =-- - abertos em alguns pontos. As praias poderiam lim_ idamente se a deposição de lixo cessasse.
Erosão e deposição
nas linhas praiais
A topografia da linha praial, como a do interior do continente,
é um produto de forças tectônicas elevando ou rebaixando a
crosta terrestre, da erosão desgastando-a e da sedimentação
Zona
de surfe
I(
Zona de
Linha de costa na maré baixa
espraiamento
)I( )1
1
1
1
1
1
1
Linha de costa na maré alta
~
(
.17
)\.-(
----~*
1
Costa afora
Perfil de uma praia mostrando
. e)
suas principais feições.
Antepraia
)I~(---Pós-praia
Cinturão de dunas
,
440 I Para
Entender
a Terra
Sedimentos erodidos
falésias do pós-praia
por ondas das
Sedimentos transportados
para as dunas
do pós-praia por ventos vindos do mar
Sedimentos erodidos de outras porções
da praia por correntes longitudinais e
deriva litorânea
Sedimentos
trazidos
Sedimentos transportados
pela deriva litorânea
e por correntes longitudinais
por rios
Sedimentos
----'
-'
transportados
para águas profundas
de maré
por correntes e ondas
-------
----
Posições sucessivas
de um pontal em
crescimento
~
Figura 17.18 O balanço de areia é o balanço entre entrada e saída de areia por erosão, transporte
preenchendo os locais mais baixos. Assim, os fatores que trabalham diretamente são:
• Soerguimento da região costeira, o que leva à formação de
feições erosionais costeiras
• Subsidência da região costeira, que produz formas deposicionais costeiras
e sedimentação.
erosão pelas ondas também aplaina a superfície rochosa abari:.
da zona de surfe e cria um terraço de abrasão marinha, ale_mas vezes visível nas marés baixas (Figura 17.19). A ero "
das ondas continuada por longos períodos pode retificar a ::..nhas de costa, à medida que os promontórios retraem-se
rápido que as reentrâncias e as baías.
Nos locais onde sedimentos relativamente friáveis ou :--chas sedimentares formam a região costeira, as encostas
mais suaves e a altura dos penhascos costeiros é mais baixa ..ondas eficientemente erodem esses materiais mais friávei : _
erosão de penhascos nessas praias pode ser extraordinariame::te rápida. As falésias de mar alto de materiais glaciais friá\"
ao longo do Litoral Nacional do Cabo Cod,21 em Massachusec.
(EUA), por exemplo, estão se retraindo a cerca de um m por ano. Desde que Henry David Thoreau percorreu a exten completa da praia, abaixo dessas falésias, na metade do SéClli
XIX, e escreveu sobre as suas viagens no livro Cape Cod, c .ca de 6 km2 de terreno costeiro foram engolidos pelo mar, o cpequivale a cerca de 150 m de retração da praia.
Em décadas recentes, mais de 70% da extensão total
praias arenosas do mundo têm se retraído a uma taxa de, pe~
menos, 10 cm por ano e 20% da extensão total têm se retraí
a uma taxa de 1 m por ano. Grande parte dessa perda pode _~
atribuída ao represamento de rios, que diminui o suprimento -.
sedimentos para a linha de costa.
To
• A natureza das rochas ou dos sedimentos ao longo da linha
praial
• Mudanças no nível do mar, que afetam o afogamento ou a
emergência de uma linha de costa
• As alturas das ondas comuns e das ondas de tempestade
• As alturas das marés, que afetam tanto a erosão como a sedimentação
Formas costeiras erosionais A erosão é ativa em costas rochosas tectonicamente soerguidas. Ao longo dessas costas, as
falésias proeminentes ou os promontórios avançam para o mar,
alternando-se com estreitas reentrâncias e baías irregulares com
pequenas praias. As ondas quebram contra as costas rochosas,
solapando falésias e causando a queda de enormes blocos na
água, onde são gradualmente desgastados. À medida que as falésias marinhas retraem-se por erosão, os fragmentos isolados
remanescentes, chamados de agulha ou pilar rochoso,2o são
deixados no mar, bem longe da costa (ver Figura 17.12c). A
Formas deposicionais costeiras Os sedimentos acumulam-:~
em áreas onde a subsidência tectônica rebaixa a crosta ao 10L-
CAPíTULO 17. A erra sob os Oceanos
1441
Figu ra 17.19
úl .pios :EJT2ÇOS cOffildos
por ondas no litOrdl 2 Cofifó . (Fo'o de
Dan Muhs/U. S. Geolo~'CG S 'êY. Daniel R.
Muhs, Kathleen R. Sim aos. Geo"'gê L
Kennedy, and Thomas
eJ.. -Th", Last
Interglacial Period on the P2rnc Cozs- of
North America: Timing and Pcleodto1a7~ .\ay.
Gea/agica/ Saciety af AmeriC2 8!l E'.
2002): 569-592]
~ ~a linha de costa. Essas costas são caracterizadas por
~Qngase largas e por amplas planícies costeiras de cama~2IDentares, Entre as formas da linha de costa incluem-se
~- arenosas, as ilhas arenosas baixas e as grandes planí- ;naré. As longas praias crescem à medida que as corren-imdinais carregam a areia para a extremidade da praia a
da corrente. Lá, ela é primeiramente construída como
_ -.:::Ia submersa e, então, emergindo na superfície da água,
praia pela adição de uma faixa estreita denominada
do (Figura 17.20).
-=~= as barras arenosas podem ser construídas mar aden~do-se
ilhas-barreiras,
que formam a barricada ende oceano aberto e a linha de costa principal. As il-~ ira são comuns, especialmente ao longo de costas
,:c.:.L\:as
compostas de sedimentos facilmente erodíveis e
- _rnveis ou de rochas sedimentares fracamente cimenta_ ~.locais onde as correntes longitudinais são fortes. Al- -\ ilhas-barreira mais proeminentes são encontradas
~~ da costa de Nova Jersey, no Cabo Hatteras e ao lon__ -ta do Texas, no Golfo do México, onde uma delas, a
.?adre, tem 130 km de extensão. À medida que as bar""em acima da superfície da água, a vegetação se ins.:.22bilizando as ilhas e auxiliando-as a resistir à erosão
:",- durante tempestades. As ilhas-barreira são separa~ =o-ta por planícies de maré ou por lagunas rasas. Asas praias na costa continental principal, as ilhas_ t' tão em equilíbrio dinâmico com as forças que as
e o seu equilíbrio é rompido por mudanças naturais
-- ou do regime de ondas e correntes ou por ocupação
elas podem se romper ou perder a vegetação, levan. eIOsão crescente. Sob tais condições, as ilhas-barreic.r::-;;:;'
até desaparecer abaixo da superfície do mar. Elas
podem desenvolver-se e tornar-se mais estáveis se a
.ão aumentar.
~~;:e centenas de anos, as linhas de costa podem sofrer
.-= significativas. Os furacões e outras tempestades in-
tensas, como a "tempestade do século", que atingiu a costa leste dos Estados Unidos em março de 1993, podem formar no\'as
reentrâncias ou pontais ou romper reentrâncias e pontais existentes. Essas mudanças foram documentadas por remapeamento a partir de fotografias aéreas tomadas em diferentes intervalos de tempo. A linha de costa de Chatham, Massachusetts, no
cotovelo do Cabo Cod, modificou-se bastante nos últimos 160
anos e o farol teve de ser transferido. A Figura 17.20 ilustra as
diversas mudanças que ocorreram na configuração das barras
ao norte e ao longo do pontal da Ilha de Monomoy, bem como
as diversas rupturas das barras. Muitas casas estão agora em risco em Chatham, mas há poucas coisas que os residentes ou o
governo possam fazer para prevenir que os processos praiais sigam o seu curso natural.
Variações do nível do mar como uma medida
do aquecimento global
As linhas de costa são sensíveis a variações do nível do mar.
que pode alterar a altura das marés, modificar a aproximação
das ondas e afetar o caminho das correntes longitudinais ao
longo da costa. A subida e a descida do nível do mar podem ser
locais - um resultado de subsidência ou soerguimento tectônico - ou globais - o resultado, por exemplo, do derretimento ou
da formação de geleiras (ver Capítulo 16). Uma das preo upações básicas em relação ao aquecimento global induzido pelo
homem é o seu potencial para causar elevação do nível do mar
e, dessa maneira, alagar as linhas praiais.
Em períodos de nível de mar baixo, as áreas que eram submersas ficam expostas aos agentes de erosão. Os rios estendem
os seus cursos sobre essas regiões originalmente submersas e
cortam vales na planície costeira recém-exposta. Quando o nível do mar sobe, alagando as terras do pós-praia, o \'ales dos
rios são afogados, os sedimentos marinhos são depositados em
áreas anteriormente continentais e a erosão é substituída pela
sedimentação. Atualmente, longas línguas de mar indentam
4421
Para Entender
a Terra
17.1 Preservando nossas praias
como o sistema da praia funciona, ele acredita que não SE
deve tentar interferir nos processos naturais que permiter.
Ogeólogo
de Duke,
que as praias permaneçam
ondas e as correntes.
efaz
oceanógrafo
Orrin de
Pilkey,
da Universidade
parte do grupo
cientistas
de ponta
preocupados
em salvar nossas praias e proibir a ocupação
imobiliária dos litorais em linhas de costa frágeis. Muitas
casas construídas
nas linhas praiais, atingidas por ondas,
poderiam ser protegidas pela construção
de muros de concreto, molhes e outras barreiras apropriadas
para evitar a
ação das ondas sobre as propriedades.
Por outro lado, essas estruturas
destruiriam
a praia. Pilkey, um notório pesquisador de processos costeiros, é um defensor das praias
das Carolinas
(EUA), que foram submetidas
a pesadas
pressões
de empreendimentos
comerciais.
Conhecendo
Os humanos
em equilíbrio
estão alterando
dinãmico
com
ir:
esse equilíbrio cada vez ma'-
pela construção de cabanas na costa; pela pavimentação dE
estacionamentos
nas praias; e por meio da construção de molhes, pontais, píers e quebra-ondas.
A conseqüência
deSSe
construções efetuadas com pouco conhecimento é o encolhf.mento das praias num lugar e a expansão em outro. O exemplc
clássico é a ponta de contenção construída na costa em ânge10 reto com a mesma. Nos meses e anos subseqüentes,
a areie
da praia desaparece em um lado da ponta e a praia expande-se no outro. À medida que os proprietários e os construtores
Preenchimento da extremidade sul da praia
do município de Monmouth, Nova Jersey
(EUA). Esse projeto de controle de erosão
por parte do Corpo de Engenheiros do
Exército dos Estados Unidos incluiu o fornecimento periódico de materiais às praias
restauradas em ciclos de seis anos, num período de 50 anos. lU. s. Army Corp of
Engineers, Distrito de Nova Jersey)
muitos litorais na costa do Atlântico Norte e Central. Essas longas línguas são antigos vales fluviais que foram alagados à medida que a última idade glacial terminou, há cerca de 10 mil
anos, e o nível do mar subiu.
As variações do nível do mar na escala do tempo geológico
podem ser medidas pelos estudos de terraços cortados por ondas (ver Figura 17.19), mas detectar as mudanças globais na
breve escala do tempo (humana) pode ser difícil. As mudanças
podem ser medidas localmente por meio da utilização de um
medidor de marés que registra as variações do nível do mar em
relação a uma marca da linha de base situada em terra. O maior
problema é que o terreno move-se verticalmente como resultado da deformação tectônica, da sedimentação e de outras mudanças geológicas, e esse movimento é incorporado nas obser-
vações de medidas da maré. Por meio de análises cuidadono entanto, os oceanógrafos descobriram que o nível global mares subiu de 10 a 25 cm durante o último século.
Esse incremento correlaciona-se com o aumento das telIl::..
raturas no mundo todo, que, atualmente, a maioria dos cie
tas acredita ter sido causado, pelo menos em parte, pela po
ção humana da atmosfera com dióxido de carbono e outro _
ses-estufa (ver Capítulo 23). O aquecimento global cond~
uma elevação do nível do mar de dois modos diferentes. ?meiramente, ele causa o derretimento das geleiras contineúe dos mantos de gelo polar, o que aumenta a quantidade
água nas bacias oceânicas. Em segundo lugar, as temper
mais altas fazem com que a água expanda-se numa peq
fração, incrementando o seu volume (do mesmo modo qu=
CAPíTULO 17 • A Terra Sob os Oceanos
1443
__ essam uns aos outros e os governos estatais, os advoga--:: introduzem nas cortes de justiça o tema dos "direitos da
~- - ou seja, o direito da praia de ter a areia que ela natu- -ente conteria.
O desaparecimento
e o aumento das praias são resul-::os previsíveis de uma corrente longitudinal.
As ondas,
::orrentes e a deriva trazem areia em direção à barreira
=- contenção
a partir da montante
da corrente
(geral-=:-te, a direção dominante
do vento). Quando são retina contenção,
elas depositam
a areia nesses lugares.
ado jusante da barreira de contenção,
a corrente e a
=: - a movem-se novamente
e erodem a praia. Nesse Ia=no entanto, o fornecimento
de areia é escasso, devido
-=0=-
tenção que bloqueia a corrente.
Como resultado, o
= =:Jço da praia fica desequilibrado
e ela encolhe. Se a
_ :.Jtura de contenção
é removida, a praia volta ao seu
_-'" o inicial.
-:.única maneira de salvar uma praia é deixá-Ia com suas fei-
-5
naturais. Mesmo que muros de concreto e portos possam
_ ililntidos com grandes custos, muitas vezes por conta do
- --~ro público, a praia em si vai sofrer. Em algumas praias, os
:::- trazem areia de caminhão, mas essa é uma solução cara
- --=-bém temporária.
~'1l Seabright, no município de Monmouth, Nova Jersey
::.- -.:.. uma praia foi construída pelo Corpo de Engenheiros do
=- - cO dos Estados Unidos, usando a deposição
de meio mi-=:: e cargas de caminhão. Esse é, até agora, o projeto de
-õ1tação" de praia mais caro de que se tem notícia. Desde
~;;. a praia alimentada durou apenas três anos. Os enge=.
S esperam
preencher novamente a praia erodida nos
:<IOS três anos.
="-«doou tarde, devemos aprender
natural.
a deixar as praias em seu
"=':::0
- - rérmica produz o aumento do líquido no termôme-=- - efeitos parecem ser semelhantes
em magnitude; ou
_-_ um pode explicar cerca de metade da elevação obser- ;ili-el do mar.
::.:::írnetrosde satélites fornecem uma nova técnica sensí_ .::ererminar a altitude da superfície do nível do mar reórbita (ver discussão na página 425). Os dados in__~o nível do mar está subindo a uma taxa de cerca de 4
:=no.Parte da elevação pode resultar de variações de
~ão, mas a magnitude da subida é consistente com os
::Emáticos que levam em consideração o aquecimento
-=-sse modelos predizem que, sem esforços significaticl - as nações para reduzir a emissão de gases-estufa,
A construção de barreiras de contenção ao longo de uma costa,
para controlar a erosão de uma praia, pode produzir erosão a jusante do pontal e perda de parte da praia (à direita do quebramar), enquanto a areia acumula-se do outro lado (esquerda do
quebra-mar). As correntes longitudinais fluem da esquerda para a
direita. [Philip Plisson/Explorer)
o nível do mar vai subir, provavelmente, de 30 a 60 cm durante
este século.
À medida que o aquecimento global causar a subida do nível do mar, veremos os efeitos nas nossas praias. Realmente, as
linhas de costa do mundo servem como barômetros para as iminentes mudanças causadas por muitos tipos de atividades humanas. A poluição dos nossos cursos d'água nos continentes,
cedo ou tarde, chega às nossas praias, assim como o chorume
dos lixões das cidades e o óleo de lavagem de tanques em alto
mar são levados à costa. À medida que a ocupação imobiliária
e as construções ao longo das linhas costeiras expandem-se, veremos a diminuição continuada e, mesmo, o desaparecimento
de algumas de nossas mais belas praias.
444
(a)
t
Para Entender
a Terra
Figura
Praia próxima ao Farol de Chatham
17.20
Ilhas-barreira
migrando
na ponta
sul do Cabo
Massachusetis
(EUA). (a) Vista aérea
de Ponto
Monomoy.
Massachusetis.
Este esporão-barreira
avançou
em direção
ao sul (na frente da foto) a partir
profundas
longo
do corpo
principal
do cabo,
durante
160
1987)]
os últimos
(February
23,
anos.
[Fonte:
às águ.=::
das ilhas-barreira
para o norte
[Steve Dunwell/Banco
de Imagens]
costa em Chatham,
Massachusetis,
C :.
ao
(ao fundo da fOT
(b) Transformações
da linha
no cotovelo do Cabo Cod,
Cindy
Daniels.
='
Boston Glo-~
o rompimento do esporão-barreira.
em 1987, mostrado abaixo à direita,
foi fechado novamente antes de
essa foto ter sido feita.
Farol de
Monomoy
(localização
atual)
W 1830-1850
O círculo mostra a posição
aproximada do rompimento
do esporão-barreira em
1846. A ilha de Ram desapareceu posteriormente.
I
1950-1970
A praia ao sul do esporão
central é rompida e migra
para sudoeste, em direção
ao continente e a Monomoy.
A praia do esporão central
desapareceu e os seus restos em breve vão conectar
Monomoy ao continente.
RESUMO
Quais são as diferenças entre a geologia dos oceanos e aquela dos continentes? Os continentes cresceram e têm sido modificados nos últimos 4 bilhões de anos como resultado de colisões múltiplas de placas, de criação de cinturões de montanhas por falhamento e dobramento, de magmatismo, de erosão
e de sedimentação. A geologia dos continentes é complexa e
apenas parte de sua história foi preservada no registro geológico. Comparativamente, as bacias oceânicas são mais simples.
Elas são criadas nas dorsais mesoceânicas, onde as placas separam-se, e são destruídas por subducção durante um breve período de menos de 200 milhões de anos. Os sedimentos do mar
profundo fornecem um registro quase completo da história geológica relativamente curta das bacias oceânicas.
A praia do esporão
norte
cresce constantemente
com os sedimentos provindos das falésias; Monomoy
separa-se do continente.
1987
O ciclo de 1 40 anos iniciase novamente com o rompimento, em 2 de janeiro. do
esporão-barreira em frente
ao Farol de Chatham (círculo
Como o assoalho submarino profundo é formado? O a lho submarino profundo é construído por vulcanismo na sais mesoceânicas e em pontos quentes, como o Havaí, e -;
deposição de sedimentos de granulação fina elástica e bi _
micamente precipitados. As dorsais mesoceânicas são os
res de expansão do assoalho oceânico e de extrusão de ba
o que produz nova litosfera oceânica. Ilhas vulcânicas, m submarinos e guyots, platôs e colinas abissais são todos cotuídos por acumulações de rocha vulcânica, a maioria das
recoberta por sedimentos. As fossas de mar profundo for
se à medida que a crosta oceânica é puxada para baixo em
zona de subducção.
I_
Quais são as caracterÍSticas de uma dorsal mesoceâ .
Um vale em rifte acompanha a crista, onde as placas sep
se e a nova litosfera oceânica é produzida. Os terremotos ~
vulcões basálticos ativos estão concentrados próximos à
CAPíTULO
. A água do mar percola através de fraturas nos fiancos
deias e emerge no assoalho do vale como fontes hidro- hamadas de "fumarolas". Essas águas aquecidas, conjxidos e sulfetos metálicos dissolvidos, precipitam acu. - de depósitos ricos em minerais, quando se misturam
_ 'gua fria do fundo do oceano.
-- o os componentes principais de uma margem contiUma margem continental é formada por uma plataforilnental rasa; um talude continental que se inclina de
::Iai ou menos íngreme até as profundezas do oceano; e
=- ::"o'ação
continental, que é um leque de sedimentos com
- linação suave depositado nos limites inferiores do talu- ental e que se estende para as planícies abissais mais
:s no oceano. As ondas e as marés afetam a plataforma
--tal, mas o talude é esculpido sobretudo pelas correntes
_ ez. Essas correntes de águas profundas formam-se à
ue deslizamentos e escorregamentos dos sedimentos
ontinental criam suspensões túrbidas de sedimentos
- nas águas do fundo. As correntes de turbidez também
leques e cânions submarinos e cânions. As margens
tais ativas formam-se onde a litosfera oceânica é sub=m um continente. As margens continentais passivas
~- e onde o rifteamento e a expansão do assoalho oceâ_
gam as margens continentais para longe dos limites
de sedimentação ocorre nos oceanos e em suas proes? Os dois principais tipos são os sedimentos terríge~ iaquimicamente precipitados. Os sedimentos telTígeima de tudo lamas e areias erodidas dos continentes
-iadas, por ação de ondas e correntes de maré, ao longo
·orrna continental e, por correntes de turbidez, na mar~tinental abaixo. A sedimentação bioquímica na plata_~-ulta do acúmulo de carapaças de carbonato de cálcio
~ -=esde corais. Em mares tropicais rasos onde a evapo=' tensa, os sedimentos evaporíticos também podem ser
os. Os sedimentos de mar aberta (pelágicos) consisargilas marrom-averrnelhadas e vasas silicosas e de fo"=ros, compostas pela precipitação bioquímica de cara. asas e de carbonato de cálcio dos organismos mio
=.cos que vivem nas águas oceânicas superficiais. Nas
.. - os oceanos próximas a zonas de subducção, os sediderivados de cinzas vulcânicas e de derrames de lavas
dantes.
o
recessos moldam as linhas de costa? Na orla do mar,
- e as marés, interagindo com a tectônica, controlam a
. e a dinâmica das linhas de costa, das praias e das pla=~maré até as costas rochosas soerguidas. Os ventos que
- sobre o mar geram ondas; à medida que elas se aproxi:.-. osta, arrebentam na zona de surfe. A refração das an---.
ffi em correntes longitudinais e em deriva litorânea,
>porta areia ao longo das praias. As marés, geradas pe·
"- gravitacional da água dos oceanos pela Lua e pelo
. _gentes de sedimentação nas planícies de maré.
17. A Terra Sob os Oceanos 1445
Conceitos e termos-chave
I
• balanço de areia (p. 438)
• mome submarino (p. -1--6)
• cânion submarino (p. 426)
• planície abissal (p. -L6)
• colina abissal (p. 428)
• planície de maré (p.
• corrente de turbidez (p. 430)
• plataforma cominemal
(p.425)
• corrente longitudinal (p. 436)
• elevação continental (p. 426)
• guyot (p. 428)
• ilha-barreira (p. 441)
• maré (p. 436)
• margem ativa (p. 428)
• margem continental (p. 428)
• sedimento pelágico (p. -BI
• talude continental (p. -*26)
• terraço de abrasão marinha
(p.440)
• turbidito (p. 431)
• vasa forarninífera (p. -+ '
I)
• vasa silicosa (p. 432)
• margem passiva (p. 428)
Exercícios
I
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CONECTARWEB
1. Onde e como o assoalho oceânico profundo é criado por vulcanismo? Por quais processos?
W 2. Quais processos da tectônica de placas são responsáveispelas fossas de mar profundo?
3. Que feições do fundo oceânico estão associadas à divergência e à
convergência de placas?
4. Que tipos de margem continental encontramos em plataformas
continentais largas?
S. Onde as correntes de turbidez se formam?
6. O que são sedimentos pelágicos?
7. Quais processos no oceano são responsáveis pelas vasas de foramÍníferos e vasas silicosas?
8. Como as ondas oceânicas são formadas?
9. Como a refração de ondas concentra a erosão nos promomório-?
10. Como a interferência humana afetou algumas praias?
I
Questões para pensar
1. Quais são as principais diferenças entre os oceanos Atlântico e Pacífico quanto a: topografia, tectônica, vulcanismo e ourro proces os
do assoalho oceânico?
4461
Para Entender
a Terra
2. Como a tectánica de placas pode explicar o contraste entre a larga
plataforma continental ao longo da costa leste da América do Norte e
a plataforma estreita, quase inexistente, da costa oeste?
3. Uma grande empresa o contrata para determinar onde o lixo da cidade de Nova York poderia ser depositado no mar, a uma distância de
100 km da costa. Que tipos de lugares você pesquisaria e quais seriam
as suas preocupações?
4. Existe muito pouco sedimento no assoalho do vale em rifte no centro da dorsal mesoceânica. Por que isso ocorre?
5. Um platá elevando-se do assoalho oceânico profundo até cerca de
2.000 m da superfície é recoberto por vasa de foraminíferos, enquanto
o assoalho oceânico profundo abaixo do platá, a cerca de 5.000 m de
profundidade, é coberto com argila marrom-averrnelhada. Como você
pode explicar essa diferença?
6. Que tipos de sedimentos você espera encontrar na fossa do PeruChile ao longo da costa da América do Sul?
7. Você está descrevendo um testemunho de sedimento de mar profundo, a partir da base em direção ao topo. Na porção basal, a maior
parte do sedimento é uma vasa de foraminíferos; no entanto, na metade do caminho, em direção ao topo, a vasa desaparece e o testemunho
é cinza-amarronzado. O que poderia explicar essa mudança?
8. Você está estudando uma seqüência de rochas sedimentares e
descobre que as camadas próximas à base são arenitos marinhos rasos e lama. Acima dessas camadas, há uma discordância e, sobreposta a ela, existem arenitos não-marinhos. Acima desse grupo de
camadas, existe outra discordância, e camadas marinhas semelhantes às da base estão sobrepondo-a. Como essa seqüência poderia ser
explicada?
9. Por que você deveria querer saber a hora da maré alta se quisesse
observar um terraço cortado por ondas?
10. Num período de 100 anos, a extremidade meridional de uma praia estreita e alongada na direção norte-sul foi estendida por cerca de
200 m para o sul por processos naturais. Que processo de linha de costa pode ter causado essa extensão?
11. Após um período de calmaria, ao longo de uma seção da costa leste da América do Norte, uma tempestade forte e com ventos intensos
passou sobre a costa em direção ao mar. Descreva o estado da zona de
surfe antes, durante e após a tempestade.
Roteiro de pesquisa de longa duração:
investigue você mesmo
Proteção da costa
Em 1996, o Instituto de Ciências Marinhas e Costeiras da Universidade de Rutgers publicou um relatório que adverte para a necessidade de
uma grande mudança na política de proteção das áreas costeiras. Em
vez de recomendar que as praias e as propriedades litorâneas em áreas
de alto risco sejam defendidas e reconstruídas, o relatório sugere ao
Departamento de Proteção Ambiental de Nova Jersey a remoção de
construções danificadas por tempestades e uma política de deixar a
praia recuperar-se naturalmente. O relatório também propõe que as cidades costeiras sejam encorajadas a não escolherem as áreas vulneráveis para ocupação e desenvolvimento imobiliários. Alguns geólogos
consideram essa política muito sábia.
Trabalhando em grupo de três ou quatro colegas, escolha
praia próxima ou a praia de férias favorita. Se possível, cada ~ _
deveria visitar a praia escolhida no início do semestre e apó
evento de tempestade durante o mesmo, de modo a medir e re~·
a largura da praia e fazer outras observações de como ela se mo ..::;
Outras fontes de informação podem incluir o órgão de proteção
biental e a câmara de comércio da cidade. Usando a legislação ~
tente sobre a liberdade de informação, investigue a estratégia que:....
sido usada para manter e preservar a costa local que vocês escolh~
para estudar. Os órgãos governamentais construíram muros e
de contenção? Alternativamente, foi recomendada a transferên .
areia do mar para a praia? Que medidas os órgãos públicos to
para proteger a linlla de costa e que efeitos elas tiveram na apare::
física da praia? A cidade optou por deixar os processos costeiros-=
rem naturalmente? Usando os seus conhecimentos de processos _
teiros, suas observações e, se possível, informações sobre mu
na sua praia a partir de outras fontes, avalie se as ações tomadas ~
preservar a praia do seu estudo foram adequadas.
Sugestões de leitura
Anderson, R. 1986. Marine Geology. NewYork: Wiley.
Cone, J. 1991. Fire Under the Sea. New York: William Mo
Davis, R. A. 1994. The Evolving Coast. NewYork: W. H. Frec.:;;
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rado.: Geological Society of America.
Schlee, J. S., Karl, H. A, and Torresan, M. E. 1995. /magiT g
Sea Floor. U. S. Geological Survey Bulletin 2079.
Sugestões de leitura em português
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Recursos minerais do mar. Rio de Janeiro: Petrobrás.
Baptista Neto, J. A, Ponzi, V. R. A. e Sichel, S. E. (orgs.).::
Introdução à geologia marinha. Rio de Janeiro: Interciência.
-
CAPíTULO 17. A Terra Sob os Oceanos 1447
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_.::.H. D. (ed.). 1979. Geologia da margem continental brabacias oceânicas adjacentes. Rio de Janeiro: Petrobrás,
7~mac, v. 7.
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folleti, A. 1974. Geomorfologia.
3
São Paulo: Edgard Blü-
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~. O. 0.1997. Dicionário enciclopédico inglês-português de
geologia. Rio de Janeiro: Petrobras.
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adjacente,
incluindo
depósitos
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(Escala
). Brasília: Ministério das Minas e Energia, Departamento
da Produção Mineral. p. 473-489.
-., J. J. C. 1984. Fisiografia da área oceânica. In: Schobbe-_Campos, D. A., Derze, G. R. e Asmus, H. E. 1984. Geolo~nil, texto explicativo do Mapa Geológico do Brasil e da área
adjacente,
incluindo
depósitos
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(Escala
:00). Brasília: Ministério das Minas e Energia, Departamento
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_ 'o. K. 1998. Dicionário de geologia sedimentar e áreas afins.
iro: Bertrand Brasil.
o som numa freqüência
12,5 cm.
-
'5:. YI. G. e Mahiques, M. N. de. 2000. Processos oceânicos e
-
-a dos fundos marinhos. In: Teixeira, W., Toledo, M. C. M.
_-.';ild.T. R. e Taioli, F. (orgs.) 2000. Decifrando a Terra. São
-~ina de Textos. p. 261-284.
- 'an, K. 1968. Oceanos. São Paulo: Edgar Blücher.
5
6
Em inglês, u.s. Deep Sea Drilling Project;
Em inglês, Ocean Drilling Programo
7
Também conhecida na literatura técnica por "sopé continental".
8
Pronuncia-se [gui ô'], sendo "gu" um dígrafo, sem tradução na literatura técnica brasileira. O nome homenageia o geólogo americano,
nascido na Suíça, Amold H. Guyot (1807-84).
Em inglês, Georges Bank.
Em inglês, Grand Banks.
11 Também conhecida como "linha praial" ou "linha costeira".
9
10
12
13
14
15
não é reconhecido como tal em diversas publi'-- importantes sobre o assunto, como, por exemplo, o National
~. hic Atlas of the World (Washington: National Geographic
:. 1992), pois o mesmo não se constitui em uma bacia oceâni_ ' ca, mas sim numa região de águas mais frias circunvizinha
'da. O assoalho oceânico dessa região pertence às extremida'dionais dos oceanos Atlântico, Índico e Pacífico.
Também conhecida como "onda de avanço", "água de espraiamento", "água de fluxo" ou "saca" (uprush).
Também conhecida como "água de refluxo" ou "ressaca".
A região da praia onde ocorrem o espraiamento e a onda de recuo
é chamada de "face praial", "zona de varrido" ou "zona de espraiamento".
chamada de "corrente litorânea" ou "corrente de deri\'a
litorânea".
Mais apropriadamente, pela "zona de arrebentação", que antecede a zona de surfe em direção à praia (ver Figura Panorâmica
17.13).
i8 Inclui, também, a "zona de auebentação".
19
:ia-se [tchcel 'in djer] e significa "desafiador".
Em inglês, swell, eventualmente também traduzido na literatura técnica como "marulho".
16 Também
17
-==0 Antártico"
de onda de
Em inglês, transponder é um rádio ou radar transmissor-receptOr.
cujo nome deriva da combinação das palavras inglesas (n'ans)mirter
+ res(ponder).
-=
de tradução
de 12 kHz e comprimento
4
.:õ
-.,; , . K. 2003. Geologia sedimentar. São Paulo: Edgard Blü-
SeaBeam é o nome de um dos vários tipos de sistema multifeixes
disponíveis. Ele opera para profundidades entre 200 a 11.000 m
com uma cobertura diária de 2.500 km2 Os transdutores emitem
20
2i
Essa zona é conhecida, também, como "face de praia".
Em inglês, stack.
O Litoral Nacional de Cape Cod (Cape Cod National Seashore) é
uma área de proteção ambiental, administrada pelo Serviço de Parques Nacionais dos Estados Unidos.