Geomorfologia Costeira

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Geomorfologia Costeira
São Cristóvão/SE
2011
Aracy Losano Fontes
Elaboração de Conteúdo
Aracy Losano Fontes
 Fontes, Aracy Losano
 F683g Geomorfologia costeira / Aracy Losano Fontes. 
 – São Cristóvão : Universidade Federal de Sergipe, 
 CESAD, 2011.
 1. Geomorfologia. 2. Relevo submarino. 
 3. Ecologia costeira. I. Título 
CDU 551.4
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FICHA CATALOGRÁFICA PRODUZIDA PELA BIBLIOTECA CENTRAL
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Geomorfologia Costeira
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NÚCLEO DE MATERIAL DIDÁTICO
Hermeson Alves de Menezes (Coordenador)
Marcio Roberto de Oliveira Mendonça
Neverton Correia da Silva
Nycolas Menezes Melo
Sumário
AULA 1
Ambiente Marinho ............................................................................. 07
AULA 2
Morfologia Submarina ....................................................................... 23
AULA 3
Geomorfologia Costeira..................................................................... 45
AULA 4
A Geomorfologia Costeira e sua Relação com o 
Período Quaternário .......................................................................... 65
AULA 5
Planícies e Lagunas Costeiras .......................................................... 85
AULA 6
Estuários e Planícies de Maré. .......................................................... 97
AULA 7
Ambiente Deltaico...............................................................................115
AULA 8
Recifes Biológicos e de Arenito ....................................................... 133
AULA 9
Praias Arenosas Oceânicas e Erosão Costeira............................... 147
AULA 10
Classifi cação das Costas ................................................................ 167
Aula 1
Aracy Losano Fontes
AMBIENTE MARINHO
META
Apresentar uma visão geral do ambiente marinho, e oceanos e mares, através do 
conhecimento de suas propriedades físicas e classifi cações ecológicas.
OBJETIVOS
Ao fi nal desta aula, o aluno deverá:
entender a importância de estudar os oceanos;
identifi car os tipos de mares;
saber explicar as propriedades físicas das águas oceânicas; 
e compreender as classifi cações ecológicas dos oceanos.
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Geomorfologia Costeira
INTRODUÇÃO
Olá caro aluno. Seja bem vindo ao nosso primeiro encontro. Iniciare-
mos a aula com a caracterização do ambiente marinho. Então vamos lá!
As áreas de contato entre as superfícies emersas do planeta - continen-
tes e ilhas - e os mares e oceanos, geralmente denominados de ambientes 
costeiros ou ambientes litorâneos, representam na superfície do planeta 
os locais onde os processos de modifi cação do relevo podem ser continu-
amente observados, como resultado da ação integrada dos agentes marinhos, 
atmosféricos e dos atuantes sobre os continentes, como intemperismo e 
erosão (TESSLER e MAHIQUES, 2009).
Por que estudar os Oceanos?
Nosso planeta é o único do sistema solar que possui água superfi cial em 
quantidade sufi ciente para formar oceanos, que representam cerca de 70% 
da superfície total, sendo que o oceano Pacífi co constitui o maior corpo 
aquoso, com área de 165.384.000 km2, ou seja, aproximadamente 50% da 
área oceânica, seguido pelo oceano Atlântico, com 82.217.000 km2 e o 
Índico, com cerca de 73.481.000 km2 (VESENTINI, 2009), Figura 1.1. Há, 
ainda, o oceano Glacial Ártico, ao redor do pólo norte. Mais recentemente, 
alguns oceanógrafos começaram a afi rmar que as águas do Atlântico, do 
Pacífi co e do Índico, que banham o continente Antártico, constituem o 
oceano Austral ou Glacial Antártico, pois essas porções de água não se se-
param. Haveria, assim, cinco oceanos no planeta, embora os três primeiros 
sejam os maiores e os mais importantes. A Organização Internacional de 
Hidrografi a passou a considerar, a partir de 2000, cinco oceanos.
Figura 1.1 Principais oceanos, mares e rios.
(Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
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Ambiente Marinho Aula 1
Ao longo da história, as sociedades humanas deram nomes diferentes 
às águas oceânicas que iam conhecendo. E foi assim que se defi niu a 
existência dos oceanos.
De onde vêm os nomes dos oceanos?
Atlântico – vem de Atlas, fi lho de Netuno, o deus dos mares.
Pacífico – em 1520, quando o navegador português Fernão de 
Magalhães percorreu o litoral sul-americano, fi cou impressionado com 
a tranqüilidade das águas. Daí ter dado ao oceano o nome de Pacífi co. 
Na verdade, era uma época atípica. O Pacífi co é mais perigoso que o 
Atlântico.
Índico – seu nome está ligado aos países que banha: Índia e Indonésia.
O oceano Pacífi co é relativamente pouco afetado pelas massas de terra 
que o circundam. Cordões de ilhas são mais numerosos no Pacífi co e a 
atividade vulcânica nas suas margens é pronunciada em função da colisão 
das placas tectônicas que formam o fundo deste oceano e os continentes. 
O perímetro do oceano Pacífi co é a região geologicamente mais ativa do 
planeta, conhecida como cinturão de fogo. Em contraste, o oceano Atlântico 
é uma bacia relativamente estreita (5.000 km em média), sendo bordejada por 
grandes mares marginais (Golfo do México, Mediterrâneo, Báltico, Mar do 
Norte). Além disso, muitos dos maiores rios do mundo – Amazonas, Nilo, 
Congo, Mississipi, Paraná e Orinoco – drenam no sistema atlântico. Uma 
das maiores conseqüências desse fato refere-se à quantidade de sedimento 
de origem continental ser muito superior à do Pacífi co. 
O Atlântico possui grandes áreas de plataforma continental e poucas 
ilhas vulcânicas causadas pelos chamados pontos quentes, presentes no 
manto, que excepcionalmente expelem material magmático em direção à 
crosta terrestre. A formação 
de alinhamentos de montes 
vulcânicos formando cadeias 
é atribuída à movimentação 
da placa litosférica sobre um 
ponto quente fi xono manto 
(hot spot).
Como em todo o oceano 
Atlântico, no Brasil são encon-
tradas poucas ilhas vulcânicas 
na bacia oceânica, podendo-
se destacar: o arquipélago de 
Fernando de Noronha e os 
rochedos de Trindade e Martim 
Vaz (Figura 1.2). Figura 1.2 – Baía dos Porcos – Fernando de Noronha.
Arquivo da autora.
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Geomorfologia Costeira
A tendência das ilhas vulcânicas originadas por um ponto quente é 
afundar, podendo dar origem aos guyots, elevações submarinas de origem 
vulcânica que possuem topo plano, causado pela erosão das ondas na super-
fície durante o processo de imersão da ilha, como observado na Figura 1.3.
Figura 1.3 – Bloco diagrama de montes submarinos formados a 
partir de um ponto quente (hot spot).
(Fonte: BAPTISTA NETO e SILVA, 2004.)
ARQUIPÉLAGO DE FERNANDO DE NORONHA
O arquipélago de Fernando de Noronha está situado no Atlântico 
Sul-Equatorial, na posição de 03º50’ de latitude sul e 032º25’, de longitude 
ocidental, distante aproximadamente 360 km de Natal (RN) e 545 km de 
Recife (PE). Os processos de formação desse arqipélago estão associados 
à movimentação da placa litosférica sobre um ponto quente fi xo no manto 
(hot spot), que possibilitou o extravasamento do magma ao longo do tempo 
geológico, por ascensão vertical (Figura 1.4). A montanha que deu origem ao 
arquipélago está alinhada aos montes vulcânicos submarinhos que compõem 
a Cadeia de Fernando de Noronha, orientada no sentiodo leste-oeste.
O Atol das Rocas também faz parte dessa cadeia de montanhas. Todo 
o arquipélago está sobre um monte submarino cônico, com cerca de 60 
km de diâmetro, tendo sua base apoiada no assoalho oceânico, a 4 mil 
metros de profundidade. Ao longo do tempo geológico, as rochas sofreram 
intemperismo e formaram uma plataforma de erosão com cerca de 3 a 4 
quilômetros de largura e até 100 metros de profundidade. É formado por 
21 ilhas e ilhotas, ocupando uma área de 26 km2.
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Ambiente Marinho Aula 1
Figura 1.4 – Estrutura colunar barsáltica. Arquipélago de Fernando de Noronha.
(Fonte: Arquivo da autora.)
A principal ilha do arquipélago, denominada Fernando de Noronha, 
possui cerca de 16,4 km2, que representam 91% da área emersa do arquipé-
lago. O relevo apresenta planícies, planaltos e altos topográfi cos íngremes, 
como Morro do Pico, com 323 m, ponto culminante do arquipélago.
O oceano Índico está localizado, principalmente, no Hemisfério Sul 
e sua massa de água mais profunda é resultante da mistura entre a Água 
Profunda Antártica e a Água Profunda do Atlântico Norte, transportada 
para o Índico pela Corrente Circumpolar Antártica. Este oceano, como o 
Atlântico, contem poucas ilhas e seu limite com o Pacífi co segue as ilhas 
da Indonésia, Austrália e do sul da Tasmânia, em direção à Antártica. Três 
grandes rios - Indo, Ganges e Brahma-
putra - desembocam no oceano Índico, 
em sua porção norte.
Os oceanos Antártico e Ártico 
possuem características oceanográfi cas 
muito particulares, como a formação 
de massas de água subsuperfi ciais que 
fl uem em direção às regiões equatoriais.
Enquanto a elevação média dos 
continentes é de 840 m (a máxima el-
evação terrestre é de 8848 m no monte 
Everest, no Nepal), a profundidade 
média dos oceanos atinge 3729 m. A 
máxima depressão dos oceanos é de 
11035 m na fossa das Marianas, no 
Pacífi co Norte (Figura 1.5).
Figura 1.5 – Curva hipsográfi ca, indicando a distribuição das elevações 
acima e abaixo do nível do nível do mar.
(Fonte: BAPTISTA NETO e SICHEL, 2004.)
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Geomorfologia Costeira
Aprenda mais...
Por que a cor da água do oceano pode variar entre o azul e o verde?
A cor normal do mar é azul porque essa é a tonalidade que as partículas 
de areia e microorganismos mais comuns na sua superfície refl etem 
quando atingidas pela luz solar que é composta por comprimentos de 
onda nas cores vermelho, laranja, amarelo, verde, azul anil e violeta. 
Se houver outras partículas, a cor refl etida será diferente. Nas costas e 
próximo às ilhas, o tom é verde por causa dos pigmentos amarelos da 
matéria orgânica de algas e vegetais; ao se misturar azul com amarelo 
surge o verde. No mar Negro, entre a Rússia e a Turquia, há bactérias 
que produzem ácidos escuros. No mar Vermelho, entre África e Arábia, 
a poeira rica em ferro faz as águas fi carem vermelhas. 
MARES SÃO OCEANOS?
Se você prestar atenção verá que a grande maioria dos mares faz parte 
dos oceanos, mas recebe denominações regionais. Mares são, portanto, 
porções menores de água salgada e podem ser de três tipos:
1. Mares costeiros ou abertos – possuem ampla comunicação com os 
oceanos. São importantes vias de saída para os países por eles banhados, 
como o mar do Caribe, no Golfo do México (Figura 1.6).
Figura 1.6 – Mares costeiros ou abertos.
(Fonte: SIMIELLI, 2006.)
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Ambiente Marinho Aula 1
3. Mares continentais ou mediterrâneos – apresentam-se rodeados por ter-
ras, mas mantendo uma ligação com o oceano através de canais ou estreitos. 
Por exemplo, observe num atlas que o mar Vermelho tem ligação com o 
oceano Índico pelo estreito de Bab - el Mandeb (Figura 1.7).
Figura 1.7 – Mares continentais ou mediterrâneos.
(Fonte: SIMIELLI, 2006.)
2. Mares fechados ou isolados – não possuem qualquer ligação com os 
oceanos ou outros mares. É o caso dos mares Morto e Cáspio, na Ásia 
(Figura 1.8).
Figura 1.8 – Mares fechados ou isolados.
(Fonte: Fonte: SIMIELLI, 2006.)
A extensão e a profundidade são os dois elementos principais que 
diferenciam os oceanos dos mares. Estes possuem menor extensão e menor 
profundidade, geralmente localizados às margens dos oceanos, próximo 
dos continentes.
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Geomorfologia Costeira
Mas, que importância os oceanos têm além da imensidão de sua área?
Os oceanos não são apenas produtores ou repositores de importantes 
recursos, mas contêm também a história do nosso planeta, revelando um 
passado de alterações tectônicas, climáticas, físicas, químicas e biológicas, 
cujas implicações no comportamento dinâmico e estrutural da crosta 
oceânica, na mutação dos ciclos sedimentares e das massas de água, têm sido 
amplamente comprovadas e documentadas ao longo do registro geológico. 
Sabe-se, também, que os processos oceânicos fi guram entre os maiores 
agentes transportadores de calor do planeta, controlando o clima e contri-
buindo para a distribuição espacial dos processos intempéricos e erosivos.
OCEANOGRAFIA
A ciência que trata dos processos oceânicos é denominada Oceanogra-
fi a, mas tais processos são tão numerosos que o seu estudo é geralmente 
dividido em quatro subáreas (SUGUIO, 1992):
a) Oceanografi a Física – estuda os aspectos físicos dos oceanos, tais como 
os movimentos da água do mar, os fatores relacionados à atmosfera e ao 
fundo oceânico.
b) Oceanografi a Geológica – estudo de rochas e sedimentos das porções 
cobertas ou em contato com o substrato oceânico. Atualmente comporta 
importantes subdivisões como: sedimentologia marinha, estratigrafi a sub-
marina e geologia estrutural submarina.
c) Oceanografi a Química – trata da composição química e das característi-
cas físico-químicas da água do mar e das variações dessas propriedades no 
tempo e no espaço.
d) Oceanografi a Biológica – estudo da fauna e da fl ora dos oceanos em 
relação aos seus ambientes de vida.
A teoria da Tectônica de Placas e sua associação com a expansão 
do fundo e formação dos oceanos criou subsídios para um grande de-
senvolvimento da produção bibliográfi ca nas áreas de Oceanografi a e 
de Geologia Marinha, pois existe grande interesse em conhecer o modo 
de funcionamento dos ambientes costeiros por fornecerem informações 
relativas à dinâmica de oscilação do nível do mar, tanto em tempos atuais 
como passados.
Abaixo da superfície do oceano situa-se um reino complexo que abriga 
uma grande variedade de condições físicas e sistemas ecológicos. A varia-
ção nos ambientes marinhos é proveniente das diferenças na temperatura, 
salinidade, profundidade (que infl uenciam a luz e a pressão), correntes, 
substratos e ondas.Assim, os oceanos podem ser divididos em zonas ecológicas principais 
de acordo com a profundidade (Figura 1.9):
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Ambiente Marinho Aula 1
Figura 1.9 – Zonas ecológicas principais dos oceanos. 
(Fonte: RICKLEFS, 2010.)
- Zona litoral – também chamada de zona entremaré, que se estende entre os 
níveis mais alto e mais baixo da maré, fi cando exposta periodicamente. Uma 
conseqüência freqüente é a zonação de organismos no intervalo entremaré;
- Zona nerítica – estende-se entre o nível de maré mais baixa até a profundi-
dade de cerca de 200 m, que corresponde à borda da plataforma continental. 
É geralmente uma região de produtividade alta.
- Zona oceânica – os nutrientes são escassos. O fundo do mar abaixo dessa 
zona de águas profundas constitui a zona bentônica, que é formada por 
organismos vivos como corais e esponjas.
Em função da penetração relativa da luz do mar, a coluna d’água pode 
ser dividida em três zonas ecológicas (RICKLEFS, 2010):
a) Zona eufótica – a mais rasa, caracterizada como uma região com luz su-
fi ciente para sustentar o crescimento e reprodução dos vegetais. Estende-se 
desde a superfície a uns poucos centímetros de profundidade em regiões 
costeiras com águas muito turvas, até um máximo de aproximadamente 
150 m em águas tropicais oceânicas muito claras.
b) Zona disfótica – a luz é muito fraca para haver uma taxa fotossintética 
líquida positiva, ou seja, as perdas materiais pela respiração excedem a 
produção fotossintética. 
c) Zona afótica – a região mais profunda e ampla do oceano. Esta região 
mais escura estende-se abaixo da zona disfótica até o assoalho oceânico e 
não existe possibilidade de existência de vegetais.
O sistema de classifi cação proporcionado pela Word Wildlife Fund 
(WWF) citado em Ricklefs (2000) apontou os seguintes biomas marinhos 
como entre os mais produtivos na Terra:
- Regiões Polares – contêm grandes áreas de mares rasos;
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Geomorfologia Costeira
- Plataformas e mares nas latitudes temperadas – são altamente produtivas 
porque os nutrientes dos sedimentos do fundo não estão muito longe da 
águas superfi ciais;
- Zonas de ressurgência temperada e tropical – as correntes arrastam nu-
trientes das profundezas do oceano para as águas superfi ciais iluminadas; e
- Recifes de coral – são encontrados nas águas rasas dos oceanos quentes, nor-
malmente onde as temperaturas da água permanecem acima de 20ºC por todo o 
ano e proporcionam alimento abundante para diversas comunidades biológicas.
Muitos tipos especializados de ecossistemas marinhos estão associados 
com as correntes de ressurgência e com os recifes de coral tropicais.
Ressurgência
Fenômeno oceanográfico que consiste na remoção das águas 
superfi ciais mais leves e mais aquecidas, de regiões litorâneas por ação 
de ventos paralelos à costa e sua substituição por águas de profundidade 
mais frias, e portanto mais, densas. A ressurgência provoca, em geral, 
aumento da fertilidade das águas litorâneas e modifi cações climáticas 
das áreas adjacentes, como acontece na região de Cabo Frio (RJ), que 
apresenta baixa pluviosidade (cerca de 800 mm/ano) em contraposição 
às porções norte e sul desta região, muito mais chuvosas.
SUGUIO, 1992
PROPRIEDADES FÍSICAS DAS 
ÁGUAS DOS OCEANOS
A salinidade, a temperatura e a densidade são propriedades físicas da 
água do mar importantes na Oceanografi a, porque através delas é possível 
a identifi cação das massas de água e prever estimativas a respeito do movi-
mento relativo entre elas, ou seja, a circulação oceânica.
Salinidade, ou grau de salinidade do oceano, é defi nida como o número 
de gramas de sais dissolvidos em 1.000 gramas de água do mar. A salinidade 
da água do oceano aberto é de cerca 35%0 (35 partes por mil), com valores 
variando entre 34 - 37%0. Tal variação constitui o resultado de processos 
que atuam conjuntamente:
- efeitos de concentração, tais como evaporação e formação de gelo; e
- efeitos de diluição, como precipitação atmosférica, contribuição fl uvial e 
derretimento do gelo.
Por que a água do mar é salgada?
A água do mar é uma solução rica em sais, com 85% de cloreto de sódio 
(NaCI), também conhecido como sal comum, ou sal de cozinha.
São duas as principais hipóteses sobre as fontes de enriquecimento de 
sais para a água do mar, sem que a ocorrência de uma delas possa signifi car 
a ausência da outra.
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Ambiente Marinho Aula 1
A primeira delas, a mais conhecida, e que durante longo tempo se 
acreditou ser a única, é da origem desses sais a partir da dissolução das 
rochas da superfície terrestre e de seu transporte pelos rios até os oceanos. 
Porém, a análise comparativa entre os sais dissolvidos transportados pelos 
rios e a composição dos sais presentes na água do mar demonstra que nem 
todo sal existente poderia ter se originado só através desse processo.
A segunda hipótese está ligada aos processos vulcânicos existentes nos 
assoalhos marinhos. As lavas originárias do manto trazem diretamente ao 
oceano água juvenil, ou seja, água contida nas camadas interiores do planeta 
e que nunca esteve na forma líquida na superfície da Terra. Esta água juvenil 
contém, em solução, vários constituintes químicos como cloretos, sulfatos, 
brometos, iodetos, carbono, cloro, boro, nitrogênio e muitos outros.
Além disso, devido ao calor do magma, a água fria dos fundos oceanos, 
ao percolar as rochas do assoalho, se aquece, ao mesmo tempo que troca 
elementos químicos com o meio rochoso. Ao ascender, integra-se ao am-
biente oceânico.
Curiosidade
A salinidade da água do mar decorre de dois fatores. Um é o 
transporte, em solução, dos elementos químicos dissolvidos a partir 
do intemperismo das rochas da crosta continental, cujos constituintes 
mais abundantes e mais solúveis são: Na, Ca, Mg e K e, portanto, 
são os mais lixiviados durante a denudação das terras emersas. Deles, 
apenas o Na se mantém dissolvido em grande quantidade no oceano. 
O Ca e o Mg participam de precipitações minerais, contribuindo para 
a extensa formação dos calcários oceânicos, orgânicos ou não. O K 
fi ca retido nos argilominerais dos solos e pouco chega ao ambiente 
marinho. Além desses, o Si, apesar de pouco solúvel, também é levado 
ao ambiente oceânico, participando da sedimentação profunda, 
com parcela orgânica. Outro fator para a salinidade das águas é o 
vulcanismo oceânico, que traz, do manto, água juvenil carregada em 
elementos químicos metálicos dissolvidos das rochas atravessadas. 
Esses elementos podem ser a fonte para os nódulos polimetálicos 
observados em certas regiões do assoalho oceânico.
TESSLER e MAHIQUES, 2009.
TEMPERATURA
A importância da temperatura expressa-se através da divisão do globo 
em zonas climáticas formadas pela incidência diferencial dos raios solares 
na superfície terrestre. A intensidade de energia radiante que atinge as 
diferentes regiões do globo são decorrentes das variações sazonal e diurna 
resultantes dos movimentos de translação e rotação da Terra.
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Geomorfologia Costeira
A intensidade média da radiação solar, que atinge a superfície dos 
continentes e oceanos, é função da latitude. Devido a forma da Terra, ela 
decresce do equador para os pólos, visto que os raios solares atingem as 
regiões de alta latitude com ângulos cada vez mais oblíquos.
Os sistemas de circulação atmosférica e oceânica estão intimamente 
relacionados com a rotação da Terra, cuja velocidade é máxima no equador 
e decresce com a latitude.
Grande parte do transporte de calor das regiões equatoriais para as 
regiões polares ocorre pela circulação atmosférica, na parte superior da tro-
posfera. Por outro lado, uma parcela dessa transferência de calor é realizada 
pela circulação oceânica de superfície. Desse modo, as correntes aquecidas 
em baixas latitudes, como as correntes do Brasil e do Golfo, no Atlântico, 
transferem calor para as regiões de altas latitudes.
Entre os processos que determinam a temperatura dos oceanos, a ab-
sorção da radiação solar, a reirradiação da superfície do mar e a evaporaçãosão os mais importantes.
A fi gura 1.10 refere-se ao perfi l vertical da temperatura mostrando as 
três camadas da coluna d’água:
a) Camada de Mistura (superfície) – refl ete a temperatura média do ambiente 
naquela latitude. As águas superfi ciais são infl uenciadas por vários fatores 
que fazem a temperatura variar de local para local.
b) Camada Termoclina – localiza-se nas médias e baixas latitudes, abaixo da 
camada superfi cial, com máximo decréscimo de temperatura por unidade 
de profundidade.
Termoclina – profundidade num corpo de água na qual a temperatura 
muda abruptamente entre uma camada superior de água quente e uma 
camada inferior de água fria.
Em águas tropicais, a termoclina pode ocupar uma profundidade entre 
100 e 300 m e ser relativamente estável durante o ano. Uma termoclina 
diurna é formada muito próximo à superfície durante o dia, desaparecendo 
a noite em regiões de médias e baixas latitudes. Na parte da tarde é for-
mada a uma profundidade de aproximadamente 10 m, com um gradiente 
máximo de 3ºC. Já em regiões de médias latitudes ocorre um termoclina 
sazonal no verão.
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Ambiente Marinho Aula 1
Figura 1.10 – Perfi l vertical da temperatura.
(Fonte: SOARES-GOMES e FIGUEIREDO, 2002.)
A camada de descontinuidade térmica indica que existe, verticalmente, 
uma transferência de calor das águas superfi ciais para o fundo, bem como 
horizontalmente devido a difusão de calor molecular e por pequenos remo-
inhos que transportam água verticalmente, misturando tanto as salinidades 
como as temperaturas.
c) Camada Profunda – refl ete a origem da água a altas latitudes. Abaixo de 
2.000 m até a superfície dos fundos oceânicos, a temperatura está abaixo 
dos 3ºC. Mais de 60% da área dos oceanos estão cobertas por esta camada, 
onde a temperatura permanece mais ou menos constante. Em altas lati-
tudes, a diferença de temperatura entre as camadas superfi ciais e profundas 
é muito pequena quando comparada com as médias e baixas latitudes. As 
regiões polares não apresentam estratifi cação térmica, observando-se uma 
homotermia fria na coluna d’água.
As mudanças de temperatura da água alteram a densidade, viscosidade 
e solubilidade do oxigênio, etc. infl uenciando na fl utuabilidade, locomoção 
e respiração dos organismos.
O clima global determina a distribuição da temperatura e salinidade 
nas camadas superfi ciais dos oceanos, que servem para defi nir determinada 
massa de água. Assim, as águas frias e altamente salinas são mais densas 
que as águas quentes e de baixa salinidade.
20
Geomorfologia Costeira
DENSIDADE 
A densidade da água do mar é resultante da temperatura e da salinidade. 
Quanto mais elevada for a temperatura, menor será a densidade para uma 
determinada salinidade e, quanto maior a salinidade maior será a densidade 
para uma dada temperatura. 
Com relação à distribuição vertical, a densidade da água aumenta con-
forme a profundidade. Nas águas superfi ciais, a densidade pode decrescer 
por:
- aquecimento da água;
- aporte de água doce proveniente da chuva;
- descarga de rios; e
- degelo.
Na linha do Equador a densidade média das águas superfi ciais é baixa, 
aumentando conforme a latitude. As massas de água mais densas e mais 
profundas originam-se ao redor da Antártica e nas adjacências da Groelân-
dia e Islândia. Durante o inverno nas altas latitudes as águas superfi ciais 
tornam-se mais frias até atingir o ponto de congelamento. À medida que o 
gelo é formado, a água do mar torna-se mais salina devido à exclusão dos 
sais na sua formação, aumentando ainda mais a densidade.
Assim, essas águas polares altamente densas afundam e fl uem em 
direção ao Equador em profundidades intermediárias ou junto ao fundo. 
Eventualmente retornam à superfície através de mistura causada por ventos 
e, assim, ocorre uma lenta ciclagem entre águas profundas e superfi ciais.
CONCLUSÃO
Ao longo da história, as sociedades humanas defi niram a existência dos 
oceanos Atlântico, Pacífi co e Índico, os maiores e mais importantes dentre 
os oceanos. Os mares fazem parte dos oceanos e recebem denominações 
regionais como costeiros ou abertos, continentais ou mediterrâneos e 
fechados ou isolados.
Os oceanos apresentam zonas ecológicas principais de acordo com a 
profundidade em função da penetração relativa da luz do mar, onde estão 
distribuídos os biomas marinhos.
Os ambientes marinhos são classifi cados, principalmente pela profun-
didade. Eles incluem a zona litoral, entre os níveis de maré alta e baixa; a 
zona nerítica, que corresponde à borda da plataforma continental e as águas 
profundas da zona oceânica. A penetração da luz divide os oceanos numa 
zona fótica superfi cial e uma afótica profunda, sem luz.
21
Ambiente Marinho Aula 1
RESUMO
Entre outras propriedades, sabe-se que os fundos oceânicos, principal-
mente relacionados com a sua morfologia e os materiais que os compõem, 
são importantes no conhecimento da história evolutiva da Terra. Após breve 
abordagem sobre as principais características dos oceanos, o texto aborda 
a ciência que trata dos processos oceânicos, a Oceanografi a, os tipos de 
mares e as propriedades físicas das águas oceânicas – salinidade, temperatura 
e densidade –, importantes para a compreensão da circulação oceânica.
Finaliza a aula com a classifi cação ecológica dos oceanos ao longo de 
um gradiente ambiental.
AUTO AVALIAÇÃO
1. Pesquisar sobre os mares e elaborar um texto com as conclusões obtidas.
2. Pesquisar sobre a importância do oceano Atlântico no litoral brasileiro 
e sistematizar as informações obtidas num texto.
3. Leia o texto a seguir e escolha a frase que completa corretamente (FUN-
VEST, 2008)
Adaptado de http://news.bbc.co.uk (2000).
A TRAGÉDIA DE UM MAR QUE SECOU
“Há quarenta anos, Muynak era um porto pesqueiro movimentado. O 
nível da água baixou tanto que hoje, a olho nu, não se vê uma gota até a 
linha do horizonte. Observando-se imagens de satélite, é possível ter uma 
22
Geomorfologia Costeira
idéia mais clara da dimensão desse processo. Quando, na então URSS, foi 
feito o desvio de dois rios, Amou-Daria e Syr-Daria, que desembocavam 
no mar de Aral com o intuito de:
a) explorar as jazidas minerais do fundo desse mar, houve intensifi cação de 
suas altas taxas de evaporação;
b) abastecer o parque industrial na região sudoeste, houve signifi cativa 
interferência no balanço hídrico de tal mar;
c) corrigir a salinidade de solos para a produção de trigo, houve intensifi -
cação das taxas de evaporação do mar do Aral;
d) construir hidrelétricas em substituição às usinas nucleares, houve inten-
sifi cação das taxas de evaporação desse mar;
e) aproveitar áreas desérticas para produção de algodão, houve signifi cativa 
interferência no balanço hídrico do referido mar.
PRÓXIMA AULA
Na próxima aula estudaremos a Morfologia Submarina com ênfase na 
tectônica de placas.
REFERÊNCIAS
BAPTISTA NETO, José Antônio e SILVA, Cleverson Guizan. Morfologia 
do fundo oceânico. In: BAPTISTA NETO, PONZI e SCHEL (orgs). 
Introdução à Geologia Marinha. Rio de Janeiro: Editora Interciência, 2004.
RICKLEFS, Robert E. A economia da natureza. Rio de Janeiro: Gua-
nabara Koogan, 2010.
SCHMIEGELOW, João M. Miragaia. O planeta azul: uma introdução 
às ciências marinhas. Rio de Janeiro: Interciência, 2004.
SIMIELLI, Maria Elena. 3 ed. Geoatlas. São Paulo: Editora Ática, 2006.
SOARES GOMES, Abílio e FIGUEIREDO, Alberto Garcia. O ambiente 
marinho. In: PEREIRA, R.C. e SOARES GOMES, A. (orgs). Biologia 
Marinha. Rio de Janeiro: Interciência, 2002.
SUGUIO, Kenitiro. Dicionário de Geologia Marinha: com termos cor-
respondentes em inglês, francês e espanhol. São Paulo: T.A. Queiroz, 1992.
TESSLER, Moysés Gonsalez e MAHIQUES, Michel Michaelovitch de: 
Processos oceânicos e produtos sedimentares. In: TEIXEIRA et al., (orgs). 
Decifrando a Terra. 2 ed. São Paulo: Companhia Editora Nacional, 2009.
VESENTINI, José William. Geografi a: o mundo em transição. São Paulo: 
Editora Ática, 2009.
Aula 2
Aracy Losano Fontes
MORFOLOGIASUBMARINA
META
Apresentar o quadro morfológico e fi siográfi co do fundo oceânico com ênfase na teoria da 
tectônica global e circulação oceânica.
OBJETIVOS
Ao fi nal desta aula, o aluno deverá:
caracterizar o relevo submarino; e
entender a origem e distribuição dos sedimentos marinhos.
24
Geomorfologia Costeira
INTRODUÇÃO
O quadro morfológico e fi siográfi co do fundo oceânico atual é resul-
tante da evolução tectônica global atuante desde a fragmentação do super-
continente Pangeia, associada aos processos de erosão e sedimentação nas 
margens continentais e bacias oceânicas, atuantes nos últimos milhares de 
anos (BAPTISTA NETO; SILVA, 2004).
RELEVO SUBMARINO
As características do relevo continental e submarino são semelhantes 
embora, neste, devido a predominância do trabalho de modelagem da água, 
exista maior suavidade nos contornos.
As três províncias fi siográfi cas principais do fundo submarino são: 
Margens Continentais, Bacias Oceânicas e Cordilheira Mesoceânica ou 
Dorsal Oceânica (Figura 2.1).
1. Margens Continentais
As margens continentais representam a zona de transição entre os 
continentes e as bacias oceânicas. Situam-se abaixo do nível do mar embora 
façam parte do continente, representando 20% do total da área oceânica.
Os geólogos marinhos e oceanógrafos reconhecem dois tipos de 
margens continentais de acordo com sua morfologia e evolução tectônica: 
Margens tipo Atlântico e Margens tipo Pacífi co (Figura 2.2):
1.1. Margens “tipo Atlântico” também denominadas “passivas” ou “diver-
gentes”. Caracterizam-se por sua maior extensão, estabilidade tectônica e 
espessas camadas sedimentares. Desenvolvem-se a partir do rompimento 
(rifteamento) de blocos continentais e formação de nova crosta oceânica, 
como observado no leste da América do Norte e América do Sul, nas mar-
gens leste e oeste da África e no litoral sudeste brasileiro. O oceano Índico 
possui principalmente margens “tipo Atlântico”, exceto na sua porção 
nordeste, onde se localiza a fossa de Java.
Figura 2.1 – Principais feições da margem continental e da bacia oceânica.
(Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
25
Morfologia Submarina Aula 2
As margens “tipo Atlântico” apresentam três províncias fi siográfi cas 
defi nidas por variações do gradiente batimétrico: plataforma continental, 
talude continental e elevação continental (Figura 2.3):
Figura 2.2 – Margens continentais ativas e passivas ao longo das costas oeste e leste da América do Sul.
(Fonte: WICANDER; MONROE, 2011)
a) Plataforma Continental - constitui extensão submersa dos continen-
tes, com declividade média de 1:1000 (a cada 1.000 metros horizontais a 
profundidade aumenta em 1 metro) desde a linha de praia até a quebra da 
plataforma, que ocorre em profundidades médias de 130 m. Sua largura 
varia de poucos quilômetros a mais de 400 km, sendo a média de 78 km, 
embora possa atingir até 1.000 km na região siberiana, no oceano Ártico. 
No Brasil, a sua maior largura é na foz do rio Amazonas, com 330 km e 
apenas 8 km na altura de Salvador(BA), Figura 2.4. Sua topografi a atual é 
resultante dos processos de erosão e sedimentação relacionados com as 
oscilações do nível relativo do mar no último milhão de anos.
Figura 2.3 – Principais feições da margem continental passiva.
(Fonte: BAPTISTA NETO; SILVA, 2004.)
26
Geomorfologia Costeira
Ao longo do tempo geológico, os eventos de oscilação relativa do nível 
do mar têm exposto, totalmente ou em parte, as plataformas continentais, 
transformando-as em planícies costeiras. Evidencia-se, ainda, a ocorrência 
de interrupções topográfi cas no seu relevo plano, devido a presença de 
feições de construção biogênica (recifes de coral), além de deformações 
crustais geradas por atividades vulcânicas e outros eventos tectônicos (TES-
SLER; MAHIQUES, 2002).
Uma mudança acentuada na declividade do relevo marca o limite ex-
terno da plataforma e a passagem para o Talude Continental.
b) Talude Continental - essa província fi siográfi ca inicia-se a partir da borda da 
Plataforma Continental. As profundidades aumentam rapidamente de 130 m para 
1.500 a 3.500 metros. Apresentam gradientes normalmente íngremes (1:40) rumo 
aos fundos oceânicos e nas margens passivas estende-se até a província fi siográfi ca 
denominada elevação continental. Em função dos gradientes elevados, o talude 
Figura 2.4 – Principais feições da margem continental brasileira e da bacia oceânica adjacente.
(Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
27
Morfologia Submarina Aula 2
continental é o local de maior instabilidade do fundo, sendo comum a presença 
de feições associadas a deslizamentos, desmoronamentos ou rastejamentos, 
que favorecem a formação de cânions e canais submarinos (Figura 2.5). Os 
dois primeiros têm também sua origem associada aos eventos eustáticos, que 
provocaram o rebaixamento do nível dos oceanos, fazendo com que os canais de 
drenagem exorreica atingissem a borda da plataforma continental. Interrompendo 
o talude continental também ocorrem platôs e terraços marginais que apresentam 
gradientes mais suaves.
Figura 2.5 – Dois cânions submarinos, mostrando o sentido das movimentações das correntes de 
turbidez e os leques aluviais localizados na base destes cânions.
(Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
Cânions submarinos - são vales profundos e relativamente estreitos, 
erodidos na plataforma continental externa e no Talude Continental, 
atingindo, por vezes, a elevação continental.
SUGUIO, 1992
c) Elevação ou Sopé Continental - localiza-se entre o talude e a bacia oceânica, 
com profundidades entre 3.000 e 5.000 m. Pode apresentar sistemas de cadeias de 
montanhas e montes submarinos, com relevos superiores a 1.000 m em muitos 
locais. Em outros locais o relevo é baixo, inferior a 40 m, podendo ser cortado 
por canais submarinos que avançam a partir dos sistemas de cânions do talude 
continental. Parte desta feição é formada por sedimentos em suspensão, que fl uem 
da plataforma.
Por ser uma feição tipicamente deposicional o Sopé Continental tem 
sido associado a um complexo de leques submarinos de mar profundo, 
onde não existem as fossas oceânicas, que isolam a margem continental 
das bacias oceânicas.
28
Geomorfologia Costeira
1.2. Margens Continentais “Tipo Pacífi co” ou “Margens Ativas”.
Localizam-se nas regiões de convergência de placas litosféricas, onde 
concentram-se as principais atividades vulcânicas e sísmicas da Terra. São 
normalmente mais estreitas, difi cilmente ultrapassando 50 km, e possuem 
menores espessuras de sedimentos devido a presença de cadeias de mon-
tanhas mais próximas à costa.
Tipos de margens ativas:
a) Margens do tipo Chilena – ocorrem onde existe a subducção de uma placa 
oceânica sob outra continental. A plataforma é estreita, com a fossa logo abaixo 
do talude e ocorre o desenvolvimento de cadeias de montanhas jovens, na borda 
continental emersa.
b) Margens do tipo Mariana – decorrentes do mergulho de uma placa oceânica 
sob outra oceânica. Apresentam ilhas vulcânicas em arco, adjacentes às fossas 
tectônicas profundas. 
c) Fossas oceânicas – são as feições mais profundas da Terra, com largura média 
de 100 km. Ocorrem, sobretudo, no oceano Pacífi co, como a fossa das Marianas, 
que possui profundidade máxima de 11.033 m, Aleutas e Kurilas, associadas aos 
arcos insulares. Muitas fossas oceânicas estão situadas próximas aos continentes, 
como a fossa de Atacama (Peru – Chile), no oceano Pacífi co, nas adjacências da 
costa sul americana (Figura 2.6).
As fossas oceânicas marcam os limites convergentes das placas, onde 
ocorre o mecanismo da subducção e o consumo de uma placa litosférica 
em relação à outra, com a formação de uma margem destrutiva.
d) Arcos de ilhas – constituem-se num cinturão de vulcões ativos e ilhas vulcânicas, 
bordejados por uma fossa submarina, com elevada atividade sísmica.
Figura 2.6 – Principais fossas submarinas.
(Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
29
Morfologia Submarina Aula 2
OS LIMITES DA SOBERANIA BRASILEIRA SOBRE 
O TERRITÓRIO OCEÂNICO
Como vimos, aplataforma continental corresponde à unidade do relevo 
submarino até a profundidade aproximada de 200 metros. No entanto, do 
ponto de vista jurídico, a plataforma continental é defi nida como a extensão 
sobre o litoral em que o país exerce soberania.
Em 1982, a Convenção das Nações Unidas sobre o Direito do Mar 
(CNUDM), em Montego Bay (Jamaica), estabeleceu os limites da soberania 
do território oceânico em 200 milhas marítimas (370 km). No entanto, essa 
delimitação não conta com a aprovação dos Estados Unidos. No Brasil, os 
critérios dessa convenção entraram em vigor ofi cialmente em 1994.
A Convenção do Montego Bay delimita três regiões sobre as quais o 
país tem direitos: mar territorial, zona contígua e zona econômica exclusiva.
O mar territorial brasileiro compreende uma faixa de 12 milhas náuticas 
de largura, a partir do litoral continental e insular (Figura 2.7). O Brasil tem 
soberania sobre essa faixa oceânica e o espaço aéreo correspondente, que 
são acrescidos ao território continental.
Figura 2.7 – Plataforma continental brasileira.
(Fonte: Marinha do Brasil. Disponível em http://www.mar.mil.br/dhn/ass_leplacamazul.html.) 
Acesso em: 9 nov.2009.
A zona contígua brasileira abrange uma faixa de mais de 12 milhas a 
partir do limite do mar territorial. Nela o país pode fi scalizar navios e rep-
rimir infrações cometidas, de acordo com as leis brasileiras.
A zona econômica exclusiva brasileira compreende uma faixa que se 
estende até 200 milhas náuticas, em que o Brasil exerce soberania para 
fi ns de exploração e aproveitamento, conservação e gestão dos recursos 
naturais, das águas do mar e do subsolo para fi ns econômicos e de inves-
tigação científi ca.
30
Geomorfologia Costeira
O Brasil reivindica a extensão de 150 milhas náuticas de sua plataforma 
continental, além das 200 milhas náuticas (370 km). Se aprovada, a fron-
teira brasileira no Atlântico será ampliada em até 900 mil km2 e o direito 
de exploração estendido a uma superfície marítima de 4,4 milhões de km2, 
mais da metade da superfície continental do país. A CNUDM já apresentou 
uma proposta de ampliação de cerca de 700 km2.
 
BACIAS OCEÂNICAS
Localizam-se entre as margens continentais (sopé continental) e os 
fl ancos das cordilheiras mesoceânicas ou até outra margem continental. 
Embora não sejam características apenas da bacia oceânica, ocorrem aí 
as diversas feições batimétricas como: planícies abissais, ilhas vulcânicas, 
guyots, atóis, montes marinhos e fossas submarinas.
As planícies abissais mais planas formadas pelos sedimentos transporta-
dos pelas correntes de turbidez vindas das margens continentais ocorrem 
nos oceanos Atlântico e Índico. Já no oceano Pacífi co ocorre uma maior 
densidade de colinas abissais e montes submarinos ou picos vulcânicos 
com maior irregularidade do fundo submarino.
As cadeias de montes submarinos ocorrem nos diversos oceanos como 
as do Havaí no Pacífi co e das ilhas de Madeira e Açores no Atlântico Norte. 
A formação dos alinhamentos de montes vulcânicos formando cadeias é 
atribuída à movimentação da placa litosférica sobre um ponto (hot spot), 
fi xo no manto, que ocasionalmente expele material magmático em direção 
à crosta. Feições resultantes de atividade vulcânica são também comuns no 
fundo oceânico em zonas de subducção (encontro convergente de placas 
tectônicas) ou associados com cordilheiras mesoceânicas.
Como em todo oceano Atlântico, no Brasil são encontradas poucas 
ilhas vulcânicas na bacia oceânica destacando-se o arquipélago de Fernando 
de Noronha, que faz parte de uma cadeia linear com 420 km de extensão, 
rochedos de São Pedro e São Paulo, distantes mais de 900 km da costa 
brasileira, e as ilhas Trindade e Martim Vaz, que são os picos mais elevados 
da cadeia de Vitória-Trindade, disposta ao longo do paralelo 20º20’ sul.
O Atol das Rocas (Figura 2.8) o único do oceano Atlântico Sul, está 
localizado na bacia oceânica brasileira na altura do estado do Rio de Ja-
neiro e faz parte da formação da cadeia de Fernando de Noronha, sendo 
constituída por um anel de recifes de algas-calcárias e corais, de cerca de 
1.600 m de diâmetro.
31
Morfologia Submarina Aula 2
Pontos quentes (hot spots) ou plumas metálicas são anomalias térmicas 
localizadas no manto em várias regiões da Terra.
A maioria situa-se em grandes profundidades no limite entre o núcleo 
e o manto e outros parecem ser formados a menores profundidades 
(100-200 km) na zona de baixa velocidade sísmica.
Os pontos quentes foram vulcões não relacionados com o limite de 
placas litosféricas, como o Havaí (intraplaca) que está localizado em 
ambiente oceânico, ou em regiões continentais como o Yellowstone, 
nos Estados Unidos. A causa da subida do magma pode ser proveniente 
de anomalias químicas e térmicas que ocorrem no manto profundo.
O ponto quente é fi xo em relação ao manto e a placa litosférica move-
se sobre o mesmo, formando uma trilha de ilhas vulcânicas.
Alguns pontos quentes são centrados nas cordilheiras mesoceânicas 
como a Islândia e os Açores, ambos no Atlântico Norte.
SICHEL e MELLO, 2004
CORDILHEIRA MESOCEÂNICA 
OU DORSAL OCEÂNICA
É o compartimento fi siográfi co que apresenta um relevo irregular e 
estende-se por todos os oceanos, com uma extensão total superior a 70.000 
km e profundidade média de 2.500 m. Geralmente constitui-se no eixo 
Figura 2.8 – O Atol das Rocas, Atlântico Sul, na altura do estado do Rio Grande do Norte.
(Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
32
Geomorfologia Costeira
dos limites divergentes de placas adjacentes, onde ocorre a expansão do 
fundo oceânico e sua morfologia geral é controlada pela estrutura termal da 
litosfera oceânica. A cordilheira mesoceânica situa-se, sobretudo, na parte 
central dos oceanos, excetuando a cordilheira do Pacífi co Leste.
As zonas de fratura são feições lineares do embasamento oceânico que 
deslocam o eixo das cordilheiras mesoceânicas, podendo chegar a centenas 
de quilômetros, e limitam segmentos do embasamento oceânico.
A litosfera oceânica mais antiga, distante do eixo da cordilheira, é mais 
fria e subside pelo aumento da sua densidade. A linearidade do seu eixo é 
somente deslocada pelas falhas transformantes, que marcam o limite entre 
duas placas litosféricas e ao longo das zonas de fratura são sismicamente 
ativas.
As feições topográfi cas menores encontradas no eixo e fl anco das 
cordilheiras estão sobretudo relacionadas com as taxas de expansão da 
litosfera oceânica, a exemplo da Cadeia do Pacífi co Leste, em que o centro 
de expansão é rápido (maior do que 50 mm/a).
No oceano Atlântico, a Cordilheira Oceânica, denominada Meso-
Atlântica, ocupa a região central, separando-o em duas partes que possuem 
confi guração de relevo similar.
SISTEMAS SEDIMENTARES MARINHOS ATUAIS
Grande parte das partículas geradas pelo intemperismo e erodidas nos 
continentes é depositada nas áreas oceânicas.
O perfi l fi siográfi co das margens continentais do tipo “Passivo” ou 
“Atlântico” mostra uma acentuada mudança de relevo em torno da pro-
fundidade média de 130 metros, confi gurada pela feição de quebra de 
plataforma, que delimita os domínios de mar raso e de mar profundo, 
englobando as províncias morfológicas do talude continental, elevação 
e bacias oceânicas. No mar profundo, as planícies inferiores da margem 
continental e os fl ancos das cristas mesoceânicas, constituem os depósitos 
sedimentares mais proeminentes.
Na Plataforma Continental, a cobertura sedimentar atual reflete 
(PONZI, 2004):
- a natureza predominante de seus componentes (terrígena e/ou 
marinha);
- a ação de transporte e retrabalhamento dos componentes terrígenos 
e marinhos promovida pela atividade hidrodinâmica (ondas, marés 
e correntes); e
- os efeitos das oscilações eustáticas do nível do mar durante o 
Quaternário.
No talude e elevação continental, a sedimentação é controlada, sobre-
tudo, pela dinâmica de ressedimentação, a circulação de fundo e a deposição 
pelágica.
33
Morfologia Submarina Aula 2
Deposição pelágica- consiste de sedimentos síltico-argilosos, de 
natureza sobretudo biogênica, associados a sedimentos inorgânicos 
(teores inferiores a 25%).
Ressedimentação - é o principal processo de transporte de sedimentos 
clásticos que chegam ao fundo oceânico. Esses sedimentos 
constituídos, sobretudo, por material previamente acumulado na 
plataforma continental, são transportados via talude através de 
diferentes mecanismos, envolvendo movimentos de massa subaquosos, 
relacionados a fl uxos de sedimentos, acionados pela ação da gravidade. 
Quando atingem o sopé de talude, originam depósitos, como leques 
ou cones submarinos.
SUGUIO, 1992
ORIGEM DOS DEPÓSITOS 
SEDIMENTARES MARINHOS
Grande parte dos depósitos sedimentares marinhos é composta por 
um tipo predominante ou misturas variadas de sedimentos originários de 
fontes diversas (Figura 2.9).
Figura 2.9 – Os processos de transporte e deposição de sedimentos no meio marinho.
(Fonte: TESSLER; MAHIQUES, 2009.)
34
Geomorfologia Costeira
Os sedimentos marinhos são compostos de material detrítico prove-
niente dos continentes e de substâncias extraídas da água dos mares por 
processos químicos e biológicos.
As fontes dos sedimentos marinhos podem ser agrupadas em duas categorias:
a) fontes extra-bacias ou alóctones - originadas nas áreas continentais adja-
centes, fornecem sedimentos de natureza terrígena ou biogênica incluindo 
os sedimentos cosmogênicos.
- Sedimentos terrígenos (inorgânicos e orgânicos).
Os principais constituintes terrígenos inorgânicos são formados por 
fragmentos de rochas e grãos de minerais leves (quartzo, feldspato, mica) e 
pesados (magnetita, ilmenta, zircão, etc.). As classes de tamanho como cas-
calho e areia formam os chamados sedimentos grossos, enquanto o silte e a 
argila, agrupados sob a denominação de lama, constituem os sedimentos fi nos. 
A granulometria (tamanho dos grãos) do sedimento litogênico varia conforme 
a distância da fonte que originou. Quanto mais distantes das regiões costeiras 
são mais fi nos como siltes e argilas, uma vez que as correntes marinhas não 
possuem competência para transportar sedimentos de maiores dimensões a 
grandes distâncias. Os componentes orgânicos são representados por folhas, 
micro-raízes, sementes e outros tipos remanescentes de vegetais.
- Sedimentos Cosmogênicos
Os micro-fragmentos de meteoritos são os principais componentes 
dos sedimentos cosmogênicos. A maior parte dos sedimentos penetra na 
atmosfera terrestre, sendo depositados na superfície dos continentes e dos 
oceanos. São fragmentos líticos, enriquecidos por ferro e poeira cósmica.
b) Fontes intra-bacias ou autóctones – os sedimentos são originados na 
própria bacia de sedimentação, devido às precipitações entre a água do mar 
e compostos químicos orgânicos e inorgânicos.
- Sedimentos Bioquímicos
As vasas de carbonato de cálcio ou de sílica são os principais consti-
tuintes dos sedimentos biogênicos que são denominados de vasas, com-
preendendo as carapaças de constituição carbonática e silicosa.
Vasas
Depósito pelágico de granulação fi na (pelítica), contendo normalmente 
mais de 30% de material de origem orgânica. Exemplos: vasa calcária, 
que consiste de cocólitos e foramíferos e localmente pterópodes, bem 
como material não-carbonático (em geral menos de 40%). Por outro 
lado, a vasa silicosa é, por defi nição, um sedimento pelágico contendo 
mais de 30% de microorganismos silicosos (radiolários e diatomáceas) 
e menos de 30% de microorganismos calcários.
SUGUIO, 1998
35
Morfologia Submarina Aula 2
Nos ambientes de águas rasas, a produção carbonática está principal-
mente associada aos sedimentos biogênicos de natureza animal e vegetal, 
como de fragmentos esqueletais, carapaças e ossículos de vários organismos 
(foraminíferos, briozoários, algas, ouriços do mar, etc.) dando origem, posteri-
ormente, após sofrerem erosão e intemperismo por processos físicos, quími-
cos e biológicos, aos cascalhos e areias biodetríticas nas margens continentais.
Grande parte dos carbonatos depositados nos oceanos é derivada da 
ação dos organismos. Os principais elementos químicos dos carbonatos 
são a aragonita e a calcita, por isso muitos organismos possuem carapaças e 
estruturas calcíticas (foramíferos) ou aragoníticas (pterópodos). As vasas de 
pterópodos são formadas por moluscos planctônicos e suas carapaças são 
frágeis, mais vulneráveis a dissolução, sendo restritas às águas tropicais, com 
profundidades inferiores a 2.500 m. Nas vasas silicosas a principal fonte de 
suprimento de sílica é proveniente de rochas continentais enriquecidas com 
esse elemento, que após erosão e intemperismo é liberado para o transporte 
fl uvial e depositado nas áreas costeiras.
O carbonato de cálcio, em sua forma primária, deposita-se em três 
formas (TUREKIAN, 1969):
- Aragonita - por muitos corais atuais e alguns moluscos.
- Calcita fracamente magnesiana – por alguns moluscos, foraminíferos, 
braquípodes e pela planta unicelular (Coccolithaphoridae).
- Calcita altamente magnesiana – derivada de equinóides (ouriço no mar), 
crinóides e estrelas do mar.
Nas altas latitudes e em áreas de ressurgência costeira - ascensão de 
águas frias de fundo à superfície, caracterizadas por temperaturas mais 
baixas e enriquecidas de nutrientes - são comuns os organismos silicosos, 
sobretudo as diatomáceas. Já nas baixas latitudes desenvolvem-se organis-
mos algais que são recobertos por fi nas lâminas calcárias.
A diluição dos componentes biogênicos pelo aporte terrígeno ocorre 
nas margens continentais, principalmente nas plataformas, devido à de-
posição de sedimentos fl uviais que tendem a soterrar ou diluir a maior parte 
dos constituintes carbonáticos.
- Sedimentos Autigênicos
Os sedimentos autigênicos são formados a partir de lentas reações 
químicas entre a água do mar e determinados compostos minerais sobre 
o assoalho oceânico.
Os principais produtos são os nódulos polimetálicos, especialmente 
os de ferro e manganês, e as fosforitas. Produtos vulcânicos e hidroter-
mais das atividades magmáticas no meio marinho, que são os sedimentos 
vulcanogênicos, constituem-se, também, parte dos depósitos sedimentares 
marinhos.
36
Geomorfologia Costeira
Os produtos terrígenos biogênicos e autigênicos representam a quase 
totalidade dos sedimentos recentes que recobrem as bacias oceânicas atuais. 
A tabela 01 mostra a porcentagem de tipos de sedimentos que recobrem 
as bacias oceânicas. 
Tabela 01 – Tipos de sedimentos que recobrem as bacias oceânicas (%). 
Vasas de foraminíferos 36% 65% 54%
Vasas de diatomáceas 10% 7% 20%
Vasas de radiolários 5% - 1%
Argilas continentais 49% 26% 25%
PROCESSOS E PRODUTOS 
SEDIMENTARES MARINHOS
Ao longo das margens continentais estão depositadas, sobretudo, as 
partículas terrígenas, que são transportadas para o ambiente marinho por 
tração (grânulos e areias) ou suspensão (siltes e argilas) e, em algumas áreas 
a alta produtividade biológica ou condições físico-químicas adequadas levam 
à deposição de sedimentos biogênicos, de natureza carbonática (restos de 
conchas e esqueletos) e carbonosa (matéria orgânica resultante da decom-
posição de organismos marinhos).
A sedimentação nas plataformas continentais atuais resulta da dinâmica 
deposicional controlada pelos tipos e volume de sedimentos introduzidos no 
ambiente, pelas oscilações do nível do mar e pelos processos de transporte 
(fl uvial, atmosférico e glacial).
a) Deposição Terrígena e Carbonática
Os rios denudam os continentes do material intemperizado, que é 
introduzido no sistema dinâmico da plataforma através da linha de costa. 
Quando formam desembocaduras deltaicas progradantes, os rios alteram 
o traçado costeiro devido a gradativa acumulação sedimentar, atingindo os 
limites internos da plataforma continental. A redistribuição dos sedimentos 
é realizada pela atividade de ondas, marés e correntes.
Duranteas transgressões marinhas no início do Holoceno, várias 
desembocaduras fl uviais foram afogadas transformando-se em estuários e 
passaram a reter ou trapear os sedimentos fl uviomarinhos, inibindo o for-
necimento de terrígenos para as plataformas. Já o recuo da linha de costa 
desencadeou processos erosivos com o solapamento do perfi l praial e do 
substrato arenoso da plataforma interna.
Quando a frente de uma geleira termina em terra, os seus sedimen-
tos poderão ser transportados pelos rios até o mar. Contudo, os grãos de 
Sedimentos Oceano 
Pacífi co
Oceano 
Atlântico
Oceano 
Índico
37
Morfologia Submarina Aula 2
areia mostrarão marcas adquiridas durante a abrasão pelas geleiras, o que 
possibilita distingui-los dos que foram transportados somente pelos rios. 
Porém, quando as geleiras terminam à beira do mar, a exemplo da Antártica 
e Groelândia, os fragmentos transportados pelas geleiras são depositados 
diretamente no soalho marinho.
A deposição atual de lamas (silte e argila) na plataforma continental 
ocorre, sobretudo, por suspensão, na forma de plumas de sedimentos. 
Associações de correntes, ondas e marés são responsáveis pela dispersão 
desses sedimentos lamosos, sendo uma parte depositada em áreas de baixa 
energia e outra, acumulada nas áreas de mar profundo.
A produtividade, tipos e abundância de sedimentos carbonáticos são 
controlados pelos seguintes fatores:
a) Condições climáticas;
b) Temperatura;
c) Salinidade;
d) Intensidade da luminosidade;
e) Comportamento do nível relativo do mar;
f) Turbidez das águas;
g) Natureza do substrato;
h) Fluxo de nutrientes;
i) Regime hidrodinâmico; e
j) Ausência de aporte terrígeno
O clima controla a temperatura a salinidade da água e o regime hi-
drodinâmico. A maior quantidade de sedimentos carbonáticos ocorre nas 
águas mais quentes dos oceanos, localizados em 39º N e S. A produtividade 
orgânica decresce nas partes mais rasas dos oceanos, onde a turbidez é mais 
acentuada, e pela inundação de ondas e marés de alta energia.
A elevação ou abaixamento do nível marinho decorrentes das variações 
glacio-eustáticas do nível do mar, traduzidas, respectivamente por afoga-
mento súbito ou emersão das superfícies mais rasas, podem retardar ou 
inibir a produtividade carbonática.
A escassez de sedimentos carbonáticos também é causada pelo aporte 
relativamente intenso de material fl uvial e pela consistência pouco rígida 
do substrato, fator que impede a fi xação dos organismos.
DISTRIBUIÇÃO DE SEDIMENTOS MARINHOS
Uma vez que os sedimentos atingem os oceanos, a sua distribuição obe-
dece a um padrão determinado por processos geológicos e oceanográfi cos, 
de escalas temporal e espacial bastante distintas, como: tectônica global e 
circulação oceânica (TESSLER; MAHIQUES, 2009).
38
Geomorfologia Costeira
A TECTÔNICA GLOBAL
Constitui-se no grande mecanismo responsável pela movimentação e 
distribuição das bacias oceânicas.
Ao longo do tempo geológico, em situações distintas de distribuição 
de massas continentais e dos oceanos, a circulação oceânica foi diferente 
da atual, levando ao desenvolvimento de processos oceanográfi cos e de 
deposição de sedimentos diferentes dos atuais. Além disso, a movimenta-
ção das placas tectônicas com seus limites – convergentes, divergentes e 
transformantes ou conservativos – permitiu o desenvolvimento das grandes 
unidades do relevo oceânico. Assim, os processos tectônicos estabeleceram 
a distribuição da maior parte dos principais tipos de sedimentos (terríge-
nos, biogênicos, autigênicos e vulcanogênicos) e a sua distribuição pela 
circulação oceânica.
CIRCULAÇÃO OCEÂNICA
A circulação oceânica global possui duas componentes: a superfi cial, 
controlada pelo vento, e a termoalina, pelas diferenças de densidade da água 
do mar. Ambas são primeiramente controladas pela energia solar.
CIRCULAÇÃO OCEÂNICA SUPERFICIAL
A circulação superfi cial dos oceanos constitui-se num importante me-
canismo de controle e distribuição dos fl uxos de partículas sedimentares 
que recobrem os fundos oceânicos atuais, além de grande importância no 
transporte do excesso de calor das zonas equatorial e tropical para os pólos.
Controlada pela ação dos ventos, acontece principalmente nas primeiras 
centenas de metros abaixo da superfície oceânica, com movimento inicial 
tanto horizontal como superfi cial.
Na escala horizontal, o efeito da fricção dos ventos da superfície do 
oceano e da força de Coriolis, a geometria do fundo oceânico, o movi-
mento de rotação da Terra e as massas continentais criam um movimento 
giratório nas águas superfi ciais, no sentido horário no Hemisfério Norte e 
anti-horário no Hemisfério Sul, gerando os grandes movimentos observados 
na superfície (Figura 2.10).
39
Morfologia Submarina Aula 2
A circulação horizontal superfi cial dos oceanos desenvolve-se a partir 
da fricção do vento na interface oceano-atmosfera. Os ventos alísios geram 
as correntes equatoriais que dominam os oceanos e se movem em direção 
oeste, sempre paralelos ao Equador. No Atlântico Sul a Corrente Sul-
Equatorial ao encontrar o continente sul-americano defl ete para o sul com 
o nome de Corrente do Brasil, de águas quentes, que se estende por quase 
toda a margem continental brasileira. Ao chegar no extremo sul do oceano 
Atlântico é defl etida para leste e segue em direção norte margeando a costa 
africana, sob o nome Corrente de Bengela, de águas frias. Nas proximidades 
do Equador, desloca-se para oeste, gerando a Corrente Sul-Equatorial, que 
chega ao litoral nordeste brasileiro.
Esta distribuição de águas quentes e frias condiciona a produtividade 
biológica na costa africana, com produção de matéria orgânica e sua de-
posição nos sedimentos. Por outro lado, as águas quentes da Corrente do 
Brasil são responsáveis pela manutenção dos depósitos carbonáticos da 
costa leste e nordeste brasileira.
O atrito do vento sobre a superfície dos oceanos pode gerar um 
movimento vertical. No Hemisfério Sul, o atrito do vento anticiclônico 
(sentido anti-horário) no mar aberto gera um movimento convergente da 
água superfi cial que tende a descer, fenômeno conhecido como downvel-
ling (Figura 2.11). Já o atrito do vento ciclônico (sentido horário) gera um 
movimento divergente das águas superfi ciais e as águas de fundo tendem 
a subir, causando a ressurgência ou upwelling.
Figura 2.10 – Principais correntes superfi ciais oceânicas.
(Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
40
Geomorfologia Costeira
Este fenômeno também ocorre ao longo das margens continentais, 
quando as águas superfi ciais adjacentes aos continentes são transportadas 
em direção ao oceano aberto pelo transporte de Ekman e a reposição des-
tas águas é realizada pelas águas mais frias e ricas em nutrientes do fundo, 
caracterizadas por uma elevada produtividade biológica e grande atividade 
pesqueira, como a costa do Peru. Na costa brasileira, um movimento de 
ressurgência costeira sazonal (primavera e verão) é encontrado na região 
de Cabo Frio, no Rio de Janeiro.
Além das correntes superfi ciais existem correntes marinhas profundas 
causadas por diferenças de densidade da água do mar, que são as correntes 
termoalinas, grande responsável pela circulação oceânica em profundidade.
CIRCULAÇÃO TERMOALINA
A circulação termoalina é induzida pela mudança de densidade determi-
nada pelas variações de temperatura (termo) e salinidade (halina). Inicia-se 
na superfície das regiões oceânicas das altas latitudes quando a densidade se 
altera em alguma região oceânica superfi cial, ocasionada pelo resfriamento 
da água pela fusão de gelo das calotas polares, excesso de evaporação so-
bre precipitação pluvial e formação de gelo, com conseqüente aumento 
de salinidade das águas circunvizinhas (Figura 2.12). Assim, a origem da 
circulação termoalina é um fl uxo vertical de águas superfi ciais mergulhando 
a uma profundidade intermediária ou próxima ao fundo, dependendo da 
densidade dessa água. Estas águas frias e densas afundam e lentamente 
fl uem em direçãoao equador.
Figura 2.11 – Processo de ressurgência costeira provocada por ventos no Hemisfério Sul. Costa do 
Peru, continente Sul Americano.
(Fonte: PATCHINEELAM, 2004.)
41
Morfologia Submarina Aula 2
A circulação termoalina promove a erosão dos fundos marinhos e a 
redistribuição dos sedimentos previamente depositados e controla físico-
quimicamente a deposição de partículas nos oceanos. Não ocorrerá a 
formação de depósitos biogênicos carbonáticos se a temperatura da água 
de fundo estiver baixa para permitir a solubilização do carbonato de cál-
cio. Nos oceanos circumpolares, as baixas temperaturas levam à formação 
predominantemente de depósitos biogênicos silicosos, constituídos por 
esqueletos de diatomáceas e radiolários.
CORRENTES BRASILEIRAS
A corrente Sul Equatorial do oceano Atlântico, que se movimenta no 
sentido leste-oeste, bifurca-se ao atingir o litoral nordestino, formando a 
corrente das Guianas, que se desvia para o norte, e a corrente do Brasil 
que se volta para o sul.
A principal corrente superfi cial brasileira fl ui para o sul ao longo da 
costa leste do continente sul-americano, encontrando-se com a Corrente 
das Malvinas, uma ramifi cação da Corrente Circumpolar Antártica, em 
média a 38º da latitude sul.
No litoral norte de São Paulo, onde se conhece melhor a estrutura 
oceanográfi ca, são encontradas três correntes na Plataforma Continental: 
Corrente da Plataforma Continental Interna, Corrente da Plataforma Con-
tinental Média e Corrente da Plataforma Continental Externa (Figura 2.13).
Na região oceânica próxima à borda da plataforma, aparece a Água 
Tropical (Corrente do Brasil), morna e salgada, que está situada sobre a 
Água Central do Atlântico Sul, fria e menos salgada, que no verão pode 
afl orar em diversos pontos do litoral brasileiro, originando a ressurgência, 
como a que ocorre em Cabo Frio (RJ).
Figura 2.12 – Sistema de circulação profunda do oceano Atlântico.
(Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
42
Geomorfologia Costeira
Abaixo deste nível, ocorre a Água Intermediária da Antártica, que se 
forma em águas superfi ciais da Antártica, podendo ser encontrada até 25º 
de latitude norte. Na seqüência ocorre a Água Profunda do Atlântico Norte 
e subjacente a Água Antártica de Fundo, formada no continente Antártico.
Figura 2.13 – Estrutura oceanográfi ca na região sudeste-sul brasileira na época de verão.
(Fonte: SCHMIEGELOW, 2004.)
CONCLUSÃO
O quadro morfológico do fundo oceânico atual está representado 
pelas províncias fi siográfi cas – Margens Continentais, Bacias Oceânicas 
e Cordilheira Mesoceânica ou Dorsal Oceânica, que estão associadas à 
tectônica de placas.
As fontes dos sedimentos marinhos extra-bacias ou alóctones são 
originadas nas áreas continentais adjacentes, geradas pelo intemperismo e 
a erosão e nas intra-bacias ou alóctones os sedimentos são originados na 
própria bacia de sedimentação.
A distribuição sedimentar nos fundos marinhos obedece a um padrão 
determinado por processos geológicos e oceanográfi cos, de escalas temporal 
e espacial distintas.
43
Morfologia Submarina Aula 2
RESUMO
O conteúdo da aula destaca as feições proeminentes do substrato 
oceânico ligadas a tectônica de placas, que evoluíram rapidamente a partir 
da hipótese da expansão do fundo oceânico. A cordilheira mesoceânica é a 
mais conspícua de todas as feições topográfi cas da Terra e estende-se por 
todos os oceanos.
Aborda os sistemas sedimentares marinhos atuais, distinguindo as 
fontes extra-bacias com os sedimentos terrígenos e as fontes intra-bacias, 
representadas pelos sedimentos bioquímicos e autigênicos.
Finaliza com a distribuição dos sedimentos marinhos, com ênfase na 
tectônica global e na circulação oceânica superfi cial e termoalina.
AUTOAVALIAÇÃO
1. Que conteúdo teórico considerou mais importante para o seu conheci-
mento sobre morfologia submarina?
2. Como situar essa aula em relação a Tectônica Global?
3. Como ocorre o processo de deposição de sedimentos nos oceanos?
4. Faça um comentário sobre as margens ativas.
PRÓXIMA AULA
Na próxima aula você será apresentado ao estudo da Geomorfologia 
Costeira, sendo abordados as nomenclaturas dos perfi s litorâneos, as forças 
atuantes no litoral e os fatores da morfogênese marinha. 
REFERÊNCIAS
BAPTISTA NETO, José Antônio e SILVA, Cleverson Guizan. Morfologia 
do fundo oceânico. In: BAPTISTA NETO, J.A.; PONZI, V.R.A.; SCHEL, 
S.R.S (orgs). Introdução à Geologia Marinha. Rio de Janeiro: Editora 
Interciência, 2004.
44
Geomorfologia Costeira
SICHEL, Susana Eleonora; MELLO, Sidney Luiz de Matos. A crosta 
oceânica. In: BAPTISTA NETO, J.A. PONZI, V.R.A.; SCHEL,E.S.R (orgs). 
Introdução à Geologia Marinha. Rio de Janeiro: Editora Interciência, 
2004.
SCHMIEGELOW, João M. Miragaia. O planeta azul: uma introdução às 
ciências marinhas. Rio de Janeiro: Interciência, 2004.
SUGUIO, Kenitiro. Dicionário de Geologia Marinha: com termos cor-
respondentes em inglês, francês e espanhol. São Paulo: T.A. Queiroz, 1992.
PONZI, Vera Regina Abelim. Sedimentação marinha. In: BAPTISTA 
NETO, J.A.; PONZI, V.R.A.; SCHEL, E.S.R. Introdução à Geologia 
Marinha. Rio de Janeiro: Editora Interciência, 2004.
PATCHIEELAM, Soraya Maia. Circulação Oceânica. In: BAPTISTA 
NETO, J.A.; PONZI, V.R.A. e SICHEL, S.E.R. (orgs). Introdução à 
Geologia Marinha. Rio de Janeiro: Interciência, 2004.
SCHMIEGLOW, João M. Miragaia. O planeta azul: uma introdução às 
ciências. Rio de Janeiro: Interciência, 2004.
TUREKIAN, Karl K. Oceanos. São Paulo: Edgard Blücher LTDA, 1969.
TESSLER, Moysés Gonsalez e MAHIQUES, Michel Michaelovitch de: 
Processos oceânicos e produtos sedimentares. In: TEIXEIRA et al., (orgs). 
Decifrando a Terra. 1 ed. São Paulo: Companhia Editora Nacional, 2002.
TESSLER, Moysés Gonsalez e MAHIQUES, Michel Michaelovitch de: 
Processos oceânicos e produtos sedimentares. In: TEIXEIRA et al., (orgs). 
Decifrando a Terra. 2 ed. São Paulo: Companhia Editora Nacional, 2009.
WICANDER, Reed e MONROE, James S. Fundamentos de Geologia 
são Paulo: Cengage Learning, 2011.
Aula 3
Aracy Losano Fontes
GEOMORFOLOGIA COSTEIRA
META
Apresentar uma visão geral da Geomorfologia Costeira visando o entendimento da 
interferência de processos marinhos e subaéreos, atuais e pretéritos, e as formas de relevo 
derivadas.
OBJETIVOS
Ao fi nal desta aula, o aluno deverá:
entender a complexidade da Geomorfologia Costeira;
saber explicar os fatores responsáveis pela morfogênse litorânea;
caracterizar as forças marinhas atuantes na zona costeira; 
e comparar as diferentes nomenclaturas descritivas do perfi l litorâneo.
46
Geomorfologia Costeira
INTRODUÇÃO
Na aula anterior consideramos a morfologia submarina. Agora, restrin-
giremos nossa discussão à zona costeira.
A Geomorfologia Costeira, área de conhecimento das Geociências, 
preocupa-se em estudar as paisagens resultantes da morfogênese marinha, 
na zona de contato entre as terras e os mares. Mais do que qualquer outro 
sistema físico, o ambiente costeiro caracteriza-se pelas mudanças têmporo-
espaciais que resultam numa variedade de feições geomorfológicas. Esse 
grande dinamismo costeiro é resultante da complexa interação de processos 
deposicionais e erosivos relacionados com as forçantes – ondas, marés e 
correntes litorâneas –, além de infl uências antrópicas (ROSSETTI, 2008).
A complexidade da Geomorfologia Costeira deve-se a interferência de 
processos marinhos e subaéreos sobre estruturas e litologias muito variadas 
e ao fato de que seu estudo não se restringe apenas à parcela territorial 
atualmente sob a infl uência da morfogênse marinha, pois inclui toda a zona 
que foi afetada por tais processos, em virtude dos movimentos relativos 
do nível das terras e das águas no decorrer do passado geológico recente 
(CHRISTOFOLETTI, 1980). Neste contexto acha-se fortemente vinculada 
à Geologia do Quaternário.
TERMINOLOGIAS DE FEIÇÕES COSTEIRAS
A costa é defi nida por Suguio (1992) como uma faixa de terra de lar-
gura variável que se estende da linha de praia (shoreline)para o interior do 
continente até as primeiras mudanças signifi cativas nas feições fi siográfi cas 
(Figura 3.1). A linha de costa (coastline) geralmente é considerada como o 
limite terrestre da zona interdidal maior e independente da oscilação das marés.
Figura 3.1 – Terminologia para designação de várias partes constituintes das zonas costeiras em 
confronto com os modelos de outros autores.
(Fonte: SUGUIO, 1992.)
47
Geomorfologia Costeira Aula 3
A designação de pós-praia, estirânio, beira mar, metapraia, alta-praia, 
face praial, anta-praia, ante-litoral e meta-litoral são utilizadas para várias 
partes constituintes das zonas costeiras por Bigarella et al. (1966), Almeida 
(1955), Ottman (1965) e Ingle Ir (1966), citado por Suguio (1992). Ocorre 
certa confusão dessas nomenclaturas, nas literaturas geocientífi cas em inglês 
e em português.
ZONAS E ELEMENTOS MORFOLÓGICOS 
DE UMA PRAIA
A fi gura 3.2 apresenta as principais zonas e elementos morfológicos 
de uma praia arenosa.
Figura 3.2 – Zonas e elementos morfológicos de uma praia arenosa.
(Fonte: KOMAR, 1983.)
- Pós-praia: porção superior da praia, localizada fora do alcance normal 
das ondas e marés, onde normalmente observa-se o desenvolvimento de 
vegetação;
- Escarpa Praial: entalhe abrupto encontrado no perfi l praial originado por 
erosão pelas ondas. A escarpa pode estar localizada na parte mais alta da 
face da praia quando a erosão está em curso, ou na parte protegida da ação 
das ondas atuais devido a antigos episódios de erosão;
- Berma: feição do pós-praia com um leve mergulho para o continente, 
formada pela sedimentação por ação de ondas acima da linha de preamar 
média;
- Linha de Costa: corresponde à linha de demarcação entre as águas (maré 
mais alta) e as terras, variando com os movimentos das marés. Tecnicamente 
á a linha que forma o limite entre a costa e a praia;
- Face da Praia: é a zona da praia que é continuamente lavada pela ação das 
ondas e marés;
- Zona de Surfe: zona situada entre o limite externo da arrebentação e o 
limite de espraiamento das ondas, onde estas dissipam sua energia;
48
Geomorfologia Costeira
- Calha Longitudinal: depressão alongada estendendo-se paralelamente à 
linha de costa, normalmente localizada na zona de surfe;
- Banco Longitudinal: barra de sedimentos disposta paralelamente à linha 
de costa. Esta barra pode fi car exposta durante as marés baixas ou fi car 
submersa na zona de surfe;
- Zona de Arrebentação: faixa normalmente estreita onde as ondas se ar-
rebentam na zona de surfe;
- Antepraia: zona situada costa-afora, atrás da zona de arrebentação, onde 
o fundo é continuamente movimentado pela ação de ondas oceânicas.
NOMENCLATURA DESCRITIVA 
DO PERFIL LITORÂNEO
A linha de costa demarca o contato entre as águas e as terras, variando 
com os movimentos das marés entre os limites da zona interdital. Tecnica-
mente é a linha que forma o limite entre a costa e a praia. A zona sublitorânea 
interna (nearshore), estende-se entre a linha do litoral de baixamar e a de 
arrebentação de ondas e a zona sublitorânea externa (offshore) estende-se 
da linha de arrebentação em direção das águas mais profundas (Figura 3.3).
Figura 3.3 – Nomenclatura descritiva do perfi l litorâneo.
(Fonte: Christofoletti, 1980)
Entre o nível normal da maré baixa e o da efetiva ação das ondas nas 
marés altas estende-se a zona intertidal (shore), que pode ser subdividida 
em zona intertidal menor (foreshore), exposta durante a maré baixa e sub-
mersa no decorrer da maré alta, e a zona intertidal maior (backshore), que 
se estende acima do nível normal da maré alta, inundando-se com as marés 
altas excepcionais ou pelas ondas de tempestades.
49
Geomorfologia Costeira Aula 3
- Zona intertidal maior = pós-praia = backshore.
- Zona intertidal menor = estirânio = foreshore.
- Zona sublitorânea externa = ante-praia = offshore
- Zona sublitorânea interna = nearshore
OS FATORES RESPONSÁVEIS PELA 
MORFOGÊNESE LITORÂNEA
As costas, amplas regiões onde a terra encontra o mar, apresentam 
contrastes marcantes da paisagem decorrentes dos condicionantes ge-
ológicos, climáticos, bióticos e oceanográfi cos. Assim, diferentes padrões 
de formas de relevo se distribuem e se agrupam, constituindo distintas 
paisagens costeiras.
Os condicionantes geológicos, relacionados com a estrutura e litologia, 
são observados nas costas com afl oramento em que as falésias rochosas 
chegam ao mar (Figura 3.4). Muitas vezes, as falésias das costas rochosas 
estão relacionadas com os lineamentos estruturais como falhas e diáclases 
resultantes de diversas fases de dobramento de fundo e eventos tectônicos 
que marcaram a história geológica da região ou a outras estruturas como 
xistosidade, acamamento, etc.
Figura 3.4 – Torres (basalto sobre arenito). Rio Grande do Sul.
(Fonte: Arquivo da autora.)
As estruturas menores também possuem importância devido a resistên-
cia que as rochas podem oferecer ao ataque dos processos litorâneos. Assim, 
as falésias esculpidas em rochas cristalinas, com poucas diáclases ou juntas, 
50
Geomorfologia Costeira
oferecem elevada resistência ao intemperismo e às ondas. Por outro lado 
uma rocha resistente, mas com muitos planos de fraqueza é erodida mais 
facilmente, originando formas menores como cavernas, arcos e entalhes 
de solapamento (Figura 3.5).
Figura 3.5 – Torres. Rio Grande do Sul.
(Fonte: Arquivo da autora)
Além disso, a zona costeira está sujeita à infl uência de fl uxos de sedi-
mentos advindos do sistema fl uvial, que interagem diretamente com os 
processos litorâneos, produzindo uma grande diversidade de ambientes de-
posicionais e, conseqüentemente, de feições geomorfológicas (ROSSETTI, 
2008). Todas as rochas, mesmo aquelas que, por serem muito duras, parecem 
indestrutíveis, também podem enfraquecer-se e esfacelar-se quando expos-
tas ao intemperismo, mas a maneira e a taxa em que isso ocorre é variável.
O clima é um dos fatores que controla a desintegração e a decom-
posição dos afl oramentos rochosos através dos processos físicos, químicos 
e biológicos de meteorização, repercutindo na qualidade e granulometria 
dos materiais a serem fornecidos ao remanejamento marinho.
O papel do clima, que se expressa na variação sazonal da temperatura 
e na distribuição das chuvas, é preponderante na determinação do tipo e 
efi cácia do intemperismo, que é mais pronunciado nos trópicos úmidos, 
onde a alteração é intensa, afetando todos os minerais alteráveis ao mesmo 
tempo, propiciando o abastecimento de sedimentos de granulometria fi na 
e escassez de fragmentos grosseiros, quer no ataque direto das falésias quer 
pela carga detrítica transportada pelos rios.
Nas regiões de clima frio a gelivação, ou seja, o trabalho realizado pelo 
gelo e degelo, fragmentando as rochas, em função do período sazonário, 
51
Geomorfologia Costeira Aula 3
favorece à presença de fragmentos rochosos de tamanho variado, desde 
grânulo até matacão, que são dominantes nos depósitos formados direta-
mente pelas geleiras.
A ação dos ventos constitui-se um elemento importante da morfogênese 
litorânea. Através desse fenômeno atmosférico, partículas de areia e poeira 
são transportadas e posteriormente depositadas formando as dunas coste-
iras, bem como participando de outros processos da dinâmica costeira como 
na geração de ondas e correntes que associadas às marés, estabelecem o 
padrão de circulação das águas marinhas das zonas litorâneas e sublitorâneas.
O condicionante biótico é infl uenciado pelas condições climáticas, 
que estabelecem os limites responsáveis pela presença de determinados 
organismos como os corais e os organismos responsáveis pela sua edifi -
cação – hexacorais, hermatípicos, hidrocorais, algas calcárias e biozoários, 
(MENDES, 1984). Restringe-se o ambiente de recife de coral aos sítios de 
mares tropicais que oferecem condições favoráveis à vida de organismos 
coloniais de águas rasas, construtores de edifícios calcários com a forma de 
elevações mais ou menos retilíneasou circulares, que protegem a linha de 
costa dos processos erosivos. Da mesma forma, os manguezais, que fazem 
parte da zona intermarés, desenvolvem-se em costas de clima tropical e os 
vegetais característicos são: Rhizophora mangle, Avicennia schaueriana e 
Laguncularia racemosa. Esse ambiente pode ocorrer em associação com 
ambientes estuarinos, lagunares ou deltaicos (deltas dominados pela in-
fl uência das marés), Figura 3.6.
Figura 3.6 – Ecossistema manguezal no estuário do rio Sergipe.
(Fonte: Arquivo da autora.)
52
Geomorfologia Costeira
Recifes de coral e manguezais apresentam sobretudo, conseqüências 
protetoras e construtivas da zona costeira.
O condicionante oceanográfi co relaciona-se com a salinidade, proprie-
dade física da água muito importante na Oceanografi a. Águas próximas à 
linha costeira possuem salinidade que variam de baixa, devido à diluição 
por águas de rios, a alta, devido a intensa evaporação em climas áridos.
O sal da água do mar tem poder corrosivo e compressivo, quando da 
sua cristalização, atuando como processo de desintegração física. Quando 
a cristalização ocorre em fendas, estas tendem a ser aumentadas, graças ao 
esforço de crescimento dos cristais.
A repetição secular deste processo faz com que as rochas se desagreguem 
lentamente.
Em certas regiões do litoral a desagregação é produzida pela cristalização 
do sal existente nas gotículas de água do mar, que são levadas pelo vento, 
em grande quantidade, da zona de arrebentação das ondas. Por outro lado, a 
salinidade condiciona ambientes ecológicos distintos, possuidores de fl ora e 
fauna específi cas, que infl uenciam nos processos de meteorização, transporte 
e deposição dos sedimentos ao longo da faixa costeira.
AS FORÇAS MARINHAS ATUANTES NO LITORAL
O entendimento sobre o comportamento da dinâmica costeira requer 
um conhecimento dos processos modeladores da paisagem costeira, cujos 
registros estão materializados na forma de depósitos ou feições erosivas. 
Os processos morfodinâmicos que atuam na linha de costa, representados 
por ações naturais físicas, são basicamente gerados pela ação das ondas, 
correntes costeiras e marés.
Clima de ondas
As ondas constituem um dos processos marinhos mais efetivos no 
selecionamento e redistribuição dos sedimentos depositados nas regiões 
costeiras e plataforma continental interna contribuindo para orientar a 
alocação e o assentamento das atividades humanas e identifi car áreas de 
instabilidade do relevo face a possibilidade de inserção antrópica.
 A principal variável indutora dos processos costeiros de curto e médio 
prazos é o clima de ondas, responsável pelo transporte de sedimentos nos 
sentidos longitudinal e transversal à linha de costa. A energia das ondas 
e a intensidade e recorrência das tempestades comandam a dinâmica dos 
processos de erosão e acumulação na interface continente-oceano e fundo 
submarino. A morfologia resultante depende de fatores adicionais como 
tipo e disponibilidade de sedimentos, geologia, variação do nível relativo 
do mar e modifi cações geoidais (MUEHE, 1998).
53
Geomorfologia Costeira Aula 3
As ondas, que representam o fator principal da dinâmica costeira, são 
ondulações superfi ciais da água produzidas pelos ventos soprando sobre o 
mar. Os caracteres das vagas dependem da velocidade e duração dos ventos, 
do comprimento e do rumo (fetch) e das particularidades hidrográfi cas da 
costa.
A maioria das ondas oceânicas, conhecidas como ondas de gravidade, 
são formadas pela ação do vento, que ao soprar sobre a superfície da água, 
forma pequenas ondas capilares.
Mantendo-se a ação do vento, estas pequenas rugosidades da superfície 
da água se somam para produzirem em ondas maiores. Uma vez geradas, as 
ondas mantêm sua trajetória mesmo depois de cessada a infl uência do vento.
Os principais parâmetros de uma onda são (Figura 3.7):
Figura 3.7 – Principais parâmetros de um perfi l ideal de uma onda.
(Fonte: SILVA, et al., 2004.)
- comprimento de onda, ou seja, distância horizontal entre duas 
cristas ou duas cavas sucessivas;
- altura da onda, representada pela distância vertical entre a crista 
e a base do vale da onda. Determina a energia potencial da onda, 
enquanto o movimento das partículas individuais de água, quando a 
onda passa, é a medida da energia cinética da onda. A altura da onda 
aumenta com a diminuição do comprimento;
- amplitude da onda – distância vertical máxima da superfície do 
mar a partir do nível da água em repouso. Equivale a metade da altura 
da onda;
- crista da onda – porção mais superior da onda; e
- vale da onda – depressão entre duas cristas.
54
Geomorfologia Costeira
 A velocidade da onda, é função de seu comprimento pois, quanto maior 
este parâmetro, maior a sua velocidade. Um grupo ou trem de ondas viaja 
na metade da velocidade das ondas individuais, pois as ondas que estão à 
frente do trem de ondas perdem energia quando elevam a superfície da 
água, desaparecendo e sendo repostas por ondas que vêm atrás.
Em águas profundas, ou seja, maiores que a metade do comprimento de 
onda, o trem de ondas viaja na metade da velocidade das ondas individuais.
Fora da área de ação do vento, as ondas são denominadas de mergulho 
ou swell. Em seu percurso, sofrem modifi cações em seus parâmetros (al-
tura e comprimento de onda) e velocidade de propragação, em função das 
modifi cações da profundidade do fundo submarino. Um fenômeno interes-
sante são os tsunamis, que são ondas geradas por movimentos tectônicos.
Tsunami 
Onda de grande período e pequena amplitude, produzida por 
terremoto ou erupção vulcânica submarina, que pode viajar milhares 
de quilômetros. Esta onda embora possua comprimento de onda 
de 160 a 200 km, apresenta amplitude inferior a 1 m e o seu efeito 
devastador advém da enorme velocidade de propagação que em mares 
profundos, pode atingir 700 a 900 km/h. Quanto mais superfi cial for 
um terremoto, maior será a transferência de energia ao tsunami.
SUGUIO, 1998
ZONA DE ARREBENTAÇÃO DAS ONDAS
Nas proximidades das praias, as ondas não encontram profundidades de 
águas sufi cientes para o seu avanço e sofrem arrebentação, fenômeno que é 
acompanhado pela liberação de muita energia que será, em parte, utilizada 
para colocar os sedimentos em 
suspensão e para gerar correntes 
costeiras.
A zona de arrebentação (Fig-
ura 3.8) é a porção do perfi l praial 
caracterizada pela ocorrência deste 
processo que representa o modo 
de dissipação energética da onda 
sobre a praia. A altura da arreben-
tação sempre será limitada pela 
profundidade.
Figura 3.8 – Zonação hidrodinâmica e morfológica numa praia oceânica.
(Fonte: HOEFEL, 1998.)
55
Geomorfologia Costeira Aula 3
Segundo a classifi cação proposta por Galvin (1968), citado por Hoefel 
(1998) dependendo da declividade da praia, da altura e do comprimento de 
onda, as ondas podem quebrar basicamente de quatro formas (Figura 3.9):
Figura 3.9 – Principais formas de arrebentação das costas.
(Fonte: SILVA, et al., 2004.)
a) Progressiva ou deslizante (spilling breaker) – ocorre em praias de baixa 
declividade (inferior a 3%), nas quais a onda gradualmente empina-se para 
deslizar pelo perfi l, dissipando sua energia através de uma larga faixa.
b) Mergulhante (phunging breaker) – ocorre em praias de declividade 
moderada a alta (3 a 11º). A onda empina-se abruptamente ao aproximar-
se da costa e quebra violentamente formando um tubo, dissipando sua 
energia sobre uma pequena porção do perfi l, através de um vórtice de alta 
turbulência.
c) Ascendente (surging breaker) – ocorre em praias de declividade tão alta 
que a onda não chega a quebrar, ascendendo sobre a face praial e interag-
indo com o refl uxo das ondas anteriores.
d) Frontal (collapsing) – ocorre em praias de declividade abrupta, sendo 
considerado um tipo intermediário entre o mergulhante e o ascendente.
Ondas incidentes de águas profundas passam a ser modifi cadas pelo 
fundo quando a razão entre a profundidade local e o seu comprimento 
(h/L)torna-se menor que ½.
56
Geomorfologia Costeira
MODIFICAÇÕES DE ONDAS EM ÁGUAS RASAS
As ondas, ao atingirem águas rasas sofrem fenômenos físicos que 
governam a sua propagação, que são: refl exão, refração e difração (SILVA, 
et al., 2004). Estes fenômenos resultam no estabelecimento de padrões de 
circulação costeira, fundamentais no transporte de sedimentos próximo à 
costa.
a) Refl exão – ocorre quando a onda chega nas praias com gradientes elevados, ou 
quando atinge costões rochosos, falésias ou estruturas artifi ciais, com muros, e 
paredes de sustentação de obras costeiras (envocamentos, molhes, etc,) Figura 3.10.
Figura 3.10 – Refl exão das ondas. Espanha.
(Fonte: Arquivo da autora.)
b) Refração – ocorre em função da interferência da onda com o fundo 
submarinho, podendo ocorrer:
As linhas paralelas do sistema de ondas em movimento, ao encontra-
rem o esporão submarino terão seus movimentos retardados pelo atrito do 
fundo. A frente de onda torna-se côncava para a terra e a energia da onda 
converge para a ponta rochosa emersa (Figura 3.11).
57
Geomorfologia Costeira Aula 3
 Sistema de ondas aproxima-se da costa sobre uma depressão ou 
vale submarino, a frente da onda torna-se convexa para a terra e a 
energia diverge do eixo do vale submarino.
Com base na refração das ondas pode-se fazer três generalizações:
- As saliências iniciais da costa para o mar num litoral recortado 
(vales e promontórios) tendem a se erodir mais rapidamente do que 
as enseadas adjacentes, ou seja, existe uma concentração de energia 
e maior erosão nas regiões protuberantes da costa e dispersão de 
energia, com conseqüente deposição nas reentrâncias.
- A refração das ondas tende a simplifi cação (retifi cação) de uma 
costa inicialmente irregular com a erosão das saliências; e
- A refração promove a formação de correntes longitudinais que 
fl uem ao longo das costas, a partir das saliências, elevando o nível 
da água para as enseadas adjacentes;
c) Difração – ocorre quando a onda atinge um obstáculo, como um pon-
tal rochoso ou uma quebra mar, estabelecendo uma onda circular que se 
propaga a partir da extremidade do obstáculo (Figura 3.12).
Figura 3.11 – Padrão de refração das ondas em um litoral recordado.
(Fonte: SILVA, et al., 2004.)
58
Geomorfologia Costeira
CORRENTES COSTEIRAS GERADAS PELAS ONDAS
Parte da energia dissipada pelas ondas incidentes na zona de surfe é 
transferida para a geração de correntes costeiras, causando modifi cações 
no relevo praial.
- Corrente de deriva litorânea (litoral drift) – as ondas aproximam-
se da costa segundo um ângulo oblíquo formando uma corrente 
paralela à costa (longitudinal), entre a praia e a zona de arrebentação, 
defi nindo o processo conhecido como deriva litorânea em um padrão 
zig-zag (Figura 3.13). Esta corrente desenvolve-se melhor em costas 
retilíneas e longas. A interrupção da deriva litorânea com a construção 
de estruturas fi xas, como espigões, causa retenção de sedimentos à 
montante do obstáculo e conseqüente défi cit sedimentar à jusante, 
ocasionando erosão costeira.
Figura 3.12 – Padrão de difração de ondas na extremidade de um quebra-mar.
(Fonte: SILVA et al., 2004.)
Figura 3.13 – Padrão de transporte em zig-zag.
(Fonte: SILVA, et al., 2004.)
59
Geomorfologia Costeira Aula 3
Nas praias interrompidas por obstáculos naturais ou artifi ciais os efeitos 
da deriva litorânea são visivelmente notados.
Em Sergipe, este problema ocorre no município de Barra dos Coqueiros 
com a construção do molhe na margem esquerda do rio Sergipe, que pro-
vocou a progradação artifi cial da praia de Atalaia Nova. A linha de costa 
avançou um máximo entre 760 e 900 metros e uma área aproximada de 
470.000 m2 (DOMINGUEZ, 2008). Junto ao píer do Terminal Portuário 
de Sergipe a linha de costa progradou artifi cialmente no mesmo período, 
um máximo de 260 m. Esta acumulação de sedimentos arenosos foi o 
resultado da construção do Terminal que alterou a hidrodinâmica das cor-
rentes costeiras e ondas na região, resultando a formação de um saliente. 
Uma área total de 346.000 m2 foi acrescida neste trecho. Em contrapartida, 
o litoral ao sul (praia dos Artistas) sofre défi cit de sedimentos, apresentando 
evidências de erosão e recuo acentuado.
- Correntes de retorno (rip currents) – são caracterizadas por fl uxos 
estreitos, posicionados normal ou obliquamente em relação à costa, que 
atravessam a zona de surfe em direção ao mar (Figura 3.14). Alimentadas 
por correntes longitudinais nas proximidades da praia, tendem a 
extinguir-se logo após a zona de surfe em direção ao mar, formando 
células de circulação (HOEFEL, 1998). Dependendo da altura da 
arrebentação, atingem velocidades superiores a 1,5 m/s, representando 
riscos iminentes aos banhistas. Estas correntes são importantes agentes 
transportadores de sedimento na zona de surfe, gerando campos de 
velocidade efetivos na modifi cação do relevo praial (3.14).
Figura 3.14 – Correntes longitudinais à costa e correntes de retorno perpendiculares ao litoral.
(Fonte: SILVA, et al., 2004.)
60
Geomorfologia Costeira
- Correntes longitudinais ou paralelas (long-shore) – as ondas 
aproximam-se paralelamente à linha de costa, formando células de 
circulação costeira.
A refração das ondas promove a formação de correntes longitudinais 
que fl uem ao longo das costas, a partir das saliências, onde a 
concentração das ondas eleva o nível da água para os eixos das 
enseadas adjacentes, de nível de água mais baixo. Essas correntes são 
responsáveis pelo transporte dos detritos provenientes da abrasão 
das pontas rochosas.
Marés
As marés são formadas pela ação combinada de forças de atração 
gravitacional entre a Terra, Lua e Sol, e por forças centrífugas geradas 
pelos movimentos de rotação em torno do centro comum de massa do 
sistema Terra-Lua, que se localiza a 1.700 km abaixo da superfície da Terra 
(TUREKIAN, 1969).
Na face da Terra voltada para a Lua, a força gravitacional é maior do 
que a força centrífuga, enquanto na face oposta, a força centrífuga supera a 
atração gravitacional. As componentes resultantes destas forças produzem 
dois altos de maré, um na face da Terra voltada para a Lua e outro na face 
oposta. Desde que a Terra gira em torno de seu eixo, qualquer ponto em 
sua superfície passará duas vezes por um período de maré baixa e maré alta 
durante um dia lunar (24 h 50 minutos).
A diferença de 50 minutos do dia lunar em comparação com o dia solar 
(24 horas) explica a defasagem horária de 50 minutos a cada dia sucessivo 
dos picos de maré alta ou baixa de um determinado local. Assim, a maré 
em determinado ponto da costa, ocorrerá 50 minutos após o horário ob-
servado no dia anterior.
O efeito conjugado da atração gravitacional do Sol exerce modifi cações 
signifi cativas na amplitude de maré, sendo responsável pelas variações ob-
servadas entre as marés de sizígia (spring tides), que ocorrem em períodos 
de lua nova ou lua cheia, quando os astros estão em conjunção e oposição, 
respectivamente, e as marés de quadratura (neap tides) que acontecem nas 
fases da Lua de Quarto Crescente ou Minguante (Figura 3.15). Um ciclo 
completo das marés ocorre num período de aproximadamente um mês 
(29,5 dias). 
61
Geomorfologia Costeira Aula 3
As marés podem ser classifi cadas em três tipos, reconhecidos pela 
freqüência com que ocorrem a simetria de sua curva.
- maré diurna – quando ocorre uma preamar e uma baixa-mar 
aproximadamente iguais em cada dia lunar;
- maré semidiurna – ocorrem duas preamares e duas baixa-mares 
aproximadamente iguais em cada dia lunar; e
- maré mista – ocorrem duas preamares e duas baixa-mares com 
diferenças signifi cativas de altura.
As alterações locais dos ciclos de marés envolvem a interação entre 
forma e dimensões das bacias oceânicas e o efeito da Força de Coriolis, 
que está relacionada com a rotação da Terra.
Nos estuários e baías ocorrem movimentos horizontais da coluna 
d’água, na forma de correntes de maré, resultantes do empilhamento eamplifi cação das marés oceânicas, ocorrendo em inundações periódicas 
das planícies de maré e dos manguezais.
As correntes de maré têm grande importância para o estudo dos am-
bientes de sedimentação costeira como as praias, barreiras arenosas, deltas, 
estuários e lagunas.
Figura 3.15 Ciclos de maré de sizígia e quadratura associados às fases de lua cheia, lua 
nova, quarto crescente e quarto minguante.
(Fonte: Fonte: SILVA, et al., 2004.)
62
Geomorfologia Costeira
CONCLUSÃO
Como fi cou entendido, o estudo da Geomorfologia Costeira é muito 
complexo devido à participação de processos marinhos e subaéreos em 
estruturas e litologias muito variadas. Os processos morfogenéticos atuantes 
sobre as formas de relevo costeiro são controlados por vários fatores ambi-
entais, como o geológico, o climático, o biótico e o oceanográfi co, que variam 
de um setor a outro da costa, assim como na escala de variação temporal.
As ondas, as marés e as correntes costeiras constituem as principais 
forças atuantes na morfogênese litorânea. Em águas rasas as ondas sofrem 
mudanças de direção como refl exão, refração e difração, que resultam no 
estabelecimento de padrões de circulação costeira e, conseqüentemente, no 
transporte de sedimentos próximo à costa.
No perfi l praial a zona de arrebentação representa o modo de dissipação 
energética da onda sobre a praia.
RESUMO
O ambiente costeiro caracteriza-se pelas mudanças espaciais e tem-
porais relacionadas com os fatores geológicos, climáticos, biológicos e 
oceanográfi cos que resultam numa variedade de feições geomorfológicas. 
Esse dinamismo costeiro resulta da interação de processos deposicionais e 
erosivos relacionados com a ação das ondas que podem sofrer arrebentação 
de forma progressiva, mergulhante, ascendente e frontal, além das correntes 
costeiras, marés e das infl uências antrópicas.
A caracterização geomorfológica dos ambientes costeiros, atuais e 
pretéritos, é de fundamental importância na reconstituição da evolução do 
modelado costeiro.
AUTOAVALIAÇÃO
1. Faça uma pesquisa bibliográfi ca, em grupo, sobre a Geomorfologia 
Costeira do município de Aracaju e elabore um relatório sistematizado das 
conclusões apresentadas.
2. Relacione correntes de retorno e correntes longitudinais.
3. Estabeleça diferenças entre os tipos de arrebentação das ondas.
4. A seu ver, por que é importante estudar o modelado costeiro? Cite um 
caso que sirva para exemplifi car a sua resposta.
63
Geomorfologia Costeira Aula 3
PRÓXIMA AULA
Na próxima aula estudaremos as planícies e lagunas costeiras que 
estão relacionadas com as variações do nível relativo do mar durante o 
Quaternário.
REFERÊNCIAS
CHRISTOFOLETTI, Antonio. Geomorfologia. São Paulo: Edgard 
Blücher, 2 ed. 1980.
HOEFEL, Fernanda Gemael. Morfodinâmica de praias arenosas 
oceânicas: uma revisão bibliográfi ca. Itajaí: Editora da Univali, 1998.
DOMINGUEZ, José Maria Landim. Análise do comportamento da linha 
de costa entre o porto de Sergipe e a Barra dos Coqueiros. Relatório 
Técnico, 2008
MENDES, Josué Camargo. Elementos de estratigrafi a. São Paulo: T.A. 
Queiroz Ed. da Universidade de São Paulo, 1984.
MUEHE, Dieter. Geomorfologia costeira. In: GUERRA, J.T.; CUNHA, 
S.B. da. (orgs) Geomorfologia: uma atualização de bases e conceitos. Rio 
de Janeiro: Bertrand Brasil, 1998.
KOMAR, P. D. Handbook of coastal processes and erosion. Boca 
Raton: CRC Press, 1983.
ROSSETTI, Dilce de Fátima. Ambientes costeiros. In: FLOREZANO, 
T. G. (org). Geomorfologia: conceitos e tecnologias atuais. São Paulo: 
Ofi cina de Textos, 2008
SILVA, Cleverson Guizan. Ambientes de sedimentação costeira e processos 
morfodinâmicos atuantes na linha de costa. In: BAPTISTA NETO, J.A.; 
PONZI, V.R.A.; SICHEL, E.S.R (orgs). Introdução à Geologia Marinha. 
Rio de Janeiro: Interciência, 2004.
SUGUIO, Kenitiro. Dicionário de Geologia Marinha: com termos cor-
respondentes em inglês, francês e espanhol. São Paulo: T.A. Queiroz, 1992.
TUREKIAN, Karl K. Oceanos. São Paulo: Edgard Blücher LTDA, 1969.
Aula 4
Aracy Losano Fontes
A GEOMORFOLOGIA COSTEIRA E 
SUA RELAÇÃO COM O PERÍODO 
QUATERNÁRIO
META
Abordar o período Quaternário no contexto da Geomorfologia Costeira.
OBJETIVOS
Ao fi nal desta aula, o aluno deverá:
 entender a complexidade e interação dos mecanismos ativos do Quaternário;
 reconhecer as causas das variações do nível relativo do mar durante o Quaternário;
 diferenciar glaciações de interglaciações;
 identifi car os indicadores de paleoníveis marinhos do Quaternário; 
entender a evolução paleogeográfi ca quaternária no Estado de Sergipe.
66
Geomorfologia Costeira
INTRODUÇÃO
As épocas em que se produziram as glaciações, bem como as condições 
de sua formação, constituem as características mais marcantes do Quater-
nário. Além disso, o Quaternário representa um período excepcional, porque 
abrange eventos atuais e antigos. A partir do conhecimento dos eventos 
atuais pode-se tentar compreender os eventos antigos, razão porque se diz 
que o presente é a chave do passado. Da mesma maneira, a partir dos regis-
tros precisos do passado, sobretudo do passado recente, pode-se reconstruir 
os mecanismos e estabelecer as suas eventuais fl utuações periódicas. Neste 
caso, o passado pode constituir uma chave do futuro.
Entretanto, estudos que abrangem alguns anos, décadas ou mesmo 
séculos, cobrirão períodos de tempo muito restritos para permitirem em 
previsões confi áveis do futuro, principalmente porque a infl uência do 
homem não poderá ser facilmente separada da evolução natural.
O controle através de datações absolutas, a abundância de dados dis-
poníveis, a acessibilidade dos testemunhos e os estudos multidisciplinares em 
curso no mundo inteiro são fatores que fazem do Quaternário um período 
geológico excepcional. Finalmente, o Quaternário é a idade do homem.
O que é Quaternário?
A origem desse termo remonta ao ano de 1669 (Século XVII), quando 
o pesquisador dinamarquês Steno (1638-1687), citado por Suguio (2010), 
estabeleceu a lei da superposição das camadas sedimentares. Em 1829, o 
termo Quaternário, referia-se aos depósitos marinhos superpostos aos 
sedimentos terciários da Bacia de Paris. Em 1833 foi ofi cializada a palavra 
Quaternário, referindo-se aos depósitos sedimentares com associações 
de conteúdos fossilíferos. Essa denominação veio completar a escala do 
tempo geológico, cujos termos Primário, Secundário e Terciário seriam, 
posteriormente, substituídos por Paleozóico, Mesozóico e Cenozóico, 
respectivamente, com base em fósseis faunísticos.
Em 1839, Lyell, como explica Suguio (2010), introduziu a palavra 
Pleistoceno, com critério também paleontológico e o intervalo de tempo 
caracterizado por depósitos que abrigam somente espécies viventes foi 
designado de Holoceno.
Aprenda mais....
Fósseis
Restos de organismos encontrados nas rochas, principalmente nas de 
origem sedimentar.
Os fósseis constituem evidências de vida no passado geológico 
67
A Geomorfologia Costeira e sua Relação com o Período Quaternário Aula 4
(geologic past), sendo representados por partes duras de animais (ossos, 
dentes, conchas, etc.) ou vegetais (caules, etc.), alterados em vários 
graus e podendo apresentar composições diferenciadas: carbonática, 
fosfática, silicosa, quitinóide, etc. Pela sua natureza e estado de 
conservação pode-se classifi car os fósseis da seguinte maneira:
1. Restos orgânicos fossilizados:
1.1 – Inalterados (valves, dentes, etc.)
1.2 – Alterados (petrifi cações):
a) Silicifi cados,
b) Carbonizados,
c) Piritizados e
d) Carbonatizados (calcários).
2. Outras estruturas devidas a organismos
2.1 Moldes (interno, externo e contramolde),
2.2 Impressões ou moldes parciais (rastos, etc.),
2.3 Marcas de atividades dinâmica ou fi siológica (sulcos, tubos, 
nódulos fecais, etc.)
SUGUIO, 1998
Essa subdivisão bipartida do Quaternário ainda subsiste, apesar das 
desproporções cronológicas de suas durações.
Um dos aspectos mais discutidos do Pleistoceno está relacionado com 
o seu limiteinferior, ou seja, a transição Plioceno – Pleistoceno que foi 
datado em 1,81 Ma, coincidindo com a implantação das fases Glaciais do 
Quaternário e com o surgimento do Homo erectus na África.
O Pleistoceno, com base em fósseis de mamíferos extintos, foi subdi-
vidido em (SUGUIO, 2010, p. 42-43):
i) Pleistoceno superior (10.000 a 82.800 anos) – corresponde ao estádio 
glacial Würm, inclusive várias épocas interestadiais, representado por fós-
seis de Elephas primigenius, Rhinoceros tichorhinus e Rangifer tarandus;
ii) Pleistoceno médio (82.800 a 355.000 anos) – abrange os estádios glaciais 
Riss e Mindel, além dos estádios interglaciais Günz-Mindel, Mindel-Riss e 
Riss-Würm, e é caracterizado pelos fósseis de Elephas trogontherii, Rhi-
noceros etruscus, Rhinoceros mercki e Equus caballus;
iii) Pleistoceno inferior (355.000 a 1,81 Ma) – compreende o estádio gla-
cial Günz e os anteriores, além dos estádios interglaciais e pré-glaciais, e 
seria caracterizado por Elephas meridionalis, Mastodon spp., Rhinoceros 
etruscus, Rhinoceros mercki, Rhinoceros App., Hippopotamus major, 
Trogontherium cuvieri, Equus stenonis e Leptobos spp.
Assim, o Pleistoceno abrange várias alternâncias glaciais e interglaciais. 
No início das pesquisas apenas uma “Grande Idade do Gelo” tinha sido 
reconhecida. Mais tarde Penk e Bruckner citado por Martin et al (1986) 
68
Geomorfologia Costeira
identifi caram na região alpina os períodos glaciais – Gunz, Mindel, Riss e 
Wurm. Posteriormente, foram acrescentadas a estas fases glaciais, as glacia-
ções Danau e Biber. Na América do Norte a seqüência clássica adotada com-
preende quatro períodos glaciais: Nebraska, Kansas, Illinois e Wisconsin.
As clássicas alternâncias glaciais/interglaciais da América do Norte e 
da Europa estão representadas no Quadro 4.1.
O Holoceno é a época mais recente do período Quaternário e teve 
início ao fi nal da última grande glaciação (Wurm), 10.000 anos AP.
O Quaternário representa o período geológico de grande intensifi cação 
das atividades antrópicas. Embora represente parte extremamente limitada 
da história da Terra, continua sendo um tempo infi nitamente grande em 
relação à duração efêmera da vida humana.
Quadro 4.1 – Unidades geoclimáticas do Pleistoceno.
(Fonte: MENDES, 1984.)
AS MUDANÇAS DO NÍVEL DO MAR NO 
QUATERNÁRIO E OS SEUS REGISTROS
O que é eustasia ou eustatismo?
Termo criado para designar as variações lentas do nível dos oceanos. Os 
movimentos eustáticos podem ser: positivos – quando as águas invadem as 
terras, também chamados de transgressões marinhas; e negativos – quando 
as águas se afastam da linha litorânea, também denominados regressões 
marinhas.
As mudanças eustáticas constituem fenômenos complexos que não 
podem ser explicados somente por episódios de glaciação e deglaciação, 
embora esta seja a causa de maior alcance global.
Causas das variações do nível relativo do mar durante o Quaternário
As fl utuações dos paleoníveis do mar representam uma conseqüência 
das variações reais dos paleoníveis dos oceanos, conhecidas por eustasia, e 
69
A Geomorfologia Costeira e sua Relação com o Período Quaternário Aula 4
das mudanças dos níveis dos terrenos emersos adjacentes, devido à tectônica 
e/ou isostasia (Figura 4.1).
Figura 4.1 – Principais fatores que infl uem nas variações dos paleoníveis do mar e paleolinhas de 
costa durante o Quaternário, compreendendo fatores mundiais, regionais e locais.
(Fonte: SUGUIO et al., 2005.)
As variações dos paleoníveis do mar são controladas principalmente 
por:
a) fl utuações nos volumes das bacias oceânicas, sobretudo em conseqüência 
da tectônica de placas, causando a tectonoeustasia;
b) fl utuações nos volumes das águas contidas nas bacias oceânicas, princi-
palmente por fenômenos de glaciação (formação de geleiras) e deglaciação 
(fusão das geleiras), dando origem à glacioeustasia; e
c) deformações das superfícies oceânicas, principalmente por causas gravi-
tacionais, causando a geoidoeustasia.
Segundo estudos de imagens orbitais fornecidas por satélites artifi ciais, 
as diferenças de altura entre o geóide atual e o elipsóide terrestre apresentam 
valores máximos na Nova Guiné e mínimos no arquipélago das Maldivas, 
cuja diferença chega a 180 m. Algumas variações do nível do mar ocorridas 
no passado, como a regressão na ilha de Barbados e a transgressão nas ilhas 
do Havaí, ocorridas há 115.000 anos A.P. foram atribuídas a geoidoeustasia 
(MORNER, 1976).
70
Geomorfologia Costeira
 
Aprenda mais.....
Isostasia
Teoria que postula a tendência da crosta terrestre de manter-se em 
estado de quase-equilíbrio. Segundo este princípio, áreas de crosta 
compostas de material menos denso ascenderiam topografi camente 
acima das formadas de material mais denso. Existem duas teorias 
para explicar o fenômeno da isostasia: (a) Teoria de Pratt, que admite 
densidades diferentes para a crosta terrestre, sendo maiores sob as 
montanhas do que sob os oceanos e (b) Teoria de Airy, segundo a 
qual, admite-se a densidade crustal como constante, de modo que as 
áreas montanhosas seriam compensadas por “raízes”, analogamente 
às extensões subaquáticas dos icebergs que fl utuam nos oceanos.
SUGUIO, 1998
 
Por outro lado, as mudanças dos paleoníveis dos continentes são con-
troladas por:
a) movimentos tectônicos, horizontais e verticais, que afetam a crosta 
terrestre por mecanismos da dinâmica interna, cujas escalas temporais de 
atuação variam desde geológicas, que são muito longas, até instantâneas, 
como os movimentos sísmicos;
b) movimentos isostáticos relacionados às variações nas sobrecargas exerci-
das pela expansão (glacialção) ou retração (deglaciação) das calotas glaciais 
sobre continentes ou ainda pela deposição e erosão em bacias sedimen-
tares ou pela transgressão e regressão sobre as plataformas continentais 
(hidroisostasia); e
c) deformações das superfícies continentais, devidas principalmente a causas 
gravitacionais.
Portanto, entre as causas dos movimentos eustáticos ocorrem as que 
dependem dos volumes de águas oceânicas, das mudanças isostáticas e dos 
movimentos geoidais que se associam ou não aos movimentos crustais, 
locais ou regionais. 
Entre as causas das mudanças do nível relativo do mar, a glacioeusta-
sia é a mais importante, sendo de caráter global. As mudanças isostáticas 
são as causas mais importantes nas adjacências das antigas calotas glaciais, 
como acontece na península da Escandinávia e no Canadá. Os movimentos 
crustais podem ser as causas signifi cativas nas vizinhanças de cinturões 
móveis, como ocorre no arquipélago japonês.
Assim, em geral, pode-se falar somente em variações do nível relativo 
do mar. 
71
A Geomorfologia Costeira e sua Relação com o Período Quaternário Aula 4
Geoidoeustasia
Mudança do nível oceânico (eustasia), através do tempo geológico 
(geological time), por modifi cações na distribuição dos materiais de 
diferentes densidades que compõem a crosta oceânica (oceanic crust). 
Hoje em dia, as conseqüentes diferenças dos níveis oceânicos podem 
ser medidas por satélites geodésicos.
Geóide
Forma da Terra obtida estendendo-se continuamente o nível médio 
do mar através dos continentes. É a superfície de referência para 
observações astronômicas e nivelamentos geodésicos. A forma da Terra, 
medida através de satélites geodésicos, tem mostrado deformações na 
superfície do oceano de mais de 60 m nas proximidades de Nova Guiné 
até menos de 60 m na parte ocidental da Índia. Essas deformações 
refl etem a heterogeneidade existente na composição dos materiais do 
manto superior e, portanto, seriam importantes evidências da estrutura 
interna da Terra.
SUGUIO, 1998
Hidroisostasia
Fenômeno de compensação glacioisostática que ocorreu, após o clímax 
do último estádio glacial do hemisfério norte (cerca de 18.000 anos 
A.P.), por exemplo, nas zonas litorâneas da América do Sul, por efeito 
de pressão hidrostática da coluna de água de degelo sobre o assoalho 
oceânico, principalmente nas áreas de plataformascontinentais. Por 
este efeito, parece ter ocorrido subsidência desta área, acompanhada 
por levantamento das planícies costeiras adjacentes.
SUGUIO, 1998
As possíveis causas das glaciações
Qual teria sido a causa primordial que desencadeou o advento das 
glaciações?
Numerosas teorias têm sido propostas para explicar as causas dos perío-
dos glaciais e das mudanças cíclicas glacias/interglaciais que se produziram 
no decorrer do período Quaternário.
A origem das variações paleoclimáticas é complexa e resulta da interação 
de diversos fenômenos astronômicos, geofísicos e geológicos atuando em 
diferentes escalas temporais e espaciais, a saber: (SUGUIO, 2010)
a) Atividade solar – varia com o ciclo de manchas solares de aproximada-
mente 11 anos em média, constituindo-se em variações de curto período. 
72
Geomorfologia Costeira
Com a variação da atividade solar ocorre o aumento ou diminuição na 
quantidade de calor irradiado, sobre a superfície terrestre, causando mu-
danças no clima.
b) Teoria astronômica de Milankovitch (1920), como explica Suguio (2010) – 
apresentou uma curva de variações da insolação durante os últimos 500.000 
anos e, posteriormente, de 1 milhão de anos.
Segundo essa teoria, a insolação ou radiação solar efetiva que incide 
sobre a superfície terrestre dependeria dos seguintes parâmetros planetários:
- Excentricidade da órbita terrestre (0 a 0,067), que varia com um ciclo de 
92.000 a 100.000 anos, e quanto maior o seu valor, maiores as diferenças 
de duração e intensidade da insolação entre o verão e o inverno.
- Obliqüidade da eclíptica (21,5º a 24,5º), que corresponde ao grau de aderna-
mento do eixo terrestre em relação ao plano da órbita, e varia com um ciclo 
de 40.000 a 41.000 anos.
- Precessão dos equinócios (das estações), que corresponde à oscilação do 
eixo da Terra em torno da posição média de sua órbita, com uma periodi-
cidade de 19.000 a 23.000 anos.
Segundo essa teoria, o início da glaciação Günz teria ocorrido há cerca 
de 600.000 anos, A.P.
Embora a teoria astronômica ofereça uma explicação coerente para a 
seqüência das principais fl utuações paleoclimáticas do Quaternário, outros 
fatores também infl uíram nas mudanças globais do clima durante esse 
período.
c) Modifi cações na composição da atmosfera terrestre, como mudanças 
no espectro da radiação solar e nas superfícies ocupadas pelos oceanos e 
atividades vulcânicas, que provocam alterações na temperatura.
Tipos de indicadores de níveis do mar pretéritos
Os indicadores podem fornecer informações sobre a reconstituição dos 
níveis relativos do mar ou de linhas de costa pretéritas, sob duas condições:
a) conhecendo-se com precisão a altitude atual do indicador (topo e base) 
em relação ao zero absoluto (do nivelamento geral) ou ao zero local (nível 
médio do mar nas proximidades); e
b) Reconhecendo-se a altitude original do indicador em relação ao nível 
médio do mar no momento de sua formação.
Os indicadores dos eventos holocênicos, e mais raramente pleis-
tocênicos, foram agrupados em três conjuntos: geológicos, biológicos e 
arqueológicos.
a) Indicadores geológicos
- os depósitos sedimentares marinhos, como os de terraços de construção 
marinha, situados acima do atual nível do mar formando as planícies cos-
teiras ou as baixadas litorâneas construídas após os máximos relacionados 
a diferentes episódios transgressivos do Quaternário (Figura 4.2).
73
A Geomorfologia Costeira e sua Relação com o Período Quaternário Aula 4
- terraços de abrasão marinha que representam superfícies erosivas sus-
tentadas por rochas mais antigas do embasamento – sedimentares ou 
cristalinas (ígneas ou metamórfi cas). São originados pela energia das ondas 
que inicialmente dão origem aos entalhes marinhos podendo evoluir para 
cavernas marinhas. Com o colapso dos tetos as cavernas transformam-se 
em terraços de abrasão. 
Figura 4.2 – Planície costeira associada a foz do rio São Francisco. Pirambu/SE.
(Fonte: Arquivo da autora.)
- diversos afl oramentos de rochas praiais (beachrocks) que ocorrem com 
disposição paralela ao litoral atual nas costas nordeste e leste do Brasil 
(Figura 4.3).
Figura 4.3 – Recife de arenito. Ipojuca/PE
(Fonte: Arquivo da autora)
74
Geomorfologia Costeira
b) Indicadores biológicos – são representados por restos biogênicos ligados 
a partes de animais ou vegetais marinhos ou fósseis – traço encontrados 
nas adjacências do nível do mar atual.
- incrustrações de vermetídeos (moluscos gastrópodes), ostras e corais, além 
de tocas de ouriços, situados acima do atual nível de vida desses organismos.
- os corais, que fornecem apenas o limite superior atingido pelos antigos 
níveis do mar. Os recifes de corais existentes ao longo da costa brasileira tes-
temunham níveis do mar superiores ao atual durante o Holoceno (Figura 4.4).
Aprenda mais....
Fóssil Traço
Estrutura devido a organismos, compreendendo pistas, tubos 
biogênicos e perfurações, representando evidências diretas de vida, 
porém sem preservação de qualquer parte do organismo. 
Figura 4.4 – Recifes de corais. Praias de Porto de Galinhas (Ipojuca/PE).
(Fonte: Arquivo da autora.)
- nas costas arenosas com terraços de construção marinha (wave-built terraces) 
são encontrados tubos fósseis de crustáceos do gênero Callichirus situados 
acima do atual nível de vida desses organismos (Figura 4.5).
75
A Geomorfologia Costeira e sua Relação com o Período Quaternário Aula 4
- fl orestas submersas, paleomangues representados por concentração de 
restos vegetais de gêneros típicos (Rhizophora mangle, Laguncularia racemosa, 
Avicennia tormentosa, etc.).
c) Indicadores arqueológicos
- Sambaquis
Na costa brasileira, os únicos indicadores pré-históricos úteis nos estudos 
de paleoníveis do mar e de paleolinhas de costa são os sambaquis, que se 
localizam sobre substratos de composições e idades diversas (Figura 4.6).
Figura 4.5 – Tubos fósseis de Callichirus. São Paulo.
(Fonte: Arquivo da autora.)
Figura 4.6 – Tipos distintos de substratos, com composições e idades diferentes, 
de sambaquis (Tipos I a IV) das costas sul e sudeste brasileiras.
(Fonte: VILLWOCK et al., 2005.
)
76
Geomorfologia Costeira
Os sambaquis situados muito afastados do mar (20 a 30 km ou mais), 
no interior do continente e nas margens de paleolagunas, sugerem períodos 
de nível do mar mais elevado.
Saiba mais.....
Sambaquis são montes artifi ciais de conchas de moluscos construídos 
pelos antigos habitantes das planícies costeiras. Podem apresentar até 
algumas dezenas de metros de altura e algumas centenas de metros 
de diâmetro, instrumentos líticos, ossadas humanas, adornos de 
outros animais (mamíferos, peixes, etc). No Brasil, os sambaquis se 
distribuem preferencialmente nas costas sudeste e sul e vários deles, 
como os de Gaspar (SC) e de Pariquera-Açu (SP), situam-se a quase 30 
km da atual linha de costa e, desta maneira, evidenciam fases de nível 
marinho pretérito acima do atual há cerca de 5.000 anos A.P. (Antes do 
Presente). Os sambaquis são também conhecidos no Brasil por vários 
outros nomes: caleiras, casqueiros, cernambis, samauquis e sarnambis.
SUGUIO, 1998
Saiba mais....
O gênero Callichirus, que representa um crustáceo decápode marinho 
vulgarmente conhecido como “corrupto”, é composto por quase 95 
espécies distribuídas no mundo inteiro, entre as quais Rodrigues (1966) 
identifi cou cinco espécies atualmente viventes na costa brasileira. Entre 
os tubos fósseis são mais comuns os das espécies C. major e C. mirim.
SUGUIO, 2010
Ostracode – crustáceo com concha bivalve que vive tanto em água doce 
como salgada, dependendo da espécie. As conchas são substituídas 
inúmeras vezes a medida que os indivíduos crescem.
SUGUIO, 2010
EVOLUÇÃO PALEOGEOGRÁFICA QUATERNÁRIA
Os estudos de reconstituição paleogeográfi ca são de fundamental 
importância para o entendimento da morfologia costeira atual, bem como 
para compreensão da origem e disposição geográfi ca dos diversos ambientes 
sedimentares e seus ecossistemas associados. Estesestudos baseiam-se em 
dados e informações referentes aos processos e agentes dinâmicos respon-
sáveis pelas modifi cações e modelagem das planícies costeiras, tais como, 
77
A Geomorfologia Costeira e sua Relação com o Período Quaternário Aula 4
clima, ondas, correntes litorâneas, eventos tectônicos e as variações do nível 
relativo do mar (NRM), integrados à distribuição espacial e arquitetura das 
acumulações sedimentares.
Dominguez et al., (1999) ao estudarem a costa leste do Brasil, identifi -
caram os estágios evolutivos que resultaram na sedimentação das planícies 
litorâneas, cuja formação está intimamente ligada às variações relativas do 
nível do mar ocorridas durante o Quaternário. Os eventos mais signifi cativos 
dessa evolução no Estado de Sergipe foram esquematizados por Bittencourt 
et al., (1983) e estão grafi camente representados na Figura 4.7.
Figura 4.7 – Esquema da evolução paleogeográfi ca da costa do Estado de Sergipe.
(Fonte: CPRM/CODISE, 1977.)
78
Geomorfologia Costeira
Evento I: Erosão dos sedimentos do Grupo Barreiras durante a Trans-
gressão Mais Antiga, anterior a 123.000 anos A.P., esculpindo falésias que 
foram recuando até o máximo desta transgressão. Com a subida do nível 
do mar, os baixos cursos dos rios foram afogados, gerando estuários;
Evento II: Formação de depósitos arenosos, do tipo leques aluviais coales-
centes, no sopé das falésias, durante a regressão subseqüente à Transgressão 
mais Antiga, sob um clima semi-árido, com chuvas esparsas e violentas. 
Nessa ocasião os ventos retrabalharam a superfície desses depósitos for-
mando campos de dunas com sedimentos oriundos da planície costeira, 
que galgaram os depósitos do Grupo Barreiras.
Evento III: Erosão dos depósitos de leques aluviais coalescentes durante 
o máximo da Penúltima Transgressão, que alcançou um máximo por volta 
de 120.000 anos A.P., quando o nível médio do mar atingiu 8 ± 2 m acima 
do nível atual.
Evento IV: Progradação da linha de costa durante a regressão subseqüente à 
Penúltima Transgressão e formação dos terraços marinhos pleistocênicos, a 
partir das falésias do Grupo Barreiras e dos testemunhos dos leques aluviais 
coalescentes. Ainda durante este evento foi instalada uma rede de drena-
gem na superfície dos terraços marinhos pleistocênicos e retrabalhamento 
da sua superfície pelos ventos construindo, localmente, campos de dunas.
Evento V: Subida do nível do mar durante a Última Transgressão, que teve 
seu máximo em 5.100 anos A.P., quando o nível médio do mar atingiu en-
tre 4 e 5 acima do nível atual, provocando a erosão dos terraços marinhos 
pleistocênicos e, em alguns locais, retrabalhando mais uma vez das falésias 
do Grupo Barreiras. Os rios da região foram afogados e foi instalado um 
sistema de ilhas-barreiras, gerando uma série de corpos lagunares.
Evento VI: Descida do nível do mar, após o máximo da Última Trans-
gressão, favorecendo a progradação da linha de costa e a construção dos 
terraços marinhos holocênicos. As lagunas perderam sua comunicação com 
o mar, foram colmatadas e evoluíram para pântanos, onde se formaram 
os depósitos de turfa. Ao longo do litoral desenvolveu-se uma terceira 
geração de dunas, ainda móveis e com grande desenvolvimento na foz do 
rio São Francisco.
Desses eventos transgressivos, o último deixou os melhores registros 
reconhecíveis, que foram datados pelo Método C14 (Carbono 14) e, jun-
tamente com a identifi cação das feições geomórfi cas e outros indicadores, 
permitiram a construção das curvas de variação do nível relativo do mar 
para a costa leste brasileira e a reconstrução da paleogeografi a da zona 
costeira durante o Holoceno.
Assim, o litoral sergipano esteve submerso até cerca de 5.100 anos 
A.P., após o que foi submetido a um processo de emersão que dura até 
os dias atuais, ocasionando um abaixamento médio de 5 metros no nível 
79
A Geomorfologia Costeira e sua Relação com o Período Quaternário Aula 4
relativo do mar. Esta fase regressiva foi responsável pelo desenvolvimento 
das planícies costeiras holocênicas do Estado de Sergipe.
O registro estratigráfi co das planícies costeiras é determinado pelo 
balanço entre a taxa de variação do nível relativo do mar durante o Quater-
nário e a taxa de suprimento sedimentar para a linha de costa. Dependendo 
do balanço entre essas taxas sucessivas, parassequências podem confi gurar 
três tipos de padrão de empilhamento dos estratos ou da arquitetura es-
tratigráfi ca costeira.
Conjuntos de parassequências progradacionais, retrogradacionais e 
agradacionais são típicos da zona costeira do Estado de Sergipe e registram 
diferentes momentos na evolução geomórfi ca dos sítios de sedimentação de 
forma que materializam suas diferentes etapas da evolução paleogeográfi ca.
Curvas de variações dos níveis relativos do mar nos últimos 7.000 anos
Com base em dados obtidos de terraços holocênicos e de outros indica-
dores, que evidenciam paleoníveis do mar diferentes do atual, foram delin-
eadas curvas parciais ou completas de fl utuações de níveis relativos do mar 
nos últimos 7.000 anos, em vários trechos do litoral brasileiro (Figura 4.8).
80
Geomorfologia Costeira
Cada curva abrangeu apenas trechos de comportamento geológico 
relativamente uniforme, sobretudo em termos morfoestruturais, sendo 
considerados trechos relativamente curtos (60 km a 80 km) e que apresen-
tassem número sufi ciente (20 a 30) de indicadores datados. Em todos os 
setores estudados, os níveis relativos do mar situaram-se acima do atual, 
com as seguintes peculiaridades (SUGUIO, 2010: 214):
Figura 4.8 – Curvas de variações dos níveis relativos do mar nos últimos 7.000 anos, ao longo de 
vários trechos do litoral brasileiro.
(Fonte: SUGUIO, 2010.)
81
A Geomorfologia Costeira e sua Relação com o Período Quaternário Aula 4
a) o atual nível médio do mar foi ultrapassado pela primeira vez 7.000 e 
6.500 anos A.P.;
b) há cerca de 5.100 anos, o nível do mar subiu entre 3 m e 5 m acima da 
média atual;
c) há cerca de 3.900 anos, o nível relativo do mar deve ter estado de 1,5 m 
a 2 m abaixo do atual;
d) há aproximadamente 3.600 anos, o nível do mar subiu entre 2 m e 3,5 
m acima do atual;
e) há 2.800 anos, ocorreu novamente um pequeno rebaixamento, atingindo 
um nível inferior ao atual; e
f) há cerca de 2.500 anos, atingiu-se um nível de 1,5 m a 2,5 m acima do atual, 
e desde então tem havido uma tendência ao rebaixamento contínuo. Uma vez 
que o alcance mínimo do método do 14C é de cerca de 300 anos, não se pode 
determinar a tendência atual por métodos geológicos. Os dados baseados em 
registros instrumentais (maregramas) indicam que, nos últimos 40 anos, estaria 
ocorrendo uma subida de nível de 30 cm/século na região da Cananéia (SP). Ci-
fras mais baixas, de 10 a 15 cm/século foram encontradas no Hemisfério Norte.
Até o momento, todas as curvas delineadas para o Brasil apresentam 
a mesma confi guração geral, embora exibam algumas diferenças de ampli-
tudes nos picos. A porção central do litoral brasileiro esteve submersa até 
aproximadamente 5.100 anos A.P., e desde então permaneceu em emersão. 
Todavia, essa não é a regra geral para outras partes do mundo, como na 
costa atlântica dos Estados Unidos, pois o nível relativo do mar jamais 
ultrapassou o atual durante o Holoceno (Figura 4.9).
 Costas em submersão, como a costa leste dos Estados Unidos, caracterizam-
se por sistemas de ilhas-barreiras/lagunas, ao passo que as costas em emersão, 
como as do Brasil, são ocupadas por extensas planícies de cristas praiais.
Figura 4.9 – Curvas esquemáticas médias de variações dos níveis relativos do mar ao longo da costa 
central brasileira e ao longo das costas Atlântica e do Golfo do México nos Estados Unidos durante 
os últimos 7.000 anos.
(Fonte: SUGUIO, 2010.)
82
Geomorfologia Costeira
Segundo Bruun (1962), apud Suguio (2010), quando um perfi l do equilí-
brio é atingido, a subida do nível relativo do mar destruirá esse equilíbrio. 
Assim, o prisma praial será erodido e o material resultantetransportado 
e depositado na antepraia, causando a retrogradação da linha de costa 
(Figura 4.10). Esse processo induzirá uma elevação do fundo submarino 
da antepraia em igual magnitude à elevação do nível do mar, de modo que 
a profundidade da água permanecerá constante. Com o rebaixamento do 
nível relativo do mar as ondas deverão transportar os sedimentos inconsoli-
dados da antepraia rumo ao continente, depositando-os no prisma praial 
e promovendo a progradação costeira. Essa transferência de sedimentos 
da praia externa rumo ao prisma praial cessará quando a profundidade 
preexistente tiver sido restabelecida.
Figura 4.10 – Linha de costa com retrogradação (A) e linha de costa com progradação (B)
(Fonte: SUGUIO, 2010.)
CONCLUSÃO
Como vimos, a origem do termo Quaternário remonta ao século XVII, 
da revolução da ciência, com o estabelecimento da lei da superposição de 
camadas.
Os principais fatores que infl uenciaram nas variações dos paleoníveis do 
mar e nas paleolinhas de costa durante o Quaternário foram: a glacioeusta-
sia, a tectonoeustasia e a geoidoeustasia, que atuam em escalas mundial, 
regional ou local.
A reconstrução de antigas posições ocupadas pelos paleoníveis do 
mar e pelas paleolinhas de costa só se tornou viável com a defi nição de um 
indicador desse fato, no espaço e no tempo. Os indicadores dos eventos 
holocênicos e pleistocênicos reconhecidos nas planícies costeiras brasileiras 
foram agrupados em geológicos, biológicos e pré-históricos.
83
A Geomorfologia Costeira e sua Relação com o Período Quaternário Aula 4
RESUMO
O período Quaternário divide-se em duas épocas – Pleistoceno e Ho-
loceno. Durante o Pleistoceno ocorreram quatro glaciações na América do 
Norte e seis na Europa. Distinguem-se dois gêneros de episódios climáti-
cos maiores relacionados com a glaciação: períodos glaciais e períodos 
interglaciais.
O glacioeustatismo não foi o único tipo de eustatismo atuante no 
Quaternário, embora tenha sido o mais importante. Há também mudanças 
do nível do mar provocadas por tectonismo e por alterações da superfície 
geodésica dos oceanos.
A curva de variação do nível pretérito do mar é constituída com base 
no reconhecimento de testemunhos de antigas linhas de costa, situados no 
espaço e no tempo. Observações obtidas de testemunhos datáveis propi-
ciaram a construção de curvas de variação do nível do mar nos últimos 
7.000 anos.
AUTOAVALIAÇÃO
1. Observando a fi gura abaixo indique e caracterize os indicadores de pa-
leoníveis marinhos quaternários do litoral de São Paulo.
2. Explique a afi rmativa:
Para reconstruir as antigas posições dos níveis relativos do mar é necessário 
defi nir indicadores no tempo e no espaço.
3. Considerando a possibilidade de uma eustasia positiva quais variáveis 
você propõe monitorar para diagnosticar as alterações no equilíbrio da 
linha de costa?
84
Geomorfologia Costeira
PRÓXIMA AULA
Na próxima aula estudaremos as Planícies e Lagunas Costeiras, quando 
serão apresentados os episódios que modelaram a unidade geomorfológica 
planície costeira e o ambiente lagunar.
REFERÊNCIAS
BITTENCOURT, A.C.S.P. et al. Evolução paleogeográfi ca quaternária da 
costa do Estado de Sergipe e da costa sul do Estado de Alagoas. Revista 
Brasileira de Geociências. São Paulo, v.13, n. 2, p. 93-97, 1983.
DOMINGUEZ, J.M.L.; LEÃO, Z.M.A.N.; LYRIO, R.S. 1996. Litoral norte 
do Estado da Bahia: roteiro da excursão E4. In: Congresso Brasileiro de 
Geologia, 37, Salvador. Anais... SBG. 32p. 1996.
DOMINGUEZ, J.M.L.; MARTIN, L.; BITTENCOURT, A.C.S.P. Sea-
level history and Quaternary evolution of river mouth associated beach-
ridge plains along eastern-southeastern Brazilian coast: a summary. In: 
NUMMEDAL, D. H.; PILKEY, O.; HOWARD, I. D. (Eds.). Sea-level 
fl uctuation and coastal evolution. Tulsa: Society of Economic Paleon-
tologists and Mineralogists, 1987. p. 115-127 (Special Publication n. 41).
MORNER, N.A. Eustasy and geoid changes. Journal of Geology, v. 84, 
p. 123-151, 1976.
SUGUIO et al., Paleoníveis do mar e paleolinhas de costa In: SOUZA, 
C.R. de G. et al., (Ed.). Quaternário do Brasil. Ribeirão Preto: Holos 
Editora, 2005.
SUGUIO, Kenitiro et al. Síntese sobre prováveis níveis relativos do mar 
acima do atual no Pleistoceno do Brasil. In: CONGRESSO DA ABEQUA, 
10, 2005, Guarapari(ES), Anais... Guarapari: Resumos Expandidos, 2005. 
CD-ROM.
SUGUIO, Kenitiro. Geologia sedimentar do Quaternário e mudanças 
ambientais. São Paulo: Ofi cina de Textos, 2010.
SUGUIO, Kenitiro. Dicionário de Geologia Sedimentar e áreas afi ns. 
Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 1998.
VILLWOCK J.A. et al., Geology of the. Rio Grande do Sul coastal prov-
ince. Quaternary os Soucth America and Antarctic Península. v.4, p. 
79-97, 2005.
Aula 5
Aracy Losano Fontes
PLANÍCIES E LAGUNAS COSTEIRAS
META
Apresentar os conceitos relacionados às planícies e lagunas costeiras, fatores de formação 
e características principais.
OBJETIVOS
Ao fi nal desta aula, o aluno deverá:
reconhecer a relação entre as variações do nível do mar durante o Quaternário e a 
formação das planícies e lagunas costeiras; 
diferencias planície costeira arenosa e planície de chenier;
entender os conceitos das feições deposicionais costeiras – cordões litorâneos, 
ilhas-barreira e esporão.
86
Geomorfologia Costeira
INTRODUÇÃO
A zona costeira moderna não resulta somente de processos atuais, mas 
refl ete eventos ocorridos há milhares de anos. Essa história evolutiva pode 
ser reconstituída pelo estudo das sucessões sedimentares que representam 
depósitos relacionados com as variaçoes do nível relativo do mar durante 
o Quaternário.
As planícies costeiras são superfícies deposicionais de baixo gradiente, 
formadas por sedimentação predominantemente subaquosa, que margeia 
o mar ou oceano. São comumente representadas por faixas de terrenos 
emersos, geologicamente muito recentes e compostos por sedimentos 
marinhos, continentais, fl uviomarinhos, lagunares, paludiais etc., em geral 
de idade quaternária (SUGUIO, 2010).
A disponibilidade de sedimentos é um fator essencial para o desen-
volvimento da planície costeira, especialmente favorecida pelas condições 
de mar regressivo relacionadas com as variações relativas do nível do mar 
ocorridas durante o Quaternário, que tornaram acessíveis volumes de sedi-
mentos da plataforma continental interna.
A baixada litorânea formada por terrenos referidos ao Quaternário 
(Pleistoceno e Holoceno) abrange os níveis continentais mais baixos, 
acompanhando a orla marítima, sendo composta por séries de cristas praiais 
(cordões litorâneos ou cordões arenosos), mais ou menos paralelas entre 
si e com a atual linha de costa, formadas predominantemente por areias 
fi nas ou grossas (Figura 5.1).
As séries paralelas de cristas praiais são, em geral, separadas entre si 
por superfícies de truncamento, onde quase sempre se acumulam depósitos 
paludiais. Esses cordões litorâneos regressivos, que se sucedem horizon-
talmente e formam as planícies de cordões litorâneos ou de cristas praiais, 
constituem os terraços de construção marinha.
Figura 5.1 – Alinhamentos de cordões litorâneos holocênicos na planície costeira.
(Fonte: Fotografi a aérea vertical (SEPLAN/UNITUR, 2003)
87
Planícies e Lagunas Costeiras Aula 5
A planície costeira, com predominância de cristas praiais, é relati-
vamente comum no litoral brasileiro. A cidade de Santos (SP) foi quase 
inteiramente construída sobre a planície costeira holocênica (10.000 anos 
A.P.), comumente sotoposta por depósitos pleistocênicos. No Estado de 
Sergipe, o município de Barra dos Coqueiros está totalmente localizado na 
planície costeira holocênica.
VARIAÇÕES DO NÍVEL RELATIVO DO MAR 
NO LITORAL BRASILEIRO E EVOLUÇÃO DAS 
PLANÍCIES COSTEIRAS
As variações do nível relativo do mar no decorrer do Quaternário 
são um dos principais fatores responsáveis pela elaboração das planícies 
costeiras brasileiras.
O episódio mais antigo de nível marinho acima do atual ocorreu por 
volta de 123.000± 5.700 anos A.P. (Antes do Presente), quando o nível 
relativo do mar em grande parte do Brasil esteve entre 8 ± 2 m acima do 
atual. Esse episódio é conhecido no Estado de São Paulo como Transgressão 
Cananéia (SUGUIO e MARTIN, 1978) ou como Penúltima Transgressão, 
entre Bahia e Pernambuco (BITENCOURTT et al., 1979) e como sistema 
de ilhas-barreira/lagunas, no Rio Grande do Sul (WILLWOCK et al., 1986), 
Figura 5.2.
Figura 5.2 – Perfi l esquemático transversal aos sistemas de ilhas-barreira/
lagunas, aproximadamente na latitude de Porto Alegre.
(Fonte: SUGUIO, 2005.)
88
Geomorfologia Costeira
Após esse máximo transgressivo teve início a fase de regressão marinha, 
responsável pela progradação da linha de costa através da deposição de su-
cessivos cordões litorâneos, formando os terraços arenosos pleistocênicos, 
que ocorrem nas porções mais internas das planícies costeiras (Figura 5.3).
Figura 5.3 – Estádios de formação de cordões litorâneos, cordões arenosos ou cristas 
praiais, a partir da emersão gradual de barras arenosas, inicialmente submersas.
(Fonte: SUGUIO, 2003.)
Um dos mais bem preservados testemunhos desse ciclo transgressivo-
regressivo é o sistema Laguna-Barreira III, amplamente distribuído na costa 
sul-rio-grandense e responsável pela individualização da laguna dos Patos 
(Figura 5.4).
Figura 5.4 – Sistema Laguna-Barreira III na costa sul-rio-grandense.
(Fonte: SIMIELLI, 2006.)
89
Planícies e Lagunas Costeiras Aula 5
Em torno de 17.500 anos A.P., o nível do mar se estabilizou entre 120 
e 130 m abaixo do atual, expondo praticamente toda a plataforma conti-
nental. Paleoníveis do mar mais altos do Holocento situam-se entre 6.500 
anos e 7.000 anos A.P. (Transgressão Santos e Última Transgressão). Após 
cerca de 5.500 anos A.P. o paleonível relativo do mar sofreu descensão 
progressiva até a posição atual.
Durante esse episódio, que modelou as formas fi nais das planícies 
costeiras, foram construídos os terraços marinhos holocênicos, marcados 
por feixes de cordões litorâneos, muitas vezes retrabalhados por processos 
eólicos. Os terraços marinhos registram acúmulos sedimentares, geralmente 
representativos de cordões litorâneos, que vão sendo deixados para trás à 
medida que ocorre variação do nível do mar.
As principais repostas fi siográfi cas à elevação do nível relativo do mar 
durante a Última Regressão foram sumarizadas por Bird (1987), (Figura 5.5).
Figura 5.5 – Modelos de resposta fi siográfi ca a uma evolução do nível do mar.
(Fonte: MUEHE, 1998.)
A seção interpretativa da Figura 5.6 mostra a contribuição geológica-
geomorfológica do Quaternário Marinho da região de Cananeia-Iguape.
90
Geomorfologia Costeira
Callianassa – nome arcaico em desuso de Callichirus.
Nos sedimentos litorâneos do Quaternário do Brasil, especialmente 
do Pleistoceno Superior, como na Formação Cananeia (SP), são 
abundantes os tubos biogênicos atribuídos ao crustáceo Callichirus. 
Major.
Quatro gerações de terraços marinhos, indicativos de paleoníveis do mar 
acima do atual, foram identifi cadas no litoral do Rio Grande do Sul como 
sistemas de ilhas-barreira/lagunas I, II, III e IV, da mais antiga e mais alta 
para a mais recente e mais baixa. Desses registros, pelo menos os sistemas 
de ilhas-barreira/lagunas I e II, foram interpretados como anteriores a 
120.000 anos A.P. (Figura 5.7).
Figura 5.6 – Seção interpretativa através do complexo sedimentar da 
área de Cananéia, incluindo a porção insular.
(Fonte: MENDES, 1984.)
Figura 5.7 – Quatro sistemas de ilhas-barreira/lagunas registrados na planície costeira do Rio 
Grande do Sul.
(Fonte: SUGUIO, 2010.)
91
Planícies e Lagunas Costeiras Aula 5
PLANÍCIE COSTEIRA DE CHENIER
Um outro tipo de planície costeira é constituído por uma sucessão 
de cristas praiais arenosas separadas entre si por sedimentos argilosos e/
ou orgânicos (SUGUIO, 2003). A designação planície de chenier (chenier 
plain) para esse tipo de planície costeira deve-se a Price (1955) na Lousiana, 
onde a sua largura total chega a 35 km e estende-se por 180 km ao longo 
do litoral. Porém, as planícies desse tipo mais extensas do mundo ocorrem 
na Guiana Francesa, que recebe volumes elevados de carga sólida lamosa 
do rio Amazonas, pela corrente das Guianas. O desenvolvimento desse 
tipo de planície é característico de litoral que recebe grande suprimento de 
lama e pouca areia e que é submetido a fases erosivas periódicas associadas 
a fortes tempestades.
Os cheniers representam elevações arenosas lineares, situadas bem 
acima do nível de maré alta e separadas da praia pela área de deposição de 
sedimentos pelíticos. Podem ser formados de areia, cascalho ou fragmentos 
de conchas de moluscos. Sendo normalmente empilhados durante ondas 
excepcionalmente altas, de tempestade, apresentam-se constituídos pelo 
material mais grosseiro disponível na área.
A Figura 5.8 mostra as fases de desenvolvimento da planície de chenier:
Figura 5.8 – Seções transversais esquemáticas mostrando as fases de desenvolvi-
mento de um chênier.
(Fonte: SUGUIO, 2003.)
92
Geomorfologia Costeira
1. progradação da planície de lama;
2. erosão e retrabalhamento de depósitos de planície de lama e desenvolvi-
mento de um cordão arenoso paralelo à linha de costa; e 
3. nova fase de progradação da planície de lama, quando o cordão passa a 
constituir um depósito sedimentar costeiro chamado de chenier.
Os cheniers ou planícies de cheniers representam fases estacionárias ou 
retrogradantes e formam-se durante as grandes tempestades ou furacões. 
Além disso, é necessário que a taxa de suprimento de lama à região litorânea 
sobrepuje a dos sedimentos mais grossos. Na costa brasileira ocorre no Pará.
Aprenda mais...
Ilha-barreira – essencialmente arenosa que se estende paralelamente 
ao litoral, separada do continente por uma laguna. Ela é tipicamente 
construída pela ação da deriva litorânea de sedimentos, mas pode ser 
parcialmente associada às mudanças de nível relativo do mar.
SUGUIO, 1998
LAGUNAS COSTEIRAS
As lagunas são corpos de água situados em planícies costeiras e co-
mumente separados do mar aberto por bancos arenosos ou ilhas-barreira, 
porém com canais de comunicação mais ou menos efi cientes (SUGUIO, 
2003), Figura 5.9. As salinidades das águas em uma laguna são muito 
variáveis, desde quase doce (hiposalina) até hipersalina. Além dos volumes 
relativos de águas salgada do mar e doce proveniente dos continentes (rios) 
que entram na laguna, o clima da área é um fator importante na salinidade 
de uma laguna costeira. Quando não ocorre contribuição de água doce e, 
principalmente quando o clima é seco, as lagunas podem tornar-se até hiper-
salinas, com salinidades de 41%0 a 66%0 e temperaturas de 22ºC a 36ºC. A 
salinidade e a temperatura são fatores muito importantes que controlam a 
distribuição da fauna nesses ambientes.
Entre algumas das variedades de laguna tem-se:
- laguna de atol, que está associada a recifes de atol e exibe forma 
grosseiramente circular; e
- laguna-barreira, que exibe forma alongada e dispõe-se paralelamente 
à linha costeira, sendo separada do oceano aberto por uma ilha-
barreira.
O tamanho e o número de canais de comunicação dependem dos 
volumes de água que fl uem através deles, os quais são controlados pelas 
freqüências e amplitudes das marés e pelas descargas fl uviais que chegam 
à laguna.
93
Planícies e Lagunas Costeiras Aula 5
Ambiente Lagunar
As lagunas costeiras distribuem-se, hoje em dia, pelo mundo inteiro. 
No planeta, 13% das linhas de costa exibem ilhas-barreiras com lagunas 
costeiras, apresentando em comum as seguintes características principais:
1. foram originadas durante o Holoceno, entre 4.000 a 7.000 anos A.P., em 
condições de abundante suprimento de areia para a zona costeira;
Figura 5.9 – Mapa generalizado, além de seções transversal (A) e longitudinal (B) com os principais 
ambientes e fácies sedimentares de um sistema ilha-barreira/laguna.
(Fonte: SUGUIO, 2003.)
94
Geomorfologia Costeira
2. estãosituadas em planícies costeiras adjacentes e amplas plataformas con-
tinentais de baixa declividade, onde a velocidade de transgressão marinha, 
em época pós-glacial, tenha sido muito lenta; e
3. situam-se predominantemente ao longo de margens continentais, onde 
o mar atingiu só recentemente o atual nível relativo, como na costa oriental 
norte-americana.
As lagunas podem exibir fundo irregular, com profundos canais dis-
postos transversalmente à atual linha costeira, representando paleocanais 
de rios afogados durante a última transgressão. Eles se conservam ainda 
abertos, em virtude da baixa taxa de sedimentação nesse tipo de ambiente, 
e, outras vezes, os canais são mantidos pelas correntes de maré. As lagunas 
costeiras são mais rasas que os estuários e, portanto, o fundo lagunar está 
mais constantemente sujeito a retrabalhamento por ondas.
Na costa oriental norte-americana (litoral da Carolina do Norte), as 
lagunas costeiras são feições típicas de fase de transgressão ou de submersão 
e são separadas do mar aberto por ilhas-barreira.
Os sistemas de ilhas-barreira/lagunas, reconhecidos no Quaternário 
superior da planície costeira do Rio Grande do Sul e atribuídos às praias 
transgressivas (estádios interglaciais) representam os exemplos de verda-
deiras lagunas no Brasil (VILLWOCK et al., 1986).
Além dos cordões litorâneos que formam as planícies costeiras existem 
outras feições deposicionais como os esporõos, que são constituídos por 
uma série de cristas conectadas ao continente ou a uma ilha por uma das 
extremidades. A extremidade livre projeta-se para dentro de um corpo 
aquoso (baía, laguna, etc.).
A formação de um esporão deve-se à ação de correntes litorâneas 
e ondas. A extremidade livre do esporão é denominada porção distal ou 
terminal, enquanto que a parte ligada ao continente é chamada proximal. 
O esporão é distinto das feições similares de acumulação como as barras, 
que são essencialmente subaquáticas e tômbolos que não apresentam ex-
tremidades livres.
O esporão cuspidado de forma triangular, composto de areias e cas-
calhos, é comum em costas protegidas ou no interior de lagunas costeiras. 
Esta feição é bastante freqüente em ambas margens de lagunas costeiras, 
comumente encontradas nas planícies costeiras dos estados do Rio de 
Janeiro, Santa Catarina e Rio Grande do Sul. É uma feição induzida pelas 
ondas, representando a reorientação de uma linha costeira segundo as suas 
direções predominantes. Existem os esporões cuspidados deposicionais e 
os esporões cuspidados erosivos (SUGUIO, 1998).
95
Planícies e Lagunas Costeiras Aula 5
CONCLUSÃO
As variações do nível relativo do mar no decorrer do Quaternário são um 
dos principais fatores controladores dos padrões de sedimentação, responsáveis 
pela elaboração das planícies costeiras. Os ciclos trans-regressivos do Pleisto-
ceno e Holoceno foram responsáveis pela progradação da linha de costa, com 
a deposição de sucessivos cordões litorâneos, formando os terraços arenosos. 
Cordões arenosos controlam a formação de importantes lagunas, como o 
sistema Laguna-Barreira III na costa sul-rio-grandense, que foi responsável pela 
individualização da laguna dos Patos, maior sistema lagunar do Brasil. A planície 
de chenier representa fase estacionária ou retrogradante em costas regressivas 
e forma-se durante as grandes tempestades.
RESUMO
A paisagem das áreas costeiras guardam registros importantes de sua 
evolução quaternária. Após breve abordagem sobre as variações do nível 
relativo do mar no litoral brasileiro, comenta-se o conjunto de fatores que 
condicionaram a evolução das planícies costeiras durante o Quaternário e 
a formação das lagunas ligadas às dinâmicas global e costeira.
AUTO-AVALIAÇÃO
1. Efetuar levantamento bibliográfi co sobre as principais lagunas encon-
tradas no ambiente costeiro do Brasil e redigir um texto.
2. Estabelecer semelhanças e diferenças entre chenier e cordão litorâneo.
3. Elaborar um texto sucinto sobre a planície costeira do município de 
Aracaju.
PRÓXIMA AULA
Na próxima aula você será apresentado ao conteúdo Estuários e Planí-
cies de Maré.
REFERÊNCIAS
BIRD, E. Physiographic indications of a rising sea level. A discussion 
paper. Department of Geography, university of Melbourne, 14p. 1987.
96
Geomorfologia Costeira
BITTENCOUT, A.C.S.P. et al. Quaternary marine formations of the Bahia, 
Brasil. In: International Symposium on Coastal Evolution in the Quaternary. 
São Paulo. Proceedings… p. 232-253, 1979.
MENDES, Josué Camargo. Elementos de estratigrafi a. São Paulo: T.A. 
Queiroz Ed. da Universidade de São Paulo, 1984.
MUEHE, Dieter. Geomorfologia Costeira. In: GUERRA, A.J.T e CUNHA, 
S.B. (orgs). Geomorfologia: uma atualização de bases e conceitos. 3ª ed. 
Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 1998.
SUGUIO, Kenitiro. Dicionário de Geologia Sedimentar e áreas afi ns. 
Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 1998.
SUGUIO, Kenitiro. Geologia Sedimentar. São Paulo: Editora Edgard 
Blucher, LTDA, 2003.
SUGUIO et al., Paleoníveis do mar e paleolinhas de costa In: Célia Regina 
de Gouveia Souza et al., (Ed.). Quaternário do Brasil. São Paulo: Editora 
Edgard Blucher, 2005.
SUGUIO, Kenitiro. Geologia sedimentar do Quaternário e mudanças 
ambientais. São Paulo: Ofi cina de Textos, 2010.
SUGUIO, Kenitiro e MARTIN, Louis. Formações quaternárias marinhas 
do litoral paulista e sul fl uminense (Quaternary marine formations of the 
State of São Paulo and southern Rio de Janeiro). In: INTERNATIONAL 
SYMPOSIUM ON COASTAL EVOLUTION IN THE QUATERNARY, 
1978, São Paulo. Anais… São Paulo: Special Publication, 1978, n.1, p. 1-55.
BITENCOURTT et al. The marine formations of the coast of the State 
of the Bahia, Brasil. In: SUGUIO, et al (eds). International Symposium on 
Coastal Evolution in the Quaternary, 1979 p. 232-253.
WILLWOCK, J.A. et al. Geology of the Rio Grande do Sul coastal pro-
vincie. Quaternary of South America and Antartic Península, v.4, p. 
79-97, 1986.
Aula 6
Aracy Losano Fontes
ESTUÁRIOS E PLANÍCIES DE MARÉ
META
Apresentar os conceitos de estuário e planície de maré, os fatores de formação e diferentes 
classifi cações
OBJETIVOS
Ao fi nal desta aula, o aluno deverá:
 conhecer os diferentes conceitos de estuários;
compreender os fatores responsáveis pela formação dos estuários e das planícies de maré 
a eles associadas; e
 entender as diferentes classifi cações dos estuários.
98
Geomorfologia Costeira
INTRODUÇÃO
Por que estudar os estuários?
A palavra estuário é derivada do adjetivo latino aestuarium, cujo sig-
nifi cado é maré ou onda abrupta de grande altura, fazendo referência a um 
ambiente altamente dinâmico, com mudanças constantes em resposta às 
forçantes naturais (MIRANDA, CASTRO e KJERFVE, 2002).
 Os estuários são corpos de água rasa e salobra, situados na desemboca-
dura de vales fl uviais afogados e podem ser considerados como evidências 
de submergência do continente ou de elevação do nível do mar (SUGUIO, 
1980). Representam porções fi nais de um rio que possui drenagem exor-
reica, ou seja, o escoamento das águas fl uviais se faz de modo contínuo 
até o mar ou oceano, diretamente no nível marinho. Com isso os estuários 
são reconhecidos como um prolongamento do sistema fl uvial na zona 
costeira, onde adotam geometria, em geral, alongada Portanto, trata-se de 
um ambiente de transição entre o continente e o oceano adjacente, onde a 
água do mar é diluída pela água doce da drenagem continental (Figura 6.1).
Figura 6.1 – Delimitação funcional de um sistema estuarino.
(Fonte: MIRANDA; CASTRO; KJERFVE, 2002.)
99
Estuários e Planícies de Maré Aula 6
A descarga de água doce na parte interna, a entrada da água do mar e os 
transportes associados de sedimentos em suspensão e nutrientes orgânicos 
e inorgânicos são processos que desempenham grande importância para o 
desenvolvimento urbano e sócio-econômico das regiões estuarinas.
O desenvolvimento econômico das principais cidades sempre esteve 
intimamente relacionado aos estuários pelos seguintesmotivos:
- são locais adequados para instalações portuárias e navais;
- são férteis e podem produzir grandes quantidades de matéria 
orgânica;
- constituem uma via de acesso importante para o interior do 
continente; e
- possuem capacidade natural para renovar, periódica e 
sistematicamente, suas águas sob infl uência da maré.
Além da atividade econômica, os estuários têm uma importância 
histórica e fundamental para o desenvolvimento da humanidade. Cerca de 
60% das grandes cidades distribuídas no planeta Terra estão localizadas 
nas proximidades dos estuários. Assim, os estuários são o receptáculo 
de substâncias naturais e produtos de atividades do homem, que podem 
ocasionar a degradação da qualidade da água, ameaçando o lazer e a saúde 
biológica natural. Tais produtos e suas principais fontes, são:
- organismos patogênicos, matéria orgânica e nutrientes (efl uentes 
domésticos);
- pesticidas e herbicidas (agricultura);
- metais pesados, óleo e substâncias químicas tóxicas (indústrias, 
portos, marinas e navegação);
- calor (usinas de eletricidade); e
- sedimentos (agricultura, pavimentação, construção e obras 
portuárias).
Como ecossistemas, os estuários apresentam funções vitais, dentre as 
quais se pode citar:
- constituem o habitat natural de aves, mamíferos e peixes;
- ambiente de desova e de criação de muitas comunidades biológicas; e
- desempenham papel importante nas rotas migratórias de peixes 
de valor comercial.
A complexidade e vulnerabilidade à infl uência do homem são carac-
terísticas comuns a todos os estuários.
AMBIENTE ESTUARINO
Os estuários são ambientes de época geológica muito recente formados 
por alterações seculares do nível relativo do mar durante o Holoceno, de 
naturezas eustática (variações do volume de água dos oceanos) ou isostática 
(variações do nível da costa terrestre), bem como por processos de origem 
tectônica. Portanto, os estuários podem ser considerados como evidências 
de elevação do nível do mar ou de submergência do continente.
100
Geomorfologia Costeira
Uma vez atingido o nível do mar atual, suas variações com escalas 
de tempo de segundos, horas, dias, meses, anual e interanual passaram a 
exercer infl uências com diferentes intensidades sobre o comportamento 
hidrodinâmico dos estuários. Essas escalas de tempo estão associadas a 
amplitudes de variação do nível relativo do mar entre centímetros a vários 
metros.
Dentre essas variações, a infl uência da maré astronômica em geral é 
dominante tanto em intensidade como em freqüência de ocorrência. A 
maré gerada globalmente pelas forçantes astronômicas – forças de atração 
gravitacional da lua e do sol, associadas à aceleração centrípeta – em regiões 
oceânicas é uma das principais forças geradoras dos movimentos e dos 
processos de mistura nos estuários.
Ambiente altamente dinâmico, representa uma reentrância do mar, que 
atinge o vale de um rio até o limite de infl uência da maré sendo, geralmente, 
subdividido em três setores (Figura 6.2):
Figura 6.2 – Setores de um estuário.
(Fonte: COUSTEAU, 1984)
a) estuário superior ou fl uvial caracterizado pela água doce, mas ainda sujeito 
à infl uência da maré;
b) estuário médio – sujeito à intensa mistura de água do mar com a água 
doce da drenagem continental; e
c) estuário inferior ou marinho – com ligação livre com o oceano aberto e 
se estende até a frente da pluma estuarina.
Os limites entre esses setores ao longo do estuário são variáveis e 
dependem da intensidade da descarga fl uvial, das correntes de maré e da 
infl uência do vento.
A pluma estuarina do rio Amazonas, com um percentual relativamente 
alto de água de origem fl uvial, estende-se para alto mar e para noroeste ao 
longo da costa, e sua infl uência pode ser identifi cada no Atlântico Norte. 
É considerada a mais extensa pluma estuarina identifi cável no oceano, 
dominando a hidrografi a da plataforma continental amazônica.
101
Estuários e Planícies de Maré Aula 6
Classifi cação dos estuários
Na classifi cação desenvolvida por Pritchard (1952) os estuários foram 
agrupados em quatro tipos:
a) Planície Costeira
Os estuários que são típicos de regiões de planície costeira formaram-se 
durante a transgressão marinha do Holoceno, que inundou os vales fl uviais. 
São relativamente rasos, raramente excedem 30 m de profundidade e, em 
geral, estão localizados em regiões tropicais e subtropicais, podendo-se citar 
os estuários dos rios Japaratuba, Sergipe, Vasa Barris e Piauí no estado de 
Sergipe e do rio Hudson, em Nova York (Figura 6.3).
 
Figura 6.3 – Estuário do rio Sergipe.
(Fonte: Prefeitura de Aracaju.)
b) Fiordes
Os fi ordes foram formados durante o Pleistoceno, nas regiões que 
estavam cobertas por calotas de gelo, devido à intensa escavação glacial na 
planície costeira ou próximo à plataforma continental. A pressão dessas 
calotas nos blocos continentais e os efeitos erosivos durante o descongela-
mento aprofundaram os vales dos rios primitivos e deixaram um fundo 
rochoso na entrada, denominado soleira, que restringe a circulação estuarina. 
A descarga fl uvial na primavera e no verão é dominante sobre o prisma de 
maré e nos meses de inverno é muito pequena ou ausente.
São ambientes localizados em latitudes altas e comuns no Alasca, 
Noruega, Chile e na Nova Zelândia. Têm seção transversal aproximada-
mente retangular e são profundos, de até 1.200 m.
c) Construídos por Barra
São estuários também formados com a inundação de vales primitivos de 
rios durante a transgressão marinha, mas a sedimentação recente ocasionou 
a formação de barras na desembocadura.
102
Geomorfologia Costeira
Em geral são rasos, com profundidades não superior a 20-30 m, e po-
dem apresentar canais e lagunas extensas no seu interior. O rio ou sistema 
fl uvial que alimenta esse estuário apresenta descarga variável de acordo 
com as estações do ano e pode transportar elevada concentração de sedi-
mentos em suspensão, ocasionando alterações sazonais na geometria da 
foz. Esse tipo de estuário geralmente ocorre em regiões tropicais, sendo 
referido na literatura regional brasileira pela terminologia sistema ou com-
plexo estuarino-lagunar, como o da região de Cananeia-Iguape e o sistema 
estuarino de Santos, ambos localizados no litoral do Estado de São Paulo.
O complexo estuarino Piauí/Fundo/Real abrange partes dos mu-
nicípios sergipanos de Itaporanga d’Ajuda, Estância, Santa Luzia do Itanhy 
e Jandaira na Bahia. Geologicamente está localizado, sobretudo, na feição 
estrutural rasa denominada Plataforma de Estância, em Sergipe. Essa es-
trutura capeada por delgado pacote sedimentar do Cretáceo, Terciário e 
Quaternário corresponde a uma extensão do embasamento cristalino em 
posição estrutural alta em relação à fossa tectônica que caracteriza a Bacia 
Sedimentar Sergipe/Alagoas.
O ecossistema manguezal, com área de 75,53 km2, ocorre ao longo da 
bacia estuarina, com maior desenvolvimento no sistema hidrográfi co Piauí/
Fundo. O ambiente mixohalino, particular da planície de maré inferior, é 
individualizado pela associação vegetal halofítica, onde são encontradas as 
espécies Rhizophora mangle, Laguncularia racemosa e Avicennia germanis, 
sem uma zonação defi nida.
Os manguezais desse sistema estuarino estão sujeitos a tensores naturais 
e antrópicos com conseqüências imediatas para a zona costeira. Dentre os 
principais tensores destaca-se o desmatamento dos bosques de mangue e 
a sua conversão para agricultura, infra-estrutura habitacional, viveiros para 
aqüicultura (piscicultura e carcinicultura), estradas, etc, que causam mudan-
ças no padrão hidrodinâmico do manguezal, com diminuição da produ-
tividade e qualidade de vida da população dependente deste ecossistema.
d) Os Estuários Restantes
São formados por outros processos costeiros, tais como: falhas tectôni-
cas, erupções vulcânicas, tremores e deslizamentos de terra. Nessa categoria 
estão incluídos os estuários cuja morfologia foi alterada por processos de 
sedimentação recente como os deltas de enchente e devazante, dominados 
pela maré e pela descarga fl uvial, respectivamente.
A classifi cação dos estuários de acordo com a estratifi cação vertical 
de salinidade permite estabelecer qualitativamente as principais caracter-
ísticas da circulação na zona de mistura, abrangendo a grande maioria dos 
estuários de planície costeira. Assim, temos os seguintes tipos de estuários 
(PRITCHARD, 1952):
103
Estuários e Planícies de Maré Aula 6
a) Cunha salina
Os estuários do tipo cunha salina são típicos de regiões de micromaré 
e de lugares em que predominam condições de grande descarga fl uvial. 
Portanto, são estuários dominados pela descarga fl uvial e pelo processo de 
entranhamento, que é responsável pelo aumento de salinidade da camada 
superfi cial e a mistura por difusão turbulenta é desprezível (Figura 6.4).
Figura 6.4 – Diagrama esquemático de um estuário tipo cunha salina. 
As setas verticais na interface entre os movimentos bidirecionais indicam 
o processo de entranhamento.
(Fonte: MIRANDA; CASTRO; KJERFVE, 2002.)
b) Moderadamente ou parcialmente misturado
São estuários com gradientes verticais moderados de salinidade por 
meio da mistura entre a água doce e a água do mar.
A energia da maré envolvida nesse processo deve ser sufi cientemente 
elevada para produzir turbulência interna. Em decorrência da troca efi ciente 
entre as águas do rio e a do mar, devido ao processo de difusão turbulenta, a 
estratifi cação de salinidade é diferente daquela do estuário tipo cunha salina. 
O transporte de água do mar estuário acima nas camadas mais profundas 
também aumenta, desenvolvendo-se um movimento em duas camadas e 
de sentidos opostos (Figura 6.5).
Figura 6.5 – Distribuição longitudinal da salinidade e da circulação num estuário tipo parcialmente 
misturado.
(Fonte: MIRANDA; CASTRO; KJERFVE, 2002.)
c) Verticalmente bem misturado
Esse tipo de estuário forma-se, geralmente, em canais rasos e estreitos 
forçados por descarga fl uvial pequena. Apresenta, em geral, pequena estrati-
fi cação vertical de salinidade, o fl uxo vertical de salinidade é desprezível e o 
processo de mistura ocorre, sobretudo, na direção longitudinal (Figura 6.6).
104
Geomorfologia Costeira
São encontrados na natureza os seguintes subtipos de estuários verti-
calmente homogêneos:
- Lateralmente estratifi cado
O estuário apresenta a razão largura/profundidade relativamente grande 
e a força de Coriolis pode gerar estratifi cação lateral de salinidade. Os movi-
mentos resultantes no estuário a montante e a jusante são intensifi cados 
para a esquerda no Hemisfério Sul, gerando variações laterais da salinidade, 
apesar da coluna de água permanecer verticalmente quase homogênea.
- Bem misturado
Em canais estuarinos estreitos, a água do mar pode ser aprisionada 
em embaiamentos durante a maré enchente, retornando na fase de maré 
vazante ao canal principal. Não há 
praticamente diferença entre a salini-
dade do fundo e a da superfície.
A variação longitudinal de perfi s 
verticais de salinidade entre a cabe-
ceira e a foz nas posições indicadas 
por A, B, C e D, correspondendo 
aos tipos cunha salina (dominado 
pela descarga fl uvial), parcialmente 
misturado (dominado pelos efeitos 
combinados da descarga fl uvial e da 
maré) e verticalmente homogêneo 
(dominado pela maré), pode ser vi-
sualizada na fi gura 6.7.
Os critérios de classifi cação, de 
acordo com a geomorfologia e a 
estratifi cação de salinidade, guardam 
entre si alguma correspondência. As-
sim, estuários de vales inundados em 
planícies costeiras são, geralmente, 
do tipo parcialmente misturado, ten-
dendo a verticalmente homogêneo em 
regiões de pequena descarga de água 
Figura 6.6 – Distribuição da salinidade e da circulação num estuário verticalmente homogêneo, mas 
com ligeira estratifi cação lateral.
(Fonte: MIRANDA; CASTRO; KJERFVE, 2002.)
Figura 6.7 – Perfi s verticais de salinidade de estuários tipos cunha salina, 
parciamente misturado e verticalmente homogêneo. A a D indicam 
posições longitudinais da cabeceira à boca, respectivamente.
(Fonte: MIRANDA; CASTRO; KJERFVE, 2002.)
105
Estuários e Planícies de Maré Aula 6
doce e condições de meso-macro ou hipermaré. Nas regiões de grande 
descarga de água doce e pequena amplitude de maré (micro e meso-maré), 
podem prevalecer os tipos cunha salina e altamente estratifi cado.
Cousteau (1984), na Enciclopédia dos Mares, apresenta uma classifi -
cação para os estuários (Figura 6.8):
Figura 6.8 – Classifi cação dos mares
Fonte: COUSTEAU, 1984
106
Geomorfologia Costeira
- Fiorde – trata-se de uma profunda incisão no continente, modelada por 
um glaciar, e parcialmente inundada em conseqüência da elevação do nível 
dos oceanos num período interglaciário. A seção transversal deste tipo 
de formação é em U, como todos os vales glaciários. O fi orde inclui uma 
sucessão de partes alargadas e sobrescavadas separadas por estreitos.
- Fiorde evoluído – trata-se de um fi orde cavado numa terra que se ergueu 
consideravelmente em conseqüência da fusão da coleta gelada: os bordos 
do estuário apresentam uma série de linhas de costas paralelas, que se for-
maram nas diferentes épocas da interglaciação.
- Ria – trata-se de um vale fl uvial antigo, uma boa parte do qual foi invadido 
pelo mar. Serpenteia longamente, inclui alargamentos, bifurcações e braços 
secundários onde desembocam afl uentes. As rias são numerosas na Escócia, 
País de Gales, Bretanha, Espanha e Portugal.
- Estuário em funil – é característico dos rios que chegam ao mar depois 
de terem atravessado uma longa planície costeira. De um certo modo, 
assemelha-se um pouco a um delta, uma vez que tem na sua origem um rio 
poderoso, que transporta muitas aluviões, uma boa parte das quais abandona 
na sua reunião com o mar, sob a forma de ilhas de vasa e de areia.
- Estuário em garrafa – assemelha-se bastante ao anterior, mas tem na sua 
origem rios menos poderosos. As aluviões tendem a acumular-se na entrada 
do estuário, obstruindo-o.
- Estuário cego – trata-se de um estuário em garrafa que foi “rolhado”, 
porque o débito do rio que o alimenta é demasiado fraco.
- Estuário em pata de ave – está sempre associado a um delta a um rio 
extremamente poderoso que transporta para o mar enormes quantidades 
de sedimentos, ao avançar continuamente para o largo.
- Estuário estrutural – representa um tipo particular. Trata-se de uma ria 
combinada com um ou vários estuários em garrafa. 
Classifi cação dos estuários de acordo com as interações de fl uxos
De acordo com a interação de fl uxos (ROSSETI, 2008) os estuários 
podem ser classifi cados em:
a) Estuários dominados por onda ou de barreira
Desenvolvem-se, mais comumente, em costas com regimes de micro 
e mesomaré e ocorrem duas áreas bem defi nidas de maior energia, uma 
localizada na desembocadura e a outra próxima à cabeceira do estuário.
Em costas com alta infl uência de onda, as áreas de desembocadura, cor-
respondentes à zona externa do estuário, recebem um volume signifi cativo 
de sedimentos, que se acumulam, formando um complexo de ilha-barreira, 
que funciona como um anteparo de atenuação da energia da onda e das 
correntes de maré. Assim, a área interna do estuário permanece protegida, 
favorecendo os processos de sedimentação de fi nos que vêm em suspensão. 
107
Estuários e Planícies de Maré Aula 6
A energia da maré sendo importante, a barreira na desembocadura do es-
tuário pode ser interceptada por um ou vários canais ou inlets, que mantêm 
a comunicação estuarina com as áreas de infl uência marinha e promove o 
surgimento de deltas de maré cheia e deltas de maré vazante.
As areias das praias adjacentes transportadas pelas correntes litorâneas 
aos estuários formam esporões (spits), que migram lateralmente em direção 
aos inlets. Além disso, durante os eventos de tempestade, areias podem ser 
transportadas para a bacia estuarina, formando lobos de transbordamentos.
Na cabeceira do estuário com domínio de onda, ocorre a formação da 
feição morfológica delta de cabeceira,resultante do acúmulo de sedimentos 
trazidos pelo rio, que progradam em direção ao centro estuarino.
b) Estuários dominados por maré
São abundantes em costas que possuem regime de macromaré, podendo 
ser encontrados em costas com amplitudes de maré baixas ou em locais com 
baixa infl uência de onda. A morfologia é alongada desse tipo de estuário, 
confi gurando uma geometria em funil, sendo circundado por amplas e 
abundantes planícies de maré e mangues. Apresenta, também, barras de 
areia alongadas que irradiam da desembocadura do rio em direção ao mar.
BAÍAS COSTEIRAS
Baías costeiras constituem um tipo particular de estuário com mor-
fologia condicionada por processos de subsidência e tectonismo. (LESSA 
et al., 2009). Apesar de receberem a contribuição de várias bacias de dre-
nagem, algumas de expressão regional, a subsidência, condicionada por 
falhas geológicas, quase sempre oculta os contornos dos vales fl uviais 
afogados, e gera morfologias variadas. As baías são normalmente maiores 
que os estuários típicos e abrigam vários subsistemas estuarinos à saída dos 
cursos fl uviais afl uentes, por vezes chamados de sistemas estuarinos, como 
proposto inicialmente por Pritchard (1952).
Como sistemas estuarinos, a circulação de água nas baías é infl uenciada 
por três forçantes:
i) os gradientes da superfície livre da água, associados à variação do 
nível do mar (oscilações de maré e inframareais) e dos rios;
ii) os gradientes de densidade, associados às diferenças longitudinais 
de densidade geradas pela progressiva diluição ou concentração da 
água salgada estuário adentro; e
iii) a tensão de cisalhamento do vento na superfície da água.
A Baía de Todos os Santos (BTS) é um sistema estuarino típico, com 
morfologia condicionada por movimentos tectônicos em uma área delim-
itada pelas falhas geológicas de Salvador e de Maragogipe (Figura 6.9). A 
BTS recebe a descarga de três grandes bacias de drenagem – Paraguaçu, 
Jaguaripe e Subaé – além de outras 91 pequenas bacias. A complexidade da 
dinâmica da maré aliada à distribuição espacial dos pontos de descarga de 
108
Geomorfologia Costeira
água doce, as diferenças climáticas existentes entre Salvador e Cachoeira e a 
contrastante sazonalidade pluviométrica entre as bacias de drenagem criam 
regiões com características particulares de circulação de água.
Figura 6.9 – Sistema estuarino da Baía de Todos os Santos.
(Fonte: HATJE e ANDRADE, 2009.)
A BTS possui importância no contexto socioeconômico do Estado, 
pois abriga oito dos dez portos e terminais marítimos existentes no Estado 
da Bahia: Porto de Salvador, Porto de Aratu, Base Naval, Terminal Ford, 
Terminal Moinho Dias Branco, Terminal USIBA, Terminal TRANSPETRO, 
Porto de São Roque do Paraguaçu.
109
Estuários e Planícies de Maré Aula 6
AMBIENTE DE PLANÍCIE DE MARÉ
Nas margens de estuários, lagunas, baías ou atrás de ilhas-barreira, 
desenvolve-se o ambiente de planície de maré, cuja representatividade 
depende muito das amplitudes de maré.
O ambiente de planície de maré é encontrado nas regiões costeiras 
muito planas e de baixa energia. As condições necessárias para a sua for-
mação incluem as amplitudes de maré e ausência da ação de ondas mais 
fortes. Grande parte dos sedimentos recém-depositados nesse ambiente 
mixohalino é submetida à exposição subaérea nas fases de refl uxo de maré 
baixa.
As três zonas principais da planície de maré são (Figura 6.10):
- Zona intermarés – A porção da planície de maré quase integralmente 
coberta pelas águas na preamar e exposta na baixa-mar, em geral 
pouco inclinada.
- Zonas supramarés – mais internamente, continente adentro; e
- Infra-maré – mais externamente, onde se desenvolve canais de 
maré e baixios areno-argilosos.
Figura 6.10 – Seção transversal à costa no manguezal de Guaratiba (RJ), onde se tem a zona inter-
marés ocupada por manguezais e a zona supramarés.
(Fonte: SUGUIO, 2003.)
A largura das planícies de maré é muito variável, podendo atingir pouco 
mais de 10 km e o comprimento ao longo da costa pode estender-se por 
centenas de quilômetros. A largura varia principalmente em função das 
amplitudes de maré, sendo menores em condições de micromaré (menor 
que 2 m) e maiores em macromaré (maior que 4 m), ou intermediárias em 
mesomaré (entre 2 e 4 m).
A velocidade das correntes de maré que atinge comumente 30 a 50 
cm/s, é sufi ciente para formar marcas onduladas de pequena escala (mi-
cromarcas onduladas) em sedimentos arenosos. Entretanto, nos canais de 
maré, pode ser superior a 150 cm/s, podendo gerar marcas onduladas de 
grande escala (megamarcas onduladas) até antidunas.
A bioturbação constitui uma característica comum em sedimentos 
sobretudo lamosos de planície de maré, principalmente por ação de or-
ganismos bentônicos.
110
Geomorfologia Costeira
Considerando-se os tipos de sedimentos, tem-se:
i) As planícies de maré siliciclásticas – os tipos de sedimentos 
prodominantes são areias fi nas siltes e argilas (Figura 6.11).
Figura 6.11 – Seção esquemática de uma planície de maré do tipo siliciclástico situada atrás de uma 
ilha-bareira: 1 – zona inframaré; 2 – zona intramarés; NMB – nível médio de baixamar; NMP – nível 
médio de preamar.
(Fonte: MENDES, 1984.)
Os depósitos da zona inframaré são predominantemente formados 
por areia, além de freqüentes fragmentos de conchas e pelotas de argila. 
Os sedimentos da zona intermarés são compostos de lamas e areias fi nas, 
comumente depositadas alternadamente. Em regiões de climas mais secos, 
as planícies de maré siliciclásticas mais lamosas, principalmente na zona 
supramaré, são caracterizadas por pântanos salinos (salt marshes), que 
podem conter cristais de gipsita e/ou halita, precipitados em conseqüência 
da elevada taxa de evaporação.
ii) Planícies de marés carbonáticas – ocorrem em regiões quentes, de 
climas úmidos e secos. A fi gura 6.12 representa modelos de planície 
de maré transgressiva e planície de maré regressiva.
111
Estuários e Planícies de Maré Aula 6
Figura 6.12 – Blocos-diagramas dos principais suambientes de modelos de planície de maré car-
bonática: (A) transgressiva de clima quente e úmido de fácies com recobrimento expansivo (Ilha 
de Andros, Bahamas); (B) regressiva de clima quente e árido de fáceis com recobrimento retrativo 
(Golfo Pérsico).
(Fonte: SUGUIO, 2003.)
112
Geomorfologia Costeira
CONCLUSÃO
Os estuários são corpos de água rasa e salobra, situados na desembo-
cadura de vales fl uviais afogados e podem apresentar canais e lagunas no 
seu interior. Portanto, podem ser considerados como evidências de sub-
mergência do continente ou de elevação do nível do mar.
A circulação estuarina é caracterizada por padrões de fl uxo que tendem 
a reter o sedimentos suprido pelos rios e a carrear para dentro do estuário 
os sedimentos detríticos marinhos. Os estuários classifi cados nos diferentes 
tipos geomorfológicos apresentam diferenças nos padrões de circulação, 
estratifi cação vertical de salinidade e processos de mistura. As baías costeiras 
abrigam vários subsistemas estuarinos.
O ambiente de planície de maré é próprio de regiões costeiras muito 
baixas, em que a energia das correntes de maré supera a das ondas e boa parte 
dos sedimentos recém-depositados é exposta durante as fases de refl uxo.
RESUMO
O estuário constitui um ambiente de transição entre o fl uvial e o 
marinho, caracterizando-se pela infl uência das correntes fl uviais e das cor-
rentes de marés. A classifi cação de acordo com a estratifi cação vertical de 
salinidade permite estabelecer as principais características da circulação nessa 
zona de mistura. Em certos casos, a energia da corrente de maré sobrepuja 
a da corrente fl uvial, às vezes se equilibram, mas pode haver também pre-
dominância de energia da corrente fl uvial, o que vai determinar a natureza 
da deposição de sedimentos.
As planícies de maré estão associadas aos ambientes estuarinos e 
apresentam três zonas designadas intermarés, supramaré e inframaré. Os 
manguezais fazem parteda zona intermarés, nas costas de clima tropical, 
caracterizada por sedimentos sobretudo argilosos, altamente hidratados e 
ricos em matéria orgânica.
AUTOAVALIAÇÃO
1. Fazer uma pesquisa e apresentar relatório sistematizado sobre os estuários 
do sul do Estado de Sergipe.
2. Elabore um comentário sobre o estuário inferior do rio Sergipe.
3. Diferencie estuário de baías costeiras.
4. Caracterize o ambiente de planície de maré.
113
Estuários e Planícies de Maré Aula 6
PRÓXIMA AULA
 Na próxima aula estudaremos o ambiente de transição Delta, com 
ênfase nas defi nições, fatores de formação e classifi cações.
REFERÊNCIAS
COUSTEAU, Jacques – Yves. Enciclopédia dos mares. Rio de Janeiro: 
Salvat Editora do Brasil LTDA, 1984.
LESSA, Guilherme Camargo et al. Oceanografi a Física. In: HATJE, Vanessa 
e ANDRADE, Jailson B. de Andrade (orgs) Baía de Todos os Santos: 
aspectos oceanográfi cos. Salvador: EDUFBA, 2009.
MENDES, Josué Camargo. Elementos de Estratigrafi a. São Paulo: T.A. 
Queiroz Ed. da Universidade de São Paulo, 1984.
MIRANDA, Luiz Bruner de; CASTRO Belmiro Mendes e KJERFVE, 
Bjorn. Princípios de Oceanografi a Física de Estuários. São Paulo: 
Editora da Universidade de São Paulo, 2002.
PRITCHARD, D.W. Salinity distribution and circulation in the Chesapeake 
Bay estuarine system. Journal of Marine Research, v.11, p. 106-123, 1952.
ROSSETTI, Dilce de Fátima. Ambientes costeiros. In: FLOREZANO T. 
G. (org). Geomorfologia: conceitos e tecnologias atuais. São Paulo: Ofi cina 
de Textos, 2008.
SUGUIO, Kenitiro. Geologia Sedimentar. São Paulo: Editora Edgard 
Blücher LTDA, 2003.
SUGUIO, Kenitiro. Rochas sedimentares: propriedades, gênese, im-
portância econômica. São Paulo: Editora Edgard Blücher LTDA, 1980.
Aula 7
Aracy Losano Fontes
AMBIENTE DELTAICO
META
Apresentar os conceitos de delta, sistema deltaico e complexo deltaico, fatores de formação 
e diferentes classifi cações.
OBJETIVOS
Ao fi nal desta aula, o aluno deverá:
 conhecer os diferentes conceitos de deltas;
compreender os fatores responsáveis pela formação dos deltas;
 identifi car os subambientes deltaicos; e 
 reconhecer os diferentes tipos de deltas.
116
Geomorfologia Costeira
INTRODUÇÃO
A palavra delta vem da quarta letra do alfabeto grego (delta Δ), maiús-
cula, reconhecida por Heródoto, há cerca de 400 anos a.C. (antes de Cristo) 
ao verifi car a semelhança de formato com a planície da foz do rio Nilo.
O termo delta vem recebendo várias conotações advindas de autores 
diversos a medida que novas áreas de sedimentação costeira atribuíveis a 
deltas foram sendo estudadas, como mostra Suguio, (2003:247).
- Barrell (1912) usou o termo delta para designar um depósito 
parcialmente subaéreo construído por um rio no encontro com um 
corpo permanente de água.
- Trownbridge (1930) concluiu que o substantivo delta e o adjetivo 
deltaico deveriam ser empregados para denominar sedimentos 
depositados por um rio nas vizinhanças de sua desembocadura.
- Bates (1953) defi niu um delta como depósito sedimentar construído 
por fluxo de água dentro de um corpo permanente de água. 
Entretanto, esta última defi nição incorporaria também os leques 
submarinos, que são depósitos acumulados nas desembocaduras de 
canhões submarinos, em áreas de sopés de taludes continentais, a 
alguns milhares de metros de profundidade.
- Scott e Fisher (1969) consideram o delta como um sistema 
deposicional alimentado por um rio, que causa uma progradação 
irregular de linha de costa.
- Moore e Asquith (1971) defi niram como depósitos sedimentares 
contíguos em parte subaéreos e parcialmente submersos, depositados 
em um corpo de água (oceano ou lago), principalmente pela ação de 
um rio. O último trecho dessa defi nição não é aplicável, por exemplo, 
à evolução geológica nos últimos 2.500 anos dos complexos deltaicos 
brasileiros do Quaternário.
- Wright (1978) define um delta como acumulações costeiras 
subaquosas e subaéreas, construídas a partir de sedimentos trazidos 
por um rio, adjacentes ou em estreita proximidade com o mesmo, 
incluindo os depósitos reafeiçoados secundariamente pelos diversos 
agentes da bacia receptora, tais como ondas correntes e marés.
Verifi ca-se, portanto, que o conceito de delta é muito amplo, sendo 
empregado para designar associações de fácies sedimentares, que têm em 
comum apenas o fato de constituírem zonas de progradação vinculadas a 
um curso fl uvial, originalmente construídas a partir de sedimentos trans-
portados por esse rio.
117
Ambiente Deltaico Aula 7
Fácies – conjunto de caracteres de ordem litológica e paleontológica 
que permite conhecer as condições em que se realizaram os depósitos.
Canhões submarinos – são sulcos existentes na plataforma continental. 
Diversas teorias procuram explicar este importante acidente da 
morfologia submarina (Guerra e Guerra, 1997):
– vales cavados por ocasião das regressões marinhas (eustatistas);
– falhas perpendiculares ao litoral;
– sulcos cavados pela erosão marinha; e
– sulcos cavados pela erosão fl uvial e posteriormente submersos por 
um movimento de fl exura da borda do litoral.
Talude Continental – região submarinha que se estende de 200 a 1000 
metros de profundidade e se encontra entre a plataforma continental 
e a zona abissal.
O que diferencie um sistema deltaico de um complexo deltaico?
O conjunto de subambientes que constituem o ambiente deltaico é 
denominado de sistema deltaico. Já o complexo deltaico corresponde a 
uma associação de deltas, geológica e geneticamente relacionados entre si, 
porém independentes espacial e temporalmente.
FATORES QUE CONTROLAM A 
SEDIMENTAÇÃO DELTAICA
Para que um delta seja formado, é necessário que um rio (corrente 
aquosa), transportando carga sedimentar, fl ua rumo a um corpo perman-
ente de água em relativo repouso. Além disso, para que a carga sedimentar 
transportada por um rio se acumule junto a sua foz e resulte na formação 
de um delta os seguintes fatores são fundamentais (SUGUIO, 2003):
a) Regime fl uvial – em rios com tendência a grandes fl utuações sazonais de 
descarga, os canais exibem um padrão entrelaçado e quando as variações 
de descarga anual são pequenas, os canais exibem um padrão meandrante. 
As diferenças dos regimes fl uviais afetam a granulometria e a seleção das 
partículas transportadas. Assim, rios com descargas mais homogêneas 
depositam sedimentos mais fi nos e mais bem selecionados. Descargas 
extremamente erráticas tendem a originar sedimentos mais grosseiros e 
pobremente selecionados.
b) Processos costeiros – compreendem principalmente os efeitos das ondas, 
marés e correntes litorâneas. O principal papel das ondas é o de selecionar 
e redistribuir os sedimentos supridos pelos rios. As correntes de deriva 
litorânea levam à formação de corpos arenosos orientados paralela ou 
subparalelamente às correntes litorâneas.
118
Geomorfologia Costeira
c) Fatores climáticos – o tipo de clima determina a intensidade de atuação 
dos processos físicos, químicos e biológicos de um sistema fl uvial. Nas 
áreas tropicais, verifi ca-se intensa decomposição química das rochas nas 
bacias hidrográfi cas, formando-se espesso manto de intemperismo, que é 
protegido da erosão pela cobertura vegetal. Assim, os rios transportarão 
principalmente materiais solúveis e partículas fi nas em suspensão e poucos 
sedimentos grossos. No entanto, a ação antrópica como o desmatamento 
acaba induzindo o transporte de material mais grosseiro pelo rio.
Por outro lado, quando o clima da bacia de drenagem for árido, os canais 
tornam-se instáveis e freqüentemente desenvolvem-se canais entrelaçados 
sendo transportados sedimentos com excesso de carga de fundo em relação 
à carga em suspensão. 
d) Comportamento estrutural do sítio deposicional – uma rápida subsidiên-
cia origina espessos pacotes de areias deltaicas (algumas centenas a poucos 
milhares de metros), enquanto uma lenta subsidência ou relativa estabilidade 
resulta em delgadas sequências deltaicas (algumas dezenas de metros).
O Quadro 7.1 permitea comparação entre alguns tipos de deltas 
modernos e os principais fatores que controlam a formação de um delta 
segundo Bandeira Júnior et al., (1979).
 Deltas Rio Doce Rio Mississipi Rio MekongRio Ganges-
B. Putra
Altamente 
destrutivo, 
dominado 
por marés
Tipo
Altamente 
destrutivo, 
dominado 
por ondas
Altamente 
construtivo, 
lobado e 
alongado
Altamente 
destrutivo, 
dominado 
por marés
Regime 
do rio
Período 
de alta
Carga 
sedimentar 
(relativa)
Grande Grande 
Muito grande, 
inundado por 
monções
Muito grande, 
inundado por 
monções
Granulometria 
(dominante)
Granulometria 
(dominante)
Areias Siltes e argilas Siltes e argilas
Siltes e 
argilas
Areias e 
siltes
Areias e 
siltes
Argilas e 
siltes
Argilas e 
siltes
Período 
de baixa
Carga 
sedimentar 
(relativa
Moderada Moderada Moderada Pequena
119
Ambiente Deltaico Aula 7
Processos 
costeiros
Energia de onda 
(relativa)
Moderada 
e alta
Baixa Moderada Moderada 
e alta
Variação de marés 
(máxima)
Média (2 m) Baixa 
(< 0,6 m)
Alta (> 3 m) Alta (> 3 m)
Força de correntes 
(relativa)
Fraca Fraca Forte Forte
Comportamento estrutural 
do sítio deposicional
Subsidência 
desprezível
Subsidência 
signifi cativa
Subsidência 
signifi cativa
Subsidência 
desprezível
Embasamento 
estável e suave 
compactação 
com delgado 
pacote deltaico 
(50-60 m)
Embasamento 
subsidente e 
compactação 
com 
acumulação 
muito espessa 
(>120 m)
Falhamento e 
compactação 
de sedimentos 
com acumu-
lação muito 
espessa de 
pacote 
deltaico 
(150 m)
Embasamento 
estável e suave 
compactação 
com delgado 
pacote deltaico 
(50-60 m)
Fatores climáticos
Clima tipo 
Aw
Clima tipo 
Caf
Clima tipo 
Aw
Clima tipo 
Aw
Densa 
vegetação 
sobre a 
planície 
deltaica
Densa 
vegetação 
sobre a 
planície 
deltaica
Densa 
vegetação 
sobre a 
planície 
deltaica
Densa 
vegetação 
sobre a 
planície 
deltaica
Extensos 
pântanos na 
planície e 
raros 
manguezais 
na costa
Raros 
manguezais 
na costa
Manguezais 
dominantes 
na costa
Manguezais 
dominantes 
na costa
Tipologia dos deltas
Devido as interações entre a dinâmica fl uvial e a marinha, diferentes 
critérios têm sido utilizados na classifi cação de deltas (SUGUIO, 2003):
1. Lyell (1832) – considerando a bacia receptora classifi cou os deltas em:
- continentais – são encontrados na foz dos rios que deságuam em 
lagoas ou em outros rios; e
120
Geomorfologia Costeira
- Marinhos ou oceânicos – localizam-se na foz dos rios que deságuam 
nos oceanos ou mares, sendo constituídos por depósitos aluviais e 
fl uviomarinhos.
2. Bates (1953) – considerando a densidade entre as águas do afl uente fl uvial 
principal e o corpo líquido receptor, reconheceu três tipos fundamentais.
a) Deltas homopicnais ou tipo Gilhert – a densidade do meio transportador 
(rio) é praticamente igual à do meio receptor (lago), Figura 7.1.
Como exemplo tem-se o delta lacustre ou do tipo Gilbert, encontrado 
comumente em áreas de glaciação quaternária.
Figura 7.1 – Fluxo homopicnal.
(Fonte: Suguio, 2003.)
b) Deltas hiperpicnais ou submarinos – a densidade do meio transportador 
é maior que a do meio receptor e, desse modo, os sedimentos são carreados 
junto ao substrato por correntes de turbidez. Neste caso, não se formam 
verdadeiros deltas, mas sim leques submarinos que se depositam ao sopé 
dos taludes continentais, nas desembocaduras de canhões submarinos 
(Figura 7.2).
121
Ambiente Deltaico Aula 7
c) Deltas hipopicnais ou marinhos litorâneos – a densidade do meio trans-
portador é menor que a do meio receptor e, dessa maneira, os sedimentos 
movem-se pela superfície do meio mais denso. Esta situação é mais carac-
terística dos deltas originados por rios que deságuam em mares e oceanos 
(Figura 7.3). 
Figura 7. 2 – Fluxo hiperpicnal
(Fonte: Suguio, 2003.)
Figura 7. 3 – Fluxo hipopicnal
(Fonte: Suguio, 2003.)
122
Geomorfologia Costeira
Corrente de turbidez ou densidade
Corrente de alta turbulência e de densidade mais alta do que a água 
circundante, contendo atá materiais bastante grossos (areia grossa 
e seixos), que se movem através do fundo de um copo aquoso 
estacionário (oceano ou lago). Mais de 95% dos exemplos de depósitos 
de corrente de turbidez conhecidos até o momento são de origem 
marinha. Este fenômeno pode ser originado em declives bastante 
suaves, de apenas alguns graus de inclinação, podendo ser iniciado 
por deslizamento brusco de material recém-depositado. Dá origem a 
depósitos conhecidos por tubiditos.
SUGUIO, 1998
3. Moore (1966), baseado em Lyell (1832) e Bates (1953), estabeleceu quatro 
tipos principais de deltas:
a) de canhões submarinos – fl uxo hiperpicnal em forma de jato plano;
b) lacustres – fl uxo homopicnal em forma de jato axial;
c) mediterrâneos – fl uxo homopicnal em forma de jato plano; e
d) oceânicos – construídos em ambientes de macromarés.
4. Scott e Fisher (1969) estabeleceram dois grandes grupos de deltas:
a) Deltas construtivos com predominância de fácies fl uviais: lobados e 
alongados (Figura 7.4).
Figura 7. 4 Deltas construtivos
(Fonte: Suguio, 2003.)
123
Ambiente Deltaico Aula 7
b) Deltas destrutivos – sobressaem as fácies de infl uência marinha, sendo 
subdividido em (Figura 7.5):
Figura 7.5 – Deltas destrutivos
(Fonte: Suguio, 2003.)
– Cúspide ou cuspidado – predominância de ondas;
– Franja ou franjado – dominado por marés. 
5. Galloway (1975) propôs uma classifi cação ternária, através de um dia-
grama triangular que tem como membros extremos o fornecimento de 
sedimentos, o fl uxo de energia das ondas e o fl uxo de energia das marés, 
em: (Figura 7.6)
Figura 7.6 – Classifi cação genética de deltas marinhos ou oceânicos.
(Fonte: SUGUIO, 2010.)
124
Geomorfologia Costeira
- deltas dominados por rios;
- deltas dominados por ondas;
- deltas dominados por marés.
Em suma, o delta resulta, sobretudo, da atividade fl uvial somente 
quando a bacia receptora apresenta baixos níveis de energia das ondas 
e marés. No entanto, quando os níveis de energia da bacia receptora são 
elevados, a acumulação deltaica resulta da sedimentação marinha devido a 
ação das ondas e marés, que retrabalham os sedimentos fl uviais.
Subambientes deltaicos
Os deltas compreendem uma porção subaérea que abrange a planície 
deltaica, situada acima da maré baixa, e a subaquosa representando a porção 
submersa, separadas pelo limite de infl uência das marés.
O conceito clássico de delta admite uma subdivisão em três províncias 
de sedimentação: planície ou plataforma deltaica, frente deltaica e prodelta 
(Figura 7.7).
Figura 7.7 – Arcabouços faciológicos dos deltas destrutivos e construtivos
(Fonte: Suguio, 2003.)
125
Ambiente Deltaico Aula 7
1. Planície ou plataforma deltaica
Constitui a superfície subhorizontal adjacente à desembocadura da cor-
rente fl uvial. Abrange a parte predominante subaérea da estrutura deltaica 
onde, em geral, a corrente fl uvial principal subdivide-se em vários distribu-
tários deltaicos (ativos e abandonados) e as áreas entre estes tributários 
(planícies interdistributárias), onde se desenvolvem lagos, pântanos, etc.).
Os principais depósitos sedimentares associados à planície deltaica são:
- Depósitos de preenchimento de canais – compostos de 
sedimentos grossos e fi nos, que preenchem um canal abandonado 
pelo rio. Consistem em areias sílticas, que passam para argilas sílticas 
e argilas. Além dos depósitos de preenchimento de canais típicos, 
ocorrem também as barras de meandros e as barras de canais 
entrelaçados.
- Depósitos de diques naturais – formam áreas levemente 
elevadas, que fl anqueiam os canais distributários e são construídos 
por deposição de sedimentos mais grossos da carga em suspensão 
durante as enchentes. Consistem em argilas sílticas perturbadas mais 
comumente por raízes de plantas (fi toturbações). Associados aos 
diques naturais, também podem aparecer os chamados depósitos 
derompimento de diques naturais, que se apresentam na forma de 
pequenos leques.
- Depósitos de planície interdistributária – são constituídos 
por sedimentos argilosos acumulados nas áreas baixas da planície 
deltaica, entre os distributários ativos e abandonados, quando ocorre 
extravasamento dos canais distributários.
- Depósitos paludiais ou pântanos – são formados quando a área 
inundada entre os distributários, torna-se sufi cientemente rasa para 
suportar vegetação. Existem pântanos de vegetação rasteira (marsh), 
constituídos por água salgada, doce ou salobra, que se desenvolvem 
próximo ao mar, e os de vegetação de maior porte (swamp), que 
são de água doce e situam-se mais para o interior dos continentes. 
Nos pântanos do tipo marsh, quando ocorrem em zonas costeiras 
de clima quente e úmido, desenvolvem-se os manguezais que são 
caracterizados por vegetação típica (Rhizophora mangle, Laguncularia 
racemosa, etc.) e no swamp originam a turfa.
Os depósitos lacustres de argila orgânica com laminação, formam-se 
em áreas pantanosas do tipo marsh, resultantes do afogamento na área. 
2. Frente deltaica
Esta província forma a área frontal de deposição ativa do delta que 
avança sobre os depósitos de prodelta, sendo constituída por siltes e areias 
fi nas fornecidos pelos principais distributários deltaicos (Figura 7.8).
126
Geomorfologia Costeira
Figura 7.8 – Vários subambientes de sedimentação associados à frente deltaica.
(Fonte: SUGUIO, 2003.)
Os principais depósitos associados à frente deltaica são:
- Depósitos de barra distal – são formados por sedimentos da faixa 
frontal progradante do delta, predominando siltes e argilas.
- Depósitos de barra de desembocadura de distributário – são 
oriundos da sedimentação da carga do rio na boca do canal 
distributário, sendo constituídos por areia e silte e sujeitos a 
constantes retrabalhamentos, pelas correntes fl uviais e pelas ondas.
- Depósitos de canais distributários submersos – correspondem 
ao prolongamento natural subaquático dos canais distributários 
subaéreos, que se alargam ao atingir a frente deltaica e terminam 
pela deposição de barras arenosas de desembocadura.
- Os diques naturais submersos – são cristas submarinas localizadas 
nas margens dos canais distributários submersos e formados pela 
redução da velocidade das águas na frente deltaica. Os sedimentos 
são compostos de areias muito fi nas e siltes, bem selecionadas, com 
ocasionais laminações fi nas de restos de plantas e argilas. 
127
Ambiente Deltaico Aula 7
3. Prodelta
A sedimentação prodeltaica é essencialmente argilosa e representa a 
parte mais avançada de deposição do sistema deltaico. A construção de um 
delta tem início com a deposição de argila marinha na bacia receptora que 
está sotoposta aos sedimentos das duas províncias anteriores – planície 
deltaica e frente deltaica. 
No delta do rio Mississipi (Estados Unidos), os sedimentos prodeltaicos 
atingem espessuras superiores a 400 m e as argilas dessa província 
contêm quantidades moderadamente altas de matéria orgânica.
Duas feições geológicas diretamente associadas à deposição prodeltaica 
argilosa são:
- Planícies de lama, que são formadas quando o fornecimento 
de lama fl uvial sobrepuja a capacidade de dispersão de processos 
costeiros. Continuando a deposição de sedimentos argilosos fl uviais, 
uma linha de praia arenosa pode ser isolada por trás de uma planície 
de lama, e os depósitos praiais assim isolados recebem o nome de 
depósito de chenier; e
- Diápiros de lama que são projeções de lama dentro dos depósitos 
de barra de desembocadura ou extrusões de lama, formando ilhas 
próximas à desembocadura dos distributários.
A Figura 7.9 permite visualizar o modelo deposicional do delta do rio 
Doce (ES).
128
Geomorfologia Costeira
O CRESCIMENTO DOS DELTAS
À medida que um delta desenvolve-se adentro, a foz de seu rio também 
avança nessa direção, por algumas centenas ou milhares de ano deixando 
no percurso a planície deltaica, com uma elevação de poucos metros acima 
do nível do mar, que encerram grandes áreas de terras úmidas, rochosas 
porque armazenam água e constituem o habitat de muitas espécies de 
plantas e animais.
Em muitas áreas, as terras úmidas deltaicas sofreram controle das cheias 
com a construção de barragens, que reduziu o seu aporte sedimentar e com 
os grandes diques artifi ciais que evitaram as cheias menores, mas freqüentes, 
que alimentavam as terras alagáveis deltaicas.
Figura 7.9 – Modelo deposicional de delta do rio Doce (ES).
(Fonte: SUGUIO, 2003.)
129
Ambiente Deltaico Aula 7
Os deltas crescem pela adição de sedimentos e afundam à medida que 
ocorre compactação das partículas e subsidência da crosta devido ao peso 
da carga sedimentar. A cidade de Veneza, parcialmente edifi cada no delta 
do rio Pó (Itália) vem sofrendo um processo de afundamento devido a 
subsidência crustal.
Deltas quaternários brasileiros
Associadas às desembocaduras dos principais rios que deságuam no 
oceano Atlântico, ao longo da costa brasileira, existem zonas de progradação 
que Bacoccoli (1971), interpretou como deltas. O rio Amazonas, seria do 
tipo altamente destrutivo dominado por marés, enquanto que os dos rios 
Parnaíba, Jaguaribe, São Francisco, Jequitinhonha, Doce e Paraíba do Sul 
seriam do tipo altamente destrutivo dominado por ondas.
No exame dos parâmetros considerados importantes por diversos au-
tores que estudaram os diferentes deltas, verifi ca-se que todos ignoraram o 
papel das fl utuações do nível relativo do mar durante o Quaternário. Essas 
variações podem resultar da mudança real do nível do mar (eustasia) e das 
modifi cações do nível dos continentes (tectonismo e isostasia).
Martin et al. (1993) revelaram que as variações do nível relativo do mar 
foram muito importantes na construção dos complexos deltaicos quater-
nários brasileiros, sendo possível constatar que parte dessas planícies exibe 
sedimentos pleistocênicos e holocênicos. Finalmente, a existência de deltas 
intralagunares (ou intraestuarinos) nas planícies costeiras das desemboca-
duras dos rios Doce (ES) e Paraíba do Sul (RJ) corresponde ao estágio de 
culminação do nível relativo do mar, acima do atual entre 5 mil e 6 mil anos 
A.P. (Antes do Presente).
CONCLUSÃO
Como vimos, o conceito de delta é muito amplo, tendo em comum o 
fato de constituírem-se em zonas de progradação vinculadas a um curso 
fl uvial. O regime fl uvial, os processos costeiros, os fatores climáticos e o 
comportamento tectônico do sítio estrutural são os fatores fundamentais 
que controlam a sedimentação deltaica. A partir das interações entre as 
dinâmicas fl uvial e marinha, os deltas foram classifi cados por diferentes 
autores, apresentando três províncias de sedimentação, que foram infl u-
enciadas pelas variações do nível relativo do mar durante o Quaternário.
O processo de deltação é essencialmente controlado por atividades 
fl uviais somente quando a bacia receptora se caracteriza por baixa energia 
dos processos costeiros.
130
Geomorfologia Costeira
RESUMO
O termo delta vem recebendo várias conotações à medida que novas 
áreas de sedimentação costeira vinculadas a um curso fl uvial vêm sendo 
estudadas. Os principais fatores que controlam a formação de um delta es-
tão relacionados com o regime do rio, processos costeiros, comportamento 
estrutural do sítio deposicional e fatores climáticos. Várias classifi cações 
de deltas foram realizadas, destacando-se a de Scolt e Fisher (1969) que 
classifi caram em construtivos, dominados por ondas com predominância 
de fácies fl uviais e destrutivos, dominados por marés, em que sobressaem 
as fácies de infl uência marinha. As três províncias de sedimentação deltaica 
estão representadas pela planície deltaica, frente deltaica e prodelta que cres-
cem pela adição de sedimentos. A tectônica controla a formação do delta 
pela subsidência da região deltaica. As variações do nível relativo do mar 
durante o Quaternário foram importantes na construção dos complexosdeltaicos brasileiros.
AUTOAVALIAÇÃO
1. Discuta, com o seu grupo de estudo, a relevância dos estudos do Quater-
nário na evolução dos deltas marinhos brasileiros e elaborem um pequeno 
texto.
2. Indique, fazendo comentários, os diferentes tipos de deltas explicando 
as causas dessa variação.
3. Analise as alterações na dinâmica costeira do ambiente deltaico decor-
rentes do represamento de águas.
4. Quais são os problemas mais freqüentes para a urbanização nos terrenos 
de sedimentação deltaica?
PRÓXIMA AULA
Na próxima aula estudaremos o tema Recifes Biológicos e de Arenito 
iniciando com os conceitos e sua importância. Abordaremos as classifi cações 
dos recifes e sua relação com os paleoníveis do mar.
131
Ambiente Deltaico Aula 7
REFERÊNCIAS
BANDEIRA JUNIOR A.N; PETRI, S.; SUGUIO, K. The Doce River delta. 
An example of higly destructive wave – demicated delta on the Brazilian 
Atlantic coastline, State of Espírito Santo. In: International Symposium on 
Costal Evolution in the Quaternary. Proceedings: 275-295. São Paulo, 1979.
BACOCCOLI, G. Os deltas marinhos holocênicos brasileiros – uma 
tentativa de classifi cação: Boletim Técnico Petrobrás 14: 5-38, Rio de 
Janeiro, 1971.
BATES, C.C. Rational theory of delta formation. Bull. American Assoc. 
Petr. Geologists, 37(9): 2 119-2 162, 1953.
GALLOMAY, W.E. Process framework for describing the morphologic and 
stratigraphic evolution of deltaic depositional systems. In: BROUSSARD, 
M.L. (Ed.). Deltas – models for exploration. Houston (USA): Houston 
Geological Society, 1975. p. 87-98.
GUERRA, Antonio Teixeira; GUERRA, José Antonio Teixeira. Novo 
dicionário geológico-geomorfológico. Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 
1997.
MARTIN, Louis; SUGUIO, Kenitiro; FLEXOR, J. M. As fl utuações do 
nível do mar durante o Quaternário superior e a evolução geológica dos 
“deltas” brasileiros. Boletim IG-SP, Publicação Especial. 15: 1-186. São 
Paulo, 1993.
SCOTT, A.J.; FISHER, W.L. Delta systems and deltaic deposition. 
Discussion notes. Austin: Department of Geological Sciences, Bureau of 
Economic Geology, University of Texas, 1969.
SUGUIO, Kenitiro. Dicionário de Geologia Sedimentar e áreas afi ns. 
Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 1998.
SUGUIO, Kenitiro. Geologia sedimentar. São Paulo: Edgard Blücher 
LTDA, 2003.
SUGUIO, Kenitiro. Geologia sedimentar do Quaternário e mudanças 
ambientais. São Paulo: Ofi cina de Textos, 2010.
Aula 8
Aracy Losano Fontes
RECIFES BIOLÓGICOS E DE ARENITO
META
Abordar o conteúdo relacionado aos recifes biológicos e de arenito no contexto da 
Geomorfologia Costeira.
OBJETIVOS
Ao fi nal desta aula, o aluno deverá:
 entender os processos de formação dos recifes biológicos e de arenito;
saber diferenciar recifes biológico e de arenito;
 conhecer a importância dos recifes; e 
 relacionar recifes coralinos e rochosos com os paleoníveis do mar.
134
Geomorfologia Costeira
INTRODUÇÃO
A palavra recife (arrecife, parcel ou escolho) possui originalmente um 
signifi cado náutico, referindo-se a qualquer obstáculo à navegação, que pode 
ser de natureza orgânica ou inorgânica (SUGUIO, 2010).
Os recifes orgânicos ou biológicos são representados por uma estru-
tura rochosa construída por organismos sedentários ou sésseis e coloniais, 
como corais, briozoários e algas. Podem também ser encontrados recifes 
de ostras e de vermetídeos, que são moluscos. Os recifes inorgânicos, 
conhecidos como recifes rochosos (stone reefs) ou rochas praiais (beach 
rocks) são compostos de grãos de areia ou seixos cimentados naturalmente 
por carbonato de cálcio (CaCO3), fornecido pelas águas do mar, formando 
rochas muito duras.. No Brasil ocorrem do norte de São Paulo (Ubatuba) 
ao Ceará, embora sejam mais conspícuos na região Nordeste.
RECIFES CORALINOS OU BIOLÓGICOS
Metade da linha de costa do mundo encontra-se nos trópicos e um 
terço desta é construída por recifes coralinos ou biológicos. Correspondem 
a cerca de 15% do fundo marinho entre 0 e 30 m de profundidade, cobrem 
cerca de 0,2% da área oceânica mundial, correspondente a aproximadamente 
600.000 km2, e podem alcançar extremos de mais de 1.300 m de espessura 
entre a superfície e sua base vulcânica, como o Atol Enewetak no Pacífi co 
(VILLAÇA, 2002). Assim, os recifes estão distribuídos por todo o planeta, 
entre a isoterma de 20ºC no hemisfério Norte e a de 20ºC no hemisfério 
Sul (Figura 8.1).
Figura 8.1 – Distribuição dos recifes de coral no mundo.
Fonte: Ministério da Educação, 2006.
135
Recifes Biológicos e de Arenito Aula 8
Duas grandes províncias de recifes coralinos são identifi cadas: Indo-
Pacífi ca e Atlântica (Mar do Caribe). A primeira chega a ter mais de 500 
espécies distribuídas por cerca de 80 gêneros, enquanto a segunda possui 
cerca de 62 espécies em 36 gêneros.
Em grande parte dos recifes de coral do mundo, a maior densidade de 
espécies ocorre geralmente nas camadas superfi ciais, entre 15 e 20 m de 
profundidade. O ambiente de recife, na atualidade, restringe-se aos mares 
tropicais de águas rasas (menos de 50 m de profundidade), que oferecem 
as condições mais propícias à vida de organismos coloniais construtores de 
edifícios calcários (corais hermatípicos) como: águas límpidas, de temperatura 
média não inferior a 20ºC e salinidade entre 27%0 a 40%0 (SUGUIO, 2003). 
Por outro lado as águas devem ser agitadas e constantemente renovadas, a 
fi m de que sejam as mais oxigenadas e as mais ricas em materiais nutritivas. 
A turvabilidade da água deve ser considerada como elemento negativo.
No Brasil, os recifes apresentam padrões distintos com sua máxima 
densidade entre os cinco primeiros metros de profundidade, dada a menor 
transparência da água no nosso litoral e conseqüente diminuição acentuada 
da luminosidade.
Os recifes brasileiros estão distribuídos entre o litoral do Maranhão, 
ao norte da costa brasileira, e a região de 
Cabo Frio, no litoral do Rio de Janeiro, 
sendo possível encontrar algumas colô-
nias de coral no litoral norte do Estado 
de São Paulo. Os extremos dessas regiões 
representam um claro empobrecimento 
em espécies e em bioconstruções devido, 
sobretudo, à infl uência da foz do Amazo-
nas ao norte e às baixas temperaturas da 
água do mar ao sul (Figura 8.2).
A maioria das espécies de corais que 
forma esses recifes é endêmica (Figuras 8.3 
e 8.4) de águas brasileiras, onde contribuem 
para a formação de estruturas que não são 
encontradas em nenhuma outra parte do 
mundo, o que os torna particularmente 
importantes (MAIDA et al., 1997). Seis 
das dezessete espécies de corais pétreos só 
são encontradas em águas brasileiras, são 
endêmicas, ou seja, encontram-se apenas 
nos mares brasileiros. Esse fato confere 
aos nossos recifes a maior proporção de 
endemismo de corais do planeta.
Figura 8.2 – Distribuição dos recifes na costa brasileira.
(Fonte: VILLAÇA, 2002.)
136
Geomorfologia Costeira
Dentre as principais áreas coralígenas do Brasil, Laborel (1969) recon-
heceu os recifes de Cabo de São Roque (de Caiçara do Norte a Natal) e os 
recifes de Abrolhos, no sul da Bahia (Caravelas).
O crescimento dos recifes de corais atuais em águas brasileiras iniciou-se 
a 7.220 anos A.P., concomitante ao verifi cado em outras partes do mundo 
tropical. Os recifes coralinos apresentam grande importância em termos 
de recursos biológicos por serem os sistemas marinhos de maior diversi-
dade. Os ambientes coralíneos são também importantes para o homem 
em diversos aspectos:
Figura 8.3 – Mussismilia braziliensis, espécie endêmica do Brasil.
(Fonte: Ministério da Educação, 2006.)
Figura 8.4 – Sederastrea stellata, espécie endêmica do Brasil.
(Fonte: Ministério da Educação, 2006.)
137
Recifes Biológicos e de Arenito Aula 8
- em termos físicos – os recifes próximo à costa oferecem proteção 
contra a ação erosiva do hidrodinamismo. Além disso, são importantes 
indicadores do nível do mar e, atualmente, são considerados 
indicadores de mudanças globais no clima do planeta justifi cando, 
na atualidade, um grande investimentointernacional em atividades 
de monitoramento. O papel dos recifes como bioindicadores tem 
sido relevante, dado a estreita tolerância dos corais às variações de 
temperatura da água do mar, que vem sofrendo alterações junto com 
o aquecimento global do planeta. Recentes estimativas de aumento 
de temperatura média da água em vários lugares, coincidiram com 
sinais de degradação de recifes nos mesmos locais;
- em termos biológicos – a grande diversidade e quantidade de 
organismos presentes associam-se em teia alimentar de grande 
complexidade, sendo a base da sobrevivência de inúmeras populações 
costeiras devido a sua grande produtividade. A maioria desses 
organismos é utilizada como recurso pesqueiro para alimentação 
humana. Além disso, os recifes funcionam como verdadeiros 
criadouros de peixes, renovando estoques e, principalmente no caso 
de áreas protegidas, favorecendo a reposição de populações de áreas 
densamente exploradas; e
- em termos bioquímicos – os ambientes coralíneos também fornecem 
matéria-prima para pesquisas na área farmacológica. Devido à 
complexidade das cadeias alimentares e à intensa competição por 
espaço entre os organismos sésseis, muitos organismos dos recifes 
produzem inúmeras substâncias químicas, que são utilizadas para 
proteção contra predadores, inibição da ocupação do espaço por 
competidores e outras funções. Pesquisadores em farmacologia 
buscam extrair e isolar tais substâncias, testando suas propriedades 
em tratamento de doenças. Inúmeras drogas atuais têm como 
princípio ativo substâncias extraídas de organismos marinhos recifais. 
Os paleorrecifes podem armazenar hidrocarbonetos ou conter 
reservas de sulfetos de interesse econômico.
Devido ao uso desordenado ao longo dos anos, diversos recifes, prin-
cipalmente os costeiros, encontram-se em acelerado processo de degrada-
ção. Evidências indicam que o uso inadequado desses ecossistemas por 
pescadores, atividades turísticas, mau uso da terra na orla marítima e nas 
margens dos rios (causando o aumento do aporte de sedimentos) e poluição 
costeira oriundas de despejos de efl uentes domésticos e derramamentos 
de óleo podem estar comprometendo o futuro desses ambientes (MAIDA 
et al., 1997).
138
Geomorfologia Costeira
Recifes de Abrolhos
Os recifes de coral da região de Abrolhos (litoral sul do Estado da 
Bahia), são a formação coralínea mais importante do Atlântico Sul, 
se distribuindo por uma área de 6 km2, aproximadamente. Os recifes 
dessa região podem ser subdivididos em dois grupos, sendo um mais 
próximo a costa e outro mais externo. A maior parte das construções 
recifais dessa região não obedece às formas clássicas de recifes de 
coral, sendo que o grande destaque são as construções em forma de 
cogumelo, chamadas de “Chapeirões”. Essas formações são colunas 
irregulares podendo alcançar 25 metros de extensão entre seu topo 
e a base. O topo dos chapeirões pode estar na superfície, fi cando 
exposto na maré baixa ou poucos metros abaixo da linha d’água. 
O topo é geralmente mais largo em relação ao resto da construção 
e nas reentrâncias inferiores do topo são encontrados diversos 
organismos perfurantes como por exemplo cianobactérias e esponjas. 
Nos recifes próximos à costa é comum observar a coalescência dos 
chapeirões enquanto que nos mais distantes chapeirões isolados são 
predominantes.
A preservação do Parque Nacional Marinho dos Abrolhos tem ajudado 
a reduzir os impactos antrópicos nos recifes externos porém não é 
sufi ciente para proteger os recifes costeiros, que necessitam de outras 
políticas de preservação.
VILLAÇA, 2002 
 
Organismos sésseis são aqueles que vivem permanentemente fi xos a 
um substrato ou a outro organismo, são desprovidos de estrutura e 
mecanismos de locomoção.
Curiosidade....
Muitos animais pequenos (moluscos e caranguejos) alimentam-se de 
pólipos de corais ou de seu muco, mas seu efeito para a estrutura da 
comunidade é considerado irrelevante. Os dois maiores predadores 
de coral são peixes e estrelas-do-mar. A partir da década de 60 as 
populações das estrelas cresceram assustadoramente na região Indo-
Pacífi ca causando mortalidade em massa de colônias de coral. Alguns 
anos são necessários para o início da recolonização, ocorrendo, às vezes, 
40 anos para a comunidade voltar a um estado similar de dominância 
de corais. 
VILLAÇA, 2002
139
Recifes Biológicos e de Arenito Aula 8
Crinoide
Tipo de equinoderme constituído por uma “cabeça” que contém os 
organismos vitais, numerosos braços radiais, uma haste e “raízes” pelas 
quais acha-se presa ao fundo submarinho, enquanto que todo o resto 
do corpo é fl utuante.
SUGUIO, 1998
Equinoderme
Qualquer animal bentônico (raramente pelágico), solitário, invertebrado 
e pertencente ao fi lo Echinodermata, caracterizado por simetria radial, 
possuindo um endosqueleto formado de placas ou ossículos compostos 
de calcita e apresentando um sistema vascular de água.
SUGUIO, 1998
Classifi cações de recifes coralinos
Várias são as formas apresentadas pelos recifes de corais. As mais im-
portantes são os atois, m barreiras e em franjas. Darwin (1842) citado por 
Suguio (2010), reconheceu os seguintes tipos de recife de acordo com a 
teoria da subsidência gradual ou hipótese de ilha em submersão (Figura 8.5).
Figura 8.5 – Três tipos de recifes coralinos na hipótese de ilha de submersão ou teoria de sub-
sidência gradual.
(Fonte: SUGUIO, 2010.)
140
Geomorfologia Costeira
 a) Recife de franja – é um recife coralino paralelo e em contato direto 
com a linha costeira, de um continente ou de uma ilha, separado apenas 
por um estreito canal de águas rasas, que se desenvolve no litoral de uma 
ilha vulcânica durante um período de estabilidade do nível do mar. Forma 
barreira com declividade suave para o continente e brusca queda para o 
mar sendo exposto durante a maré baixa. A largura de um recife em franja 
pode chegar a 100 m e sua extensão a dezenas de quilômetros.
De acordo com os estágios evolutivos dos recifes de coral, representaria 
a situação inicial e quando sobre uma ilha vulcânica tem início o desen-
volvimento recife.
b) Recife de barreira – recife coralino alongado, de disposição paralela à 
linha costeira de um continente ou ilha, deles separado por uma laguna com 
água demasiadamente profunda para o desenvolvimento de recifes. Ele é 
interrompido a intervalos irregulares por pequenos canais.
O exemplo melhor de recife de barreira ocorre a nordeste da Austrália.
c) Recife de atol – trata-se de um recife coralino composto por uma série de 
ilhas dispostas em forma de anel, que circunda uma laguna rasa. É formado 
por algas calcárias e/ou corais.
Os organismos formadores dos recifes modernos não suportam emersões 
prolongadas. Portanto, o crescimento vertical dos recifes coralinos condiciona-
se à elevação do nível do mar, seja ela de ordem eustática ou decorrente de 
subsidência do substrato em que se assenta o edifício coralígeneo.
A teoria da subsidência de uma ilha vulcânica é adequada, principal-
mente, para os recifes do Indo-Pacífi co e alguns do Caribe, porém não 
explica todos os tipos de construções recifais existentes, sobretudo àqueles 
presentes na costa brasileira.
Em geral são conhecidos dois tipos biológicos de corais (VILLAÇA, 
2002):
1. zooxantelados – anteriormente conhecidos como hermatípicos que 
aproveitam diretamente elementos produzidos pelo processo fotossintético 
e são capazes de edifi car; e
2. azooxantelados, anteriormente conhecidos como ahermatípicos, pois 
raramente podem edifi car.
A Figura 8.6 permite visualizar na subdivisão do litoral brasileiro, a 
localização dos recifes mais importantes e os limites norte e sul dos corais 
hermatípicos.
RECIFES CORALINOS E PALEONÍVEIS DO MAR
141
Recifes Biológicos e de Arenito Aula 8
O interesse primordial por recifes coralinos está relacionado com as 
mudanças do nível relativo do mar no Quaternário. Apesar da íntima rela-
ção entre os níveis relativos do mar e o crescimento dos recifes coralinos,o seu uso no estabelecimento dos paleoníveis do mar apresenta inúmeras 
difi culdades:
a) O recife coralino ser uma estrutura orgânica complexa, formada por 
grande variedade de animais e plantas secretores de carbonato de cálcio 
(CaCO3), cada um dos quais com exigências ambientais contrastantes, 
envolvendo profundidades de água, que alcançam em média 40 m, sendo 
variáveis. O limite superior, no entanto, é claramente determinado pelo 
nível de emersão, que se situa próximo à média de maré baixa de sizígia.
b) Os corais hermatípicos (construtores de recifes) apesar de serem sésseis, 
poucos permanecem in situ após a morte. Como as regiões com recifes 
coralinos mais bem desenvolvidos coincidem com as de maior incidência dos 
ciclones tropicais (tufões e furacões), eles são, em grande parte, removidos 
pelas ondas e acumulados em zonas de sedimentação.
No Mar do Caribe (América Central), onde o número de espécies 
é inferior a 70, pode-se estabelecer zonações de espécies, que permitem 
reconhecer relações entre os antigos recifes coralinos e os paleoníveis do 
mar. Na região Indo-Pacífi ca, porém, com mais de 500 espécies distribuí-
das por cerca de 80 gêneros, e no Grande Recife de Barreira ao norte do 
Queensland (Austrália), com mais de 350 espécies relacionadas a 60 gêneros, 
essas relações ainda não foram demonstradas.
Figura 8.6 – Subdivisão do litoral brasileiro e as localizações dos recifes mais importantes: Recife 
do Cabo de São Roque, Recifes do Nordeste e os Recifes de Abrolhos.
(Fonte: SUGUIO, 2003.)
142
Geomorfologia Costeira
Assim, com base na distribuição de recifes coralinos fósseis do Qua-
ternário podem ser conhecidas as paleotemperaturas e os paleoníveis do 
mar nas épocas em que eles viveram. 
Leão (1996 e 1998) realizou diversas pesquisas sobre os recifes coralinos, 
sobretudo no Estado da Bahia, com destaque para a sua evolução durante 
as oscilações holocênicas de paleoníveis do mar durante o Quaternário.
Recifes coralinos no Brasil
Os primeiros recifes coralinos mais conspícuos na costa brasileira 
aparecem em Cabo de São Roque (RN) e segue para Caiçara do Norte até 
Natal, no mesmo Estado (LABOREL, 1969). Eles constituem o “Grupo 
de Recifes do Cabo de São Roque” (Figura 8.7). Ao sul de Natal (RN), 
tem-se o “Grupo de Recifes do Nordeste”; ao sul do Estado da Bahia, o 
“Grupo de Recifes do Arquipélago de Abrolhos”, principal ocorrência de 
recifes coralinos da costa brasileira; a noroeste do Cabao de São Roque 
(RN) até São Luís (MA), e a sudoeste da foz do rio Doce (ES) até a ilha 
de São Sebastião (SP), foram reconhecidas, respectivamente, as regiões de 
empobrecimento em recifes coralinos setentrional e meridional.
Leão e Kikuchi (1999), reconheceram diferentes tipos morfológicos 
de recifes coralinos, como:
- bancos recifais “ancorados”; 
- bancos recifais isolados;
- recifes submersos; 
- recifes de franja; 
- pináculos coralinos isolados do mar aberto; e 
- recifes superfi ciais.
Figura 8.7 – Recife de coral. Praia Porto de Galinhas. Ipojuca/PE.
(Fonte: Arquivo da autora.)
143
Recifes Biológicos e de Arenito Aula 8
A fauna de corais hermatípicos (construtores de recifes) da Bahia carac-
teriza-se pela baixa diversidade, quando comparada aos recifes coralinos do 
Atlântico Norte ou do Indo-Pacífi co, pelo caráter endêmico dos principais 
organismos coralinos construtores de recifes e pela completa ausência de for-
mas ramifi cadas das 18 espécies de corais identifi cadas nos recifes brasileiros, 
das quais 17 são encontradas nos recifes de Abrolhos (BA).
RECIFES DE ALGAS CALCÁRIAS
O recife algálico é uma estrutura rígida e resistente ao embate das on-
das, formada in situ por atividades vitais de algas, que secretam esqueleto de 
carbonato de cálcio (CaCO3). Pode ter altura superior a 10 m e diâmetro 
superior a 15 m.
As algas calcárias (classe Rhodophyceae, ordem Corallinales) têm distri-
buição latitudinal ampla da linha do equador aos pólos e vertical, da zona 
entre-marés até próximo de 200 m de profundidade em águas claras. Pos-
suem grande importância geológica e são divididas em três grupos:
1. articuladas ramifi cadas – fornecedoras de sedimentos;
2. não articuladas, ramifi cadas livres ou fi xas – com ramifi cações fi nas ou 
espessas; e
3. incrustantes ou maciças – construtoras verdadeiras (presentes no litoral 
nordeste brasileiro). 
 Os depósitos formados pelas algas calcárias têm importância ge-
ológica considerável e em alguns casos podem se transformar numa feição 
geomórfi ca. As algas calcárias têm um papel de proteção e sobretudo de 
cimentação dos organismos.
No Brasil, as algas calcárias são responsáveis pela construção do único 
Atol do Atlântico Sul, o Atol das Rocas, ainda que recentes perfurações 
tenham mostrado a participação de corais, foraminíferos incrustantes e 
vermetídeos no esqueleto recifal. Foi calculada uma taxa de crescimento 
de 18 mm por ano.
Este atol foi a primeira unidade de conservação marinha no Brasil 
(1979), estando localizado a 260 quilômetros da costa, na altura do Estado 
do Rio Grande do Norte. Integra a formação da cadeia de Fernando de 
Noronha, estando constituído por um anel de recifes de algas calcárias e 
corais, com 1.60 m de diâmetro e compondo uma área de 7,2 km2. Apenas 
dois pontos são emersos permanentemente (Ilhas do Farol e do Cemitério).
RECIFES ROCHOSOS E PALEONÍVEIS DO MAR
A designação rocha praial, lato sensu, compreende uma grande variedade 
de materiais litifi cados de origem natural encontrados na zona litorânea. Stricto 
sensu, porém, essa denominação é válida para sedimentos praiais litifi cados 
144
Geomorfologia Costeira
por cimentação calcítica (CaCO3), encontrados nas zonas intermarés, in-
dicadores de paleoníveis do mar (Figura 8.8).
Figura 8.8 – Limites de ocorrências mais importantes de recifes coralinos.
(Fonte: LABOREL, 1969.)
Os recifes de arenito, presentes no nordeste do Brasil e nos Estados 
do Rio de janeiro (Complexo Deltaico do Rio Paraíba do Sul) e São Paulo, 
são originariamente um processo de calcifi cação de sedimentos “in situ” 
na parte inferior das praias, podendo o cimento ser calcário ou silicoso, no 
caso do Brasil. A rocha formada tem uma estratifi cação típica de sedimen-
tos de praia e uma inclinação característica para o mar. Apresenta-se sob a 
forma de banda paralela correspondente a uma variação do nível do mar 
(retrogradação) ou a um deslocamento da linha de praia. Em geral, sofre 
um processo ativo de bioerosão pelo equinóide Echinometra lucunter. De-
sempenham um papel de fundação, sobre os quais podem se desenvolver 
os recifes coralinos, no caso de elevação do nível do mar.
Na atualidade, existem várias datações do Holoceno (7.0000 anos 
até menos de 500 anos A.P.) de rochas praiais emersas, obtidas pelo 
método do radiocarbono. As únicas ocorrências de prováveis rochas 
praiais emersas pleistocênicas (cerca de 120.000 anos A.P.) são encon-
tradas entre as localidades de Zumbi e São Bento, no litoral do Rio 
Grande do Norte (Formação Touros).
O uso de rochas praiais como indicadores de paleoníveis do mar pode 
suscitar três problemas:
145
Recifes Biológicos e de Arenito Aula 8
1. altura relativa do paleonível do mar. Apenas o nível mais alto de cimen-
tação de uma verdadeira rocha praial constitui um indicador seguro de 
paleonível do mar;
2. datação absoluta utilizando os componentes orgânicos como conchas de 
moluscos ou fragmentos de corais não recristalizados, desde que a morte 
desses organismos tenha ocorrido no mesmo período de incorporação no 
sedimento. Na ausência de componentes orgânicos pode-se tentar datar o 
cimento de carbonato de cálcio (CaCO3); e
3. confusão com outros materiais cimentados das zonas intemarés. Entre os 
materiais cimentados que podem coexistir com as rochas praiais verdadeiras, 
mas sem relação com os paleoníveis do mar, pode-se citar os calcarenitos 
eólicos, areias impregnadas de compostos húmicos e silcretes (precipitados 
silicosos ou ferruginosos). 
CONCLUSÃO
Como vimos, oambiente de recifes coralinos restringe-se, atualmente, 
aos sítios dos mares tropicais que oferecem condições favoráveis à vida de 
organismos coloniais de águas rasas, construtores de edifícios calcários, 
com elevações retilíneas ou circulares.
Os ambientes coralinos são importantes para o homem em termos físi-
cos, biológicos e bioquímicos e, do ponto de vista geológico-geomofológico 
é uma estrutura rochosa construída por organismos marinhos que protege 
a linha de costa dos processos erosivos.
Várias são as formas apresentadas pelos recifes de corais e as mais 
importantes são os atois, em barreiras e em franjas, que estão relacionados 
com a subsidência de uma ilha vulcânica.
Um tipo especial de recife é o arenito de praia que forma longas faixas 
paralelas à costa, nas zonas intermarés.
RESUMO
O conteúdo da aula sobre recifes destaca os processos responsáveis 
pela formação dos coralinos e de arenito.
Enfatiza a importância dos recifes biológicos para o homem em termos 
físicos, biológicos e bioquímicos e caracteriza os tipos básicos, de acordo 
com a teoria de subsidência de uma ilha vulcânica. Finaliza mostrando 
sua relação com os níveis relativos do mar durante o Quaternário e cita as 
principais ocorrências no litoral brasileiro.
A designação de recifes rochosos é válida para sedimentos praiais litifi ca-
dos sobretudo por cimentação calcítica, indicadores de paleoníveis do mar.
146
Geomorfologia Costeira
AUTOAVALIAÇÃO
1. Discuta, com seu grupo de estudo, a relevância dos recifes na proteção 
da linha de costa do litoral brasileiro, citando exemplos.
2. Indique, fazendo comentários, a classifi cação dos recifes coralinos de 
acordo com a subsidência de uma ilha vulcânica.
3. Relacione recifes (coral e arenito) e paleoníveis do mar.
4. Discorra, de forma sucinta, sobre os recifes de Abrolhos.
PRÓXIMA AULA
Na próxima aula estudaremos o tema Praias Arenosas e Erosão Cos-
teira, sendo abordados os modelos de evolução das praias e os indicadores 
de erosão costeira.
REFERÊNCIAS
LEÃO, Zelinda M.A.N.; KIKUCHI, R.K.P. The Bahian coral reefs – 
from 7000 years B.P. to 2.000 years A.D. In: SUGUIO, K. (Guest editor) 
Geosciencews and commemoration of Brazi’s 500 year anniversary of 
discoveny. Ciência e Cultura. Journal of the Brazilian Association for 
the Advancement of Science, v. 51, n. 3/4 , p. 262-273, 1999.
LABOREL, J. Les perplements des madreporaires des cotes tropicales 
du Brésil. Annales de l’Université d’Abidjan, Série E-II, Fascicule 3, p. 
1260, 1969.
MAIDA, M. et al, (orgs). Relatório do workshop sobre os recifes de 
coral brasileiros: pesquisa, manejo integrado e conservação. Pernambuco: 
Tamandaré, 1997.
SUGUIO, Kenitiro. Dicionário de Geologia Sedimentar e áreas afi ns. 
Rio de Janeiro: Bertrand Brasil, 1998.
SUGUIO, Kenitiro. Geologia Sedimentar. São Paulo: Editora Edgard 
Brucher. LTDA, 2003.
SUGUIO, Kenitiro. Geologia sedimentar do Quaternário e mudanças 
ambientais. São Paulo: Ofi cina de Textos, 2010.
VILLAÇA, Roberto. Recifes biológicos. In: PEREIRA e SOARES-GOMES 
(orgs). Biologia Marinha. Rio de Janeiro: Interciência, 2002. 
Aula 9
Aracy Losano Fontes
PRAIAS ARENOSAS OCEÂNICAS 
E EROSÃO COSTEIRA
META
Abordar os conteúdos relacionados com as praias arenosas oceânicas e a erosão costeira, 
contemplando defi nições, modelos de classifi cação das praias oceânicas, causas e 
indicadores de erosão costeira e zonação morfológica das praias.
OBJETIVOS
Ao fi nal desta aula, o aluno deverá:
entender as defi nições de praia oceânica e de erosão costeira;
compreender os modelos de classifi cação das praias oceânicas;
 reconhecer os indicadores de erosão costeira; e
 relacionar erosão costeira com as causas naturais e antrópicas.
148
Geomorfologia Costeira
INTRODUÇÃO
Praias são as formações mais familiares de toda a costa, atraindo milhões 
de visitantes a cada ano e fornecendo a base econômica para muitas comu-
nidades. Dependendo da confi guração da linha costeira e da intensidade 
da onda, as praias podem ser descontínuas, existindo somente como praias 
de bolso em áreas protegidas como uma baía, ou podem ser contínuas por 
longas distâncias (WICANDER e MONROE, 2011), Figuras 9.1 e 9.2.
As praias arenosas, longas e retas, estendem-se por quilômetros ao longo 
das baixas planícies costeiras. Em contraste, as falésias rochosas limitam 
as costas elevadas (costões), e as poucas praias que existem são formadas, 
sobretudo por cascalho. Assim, a tectônica, a erosão e a sedimentação criam 
essa variedade de formas e materiais.
Figura 9.1 – Praia de bolso Golfo de Gasconha. Espanha.
(Fonte: Arquivo da autora.)
Figura 9.2 – Praia retilínea com recife de arenito. Barra de São Miguel/AL.
(Fonte: Arquivo da autora.)
149
Praias Arenosas Oceânicas e Erosão Costeira Aula 9
Embora as praias arenosas oceânicas ocupem apenas uma pequena 
parcela da superfície total do planeta, assumem considerável importância 
sócio-econômica e ambiental na maior parte das costas tropicais e tem-
peradas do mundo. Apresentam-se como sistemas transcionais altamente 
dinâmicas e sensíveis e sofrem retrabalhamento por processos eólicos, 
biológicos e hidráulicos. Abrangem, também um amplo espectro de movi-
mentos, destacando-se as ondas geradas pelo vento, as correntes litorâneas 
e as marés. Têm como principal função ambiental proteger a costa da ação 
direta da energia do oceano.
DEFINIÇÕES E LIMITES DA PRAIA
Embora as defi nições utilizadas para o termo “praia” possam diferir 
consideravelmente entre si, é evidente o caráter não coesivo dos sedimen-
tos que a compõe e também a dominância neste sistema de fatores hi-
drodinâmicos como correntes costeiras, ondas e marés, sendo estas últimas 
de importância secundária. Nos casos em que a infl uência das marés supera 
a das ondas, estabelecem-se “terraços de maré” e não praias propriamente 
ditas (SHORT, 1985).
King (1956) conceitua praia como um ambiente sedimentar costeiro de 
composição variada, formado mais comumente por areia, e condicionado 
pela interação dos sistemas de ondas incidentes sobre a costa. Os limites 
externo (em direção ao mar) e interno (em direção à terra) de uma praia 
seriam determinados, respectivamente, pela profundidade a partir da qual as 
ondas passam a provocar movimento efetivo de sedimento sobre o fundo, 
e pelo limite superior de ação de ondas de tempestade sobre a costa.
Komar (1976) defi ne a praia como uma acumulação de sedimentos incon-
solidados de tamanhos diversos, como areia ou cascalho que se estende, em 
direção à costa, do nível médio de maré baixa até alguma alteração fi siográfi ca 
como uma falésia, um campo de dunas ou simplesmente até o ponto de fi xação 
permanente da vegetação. Para incluir a porção subaquosa adjacente a este 
ambiente, o autor utiliza o termo litoral, cujo limite externo seria aquela 
profundidade na qual o sedimento não é mais transportado ativamente 
pelas ondas incidentes, geralmente a menos de 15 m.
Defi nições mais recentes buscam, nos processos hidrodinâmicos atu-
antes sobre a costa, a delimitação doas ambientes praiais. Assim, Horikawa 
(1988) considera praia como sendo aquela região de sedimentos inconsoli-
dados, situada na região costeira, portanto facilmente deformável pela ação 
das ondas, que se estende, em direção à terra, a partir da profundidade de 
mobilização efetiva de sedimento pelas ondas, até o limite máximo de ação 
de ondas de tempestade sobre a praia ou então até as dunas frontais, caso 
existam.
150
Geomorfologia Costeira
Hardisty (1990), apud Suguio (2010) considera uma praia um sistema 
ortogonal formado por uma acumulação costeira de sedimentos não coe-
sivos cuja forma e textura são controladas por processos dominados por 
ondas. Como limites interno e externo, defi ne o limite superior de alcance 
do espraimento e a profundidade em que deixa de ocorrer transporte efetivo 
de sedimentos de fundo por ondas.
Segundo Wicander e Monroe (2011) praia é um depósito de sedimento 
não consolidado estendendo-se na direçãoda terra fi rme, a partir da maré 
baixa, até uma mudança na topografi a, tal como uma linha de dunas de areia, 
um penhasco do mar, ou o ponto em que começa a vegetação permanente.
ZONAÇÃO MORFOLÓGICA
A fi gura 9.3 ilustra as terminologias extraídas de Albino (1999) a partir 
da adaptação da zonação proposta por Davies (1985).
Figura 9.3 – Diagrama geral do perfi l de praia.
(Fonte: Albino, 1999, adaptado de Davies, 1985.)
O termo antepraia superior limita-se pela altura máxima de maré alta 
e pela mínima da maré baixa. Nesta porção está localizada a face de praia, 
que é uma seção inclinada da praia onde ocorre o espraiamento. Sobre uma 
inclinação bem suave, esta localização é melhor reconhecida pelas mudanças 
na textura e composição do sedimento, que é tipicamente marcada por uma 
concentração de fragmentos de conchas ou por sedimentos mais grossos.
A antepraia inferior (nearshore) é caracterizada por uma parte do perfi l 
submerso, que se estende entre o nível de maré baixa até os bancos de areia. 
Esta zona é dominada por processos da zona de arrebentação e de surfe. 
Para designar a porção mais distante da costa (e também mais plana do 
perfi l), que se estende do limite fi nal do banco longitudinal até a margem 
da plataforma continental, Komar (1976) utilizou o termo zona offshore.
Zonação hidrodinâmica
Hidrodinamicamente distinguem-se em uma praia a zona de arreben-
tação, a zona de surfe e a zona de espraiamento, como pode ser observado 
na Figura 9.3.
151
Praias Arenosas Oceânicas e Erosão Costeira Aula 9
- Zona de arrebentação - ao aproximar-se de águas progressivamente 
mais rasas, as ondas incidentes tendem a instabilizar-se até um ponto no 
qual quebrará, apresentando o modo de dissipação energética da onda sobre 
a praia. A forma como a onda quebra depende da declividade da praia, da 
altura e do comprimento da onda.
- Zona de surfe - é primeiramente uma função da inclinação da praia, 
e por isso, está diretamente relacionada com o tipo de quebra e, de forma 
secundária, pela amplitude de maré. Praias de baixa declividade são caracter-
izadas por extensas zonas de surfe. Durante este percurso, grande parte da 
energia é transferida para a geração de correntes longitudinais e transversais 
à praia como as correntes de retorno (HOEFEL, 1998). Em contraste, 
praias inclinadas raramente possuem zona de surfe e, predominantemente, 
refl etem a energia das ondas.
- Zona de espraiamento - pode ser explicada como sendo aquela região 
da praia delimitada entre a máxima e a mínima excursão dos vagalhões so-
bre a face praial. Nesta, as correntes longitudinais não se desenvolvem. Os 
processos de espraiamento são importantes no transporte de sedimentos 
de uma praia, uma vez que o fl uxo e o refl uxo dos vagalhões determinam 
se o sedimento será armazenado na praia, ou retornado à zona de surfe, 
podendo ser, então, transportado. Comumente, observa-se nesta porção do 
perfi l feições rítmicas de expressão longitudinal à costa, como os cúspides 
praiais (Figura 9.4). 
Figura 9.4 – Cúspides praiais. Praia de Maracaipe (PE).
(Fonte: Arquivo da autora.)
152
Geomorfologia Costeira
FATORES ATUANTES NA CARACTERIZAÇÃO E 
MOBILIDADE PRAIAL
Ondas 
As ondas geradas pelo vento são uma das principais fontes de energia 
que governam as mudanças da praia. Quando uma onda quebra, depen-
dendo da inclinação da praia, alguma energia pode voltar para o mar (quanto 
menor for o ângulo da inclinação da praia, menor é a energia refl etida), mas 
boa parte é dissipada. Parte desta é usada para fraturar rochas e minerais 
transformando-os em partículas menores, mas a maior parte da energia 
deve ser usada para movimentar sedimentos e aumentar a sua altura e 
conseqüentemente, a energia potencial da forma da praia.
Os processos que causam mudanças morfológicas na costa são os de 
transporte de sedimentos. Estas mudanças irão continuar indefi nidamente 
até que eventualmente a entrada de energia seja dissipada sem qualquer 
transporte de sedimento. Portanto, mudanças na morfologia ocorrem sem-
pre que haja mudança na entrada de energia e a função da zona costeira é 
de dissipar esta energia.
Refração e difração de ondas
Enquanto a onda se move em direção às águas mais rasas, transforma-
ções importantes se tornam mais pronunciadas ante dela alcançar a linha de 
costa. Entre estas transformações, relacionadas com a variação batimétrica, 
o ângulo de incidência das ondas e a irregularidade geomorfológica da região 
costeira, pode-se citar a refração e a difração das ondas.
A onda sofre refração ao passar obliquamente de águas mais profundas 
para mais rasas, nas quais ela se propaga como velocidades diferentes. Nesse 
processo, as cristas das ondas são curvadas até se tornarem paralelas aos 
contornos submarinos e da linha de costa. Por exemplo, com a chegada 
de um trem de ondas em uma baía margeada por promontórios, as ondas 
“tocam” primeiro o fundo próximo aos promontórios, onde está mais raso, 
e isso resulta na convergência dos raios de ondas, que indicam a direção de 
propagação da onda. Ao mesmo tempo, sobre a baía, ocorre a divergência 
dos raios. Onde os raios de onda convergem, a energia das cristas de ondas 
é contida dentro de uma pequena área, o que resulta em maiores alturas das 
ondas; e onde os raios de onda divergem a energia é dispersa e a altura da 
onda diminui. O resultado deste processo é que haverá uma força erosiva 
maior sobre os promontórios, enquanto que sobre a baía haverá deposição 
de sedimentos.
A difração é a propriedade que a onda possui de contornar um obstáculo 
ao ser parcialmente interrompido por ele. Isso acontece porque as ondas, 
153
Praias Arenosas Oceânicas e Erosão Costeira Aula 9
ao passarem por uma barreira, têm as direções dos seus raios alterados e 
contornam o obstáculo. Quando a onda se propaga por um orifício entre 
duas barreiras, a difração será mais acentuada quanto menor for a largura 
do orifício e quanto maior for o comprimento de onda
Tipos de arrebentação
Dependendo da declividade da praia, da altura e do comprimento da onda, 
as ondas podem quebrar basicamente de 4 modos, segundo a classifi cação 
de Galvin (1968, apud HOEFEL, 1998), apesar de que vários tipos inter-
mediários freqüentemente ocorrem e de que mais de um tipo pode ser visto 
na mesma praia e no mesmo local:
1. Deslizante – é caracterizada pela espuma e pela turbulência na crista da 
onda, também conhecidas como “carneirinhos”. Usualmente este tipo de 
arrebentação inicia-se a alguma distância da praia, sendo uma característica 
de uma linha de costa de inclinação suave, por isso, a energia da onda é 
dissipada gradualmente (Figura 9.5).
Figura 9.5 – Praia de Maracaipe. Ipojuca (PE).
(Fonte: Arquivo da autora.)
2. Mergulhante – é a forma clássica muito preferida pelos surfi stas (Figura 
9.6). As cristas se enrolam, espiralam e mergulham com uma força con-
siderável, dissipando sua energia em uma pequena área e, por isso, pode 
ter grande efeito erosivo. Este tipo de arrebentação ocorre em praias de 
declividade moderada e usualmente estão associadas com longos swells 
gerados em tempestades distantes
154
Geomorfologia Costeira
3. Frontal – similar às mergulhantes, exceto que as ondas são menos in-
clinadas e ao invés das cristas se espiralem, a face frontal colapsa. Este 
tipo ocorre em praias de declividade moderada a alta e sobre condições 
de vento moderados. Representam a transição entre os tipos mergulhante 
e ascendente.
4. Ascendente – são encontradas em praias bastante íngremes, formadas 
tipicamente por ondas pequenas e longas. As faces frontais e as cristas 
resistem sem quebrar enquanto a onda desliza sobre a face da praia.
CORRENTES GERADAS POR ONDAS
Corrente longitudinal
As correntes longitudinais são paralelas à costa e transportam sedi-
mentos colocados em suspensão pelas ondas incidentes, potencialmente 
podendo movê-los ao longo de vários quilômetros através do processo de 
meso-escala temporal conhecido como deriva litorânea. Tipicamente,estas 
correntes crescem em intensidade da costa em direção ao mar, atingindo 
um máximo aproximadamente no meio da zona de surfe, a partir de onde 
passam a decrescer. Em praias interrompidas por obstáculos naturais ou 
artifi ciais os efeitos da deriva litorânea são visivelmente notados, embora 
sejam igualmente importantes para o balanço de sedimentos de praias con-
tínuas. Já em praias semi-fechadas como as praias de bolso, a deriva litorânea 
tende a ser fraca ou negligível em comparação ao transporte normal à costa.
A direção da corrente longitudinal está associada com a dos ventos, 
que são responsáveis pelo clima de ondas na região.
Figura 9.6 – Praia Cacimba do Padre. Fernando de Noronha/PE
(Fonte: Arquivo da autora.)
155
Praias Arenosas Oceânicas e Erosão Costeira Aula 9
Correntes de retorno
As correntes de retorno são caracterizadas por fl uxos estreitos, posicio-
nados normal ou obliquamente em relação à costa, que atravessam a zona 
de surfe em direção ao mar. Sua origem pode estar associada às correntes 
longitudinais convergentes nas proximidades da praia e tendem a desapa-
recer logo após a zona de surfe em direção ao mar, formando células de 
circulação ou podem ser originadas pelas variações longitudinais na altura 
da arrebentação.
A presença destas correntes pode ser notada pelas variações topográ-
fi cas rítmicas sobre a face da praia, denominadas cúspides. A intensidade, 
o tamanho e o espaçamento das correntes de retorno e, conseqüentemente 
das cúspides, variam em função do clima de onda incidente.
Assim como as correntes longitudinais, as correntes de retorno são 
efetivas no transporte de sedimentos e desempenham um papel importante 
nas zonas de surfe em que ocorrem, apesar de não serem necessariamente 
erosivas.
SEDIMENTOS
O sedimento de uma praia pode ser composto de qualquer material que seja 
disponível em quantidades signifi cantes e que possua características apropriadas 
(como tamanho e durabilidade) para permanecer sob as condições hidrodinâmicas 
da praia. Os grãos de quartzo, derivados do intemperismo, principalmente 
das rochas continentais transportadas através dos rios, são amplamente 
difundidos em relação aos outros materiais devido a sua durabilidade 
física e química. Sedimentos carbonáticos compostos por fragmentos de 
moluscos, de algas calcárias, foraminíferos e por outros organismos de 
estrutura carbonática são importantes, especialmente nos trópicos, onde 
a produtividade biológica é intensa. Além dos sedimentos trazidos pelos 
rios e da produção biológica, existe outras fontes de sedimento para a praia 
como a formação de precipitados químicos, a erosão de falésias e de costões 
rochosos e o material de atividades vulcânicas, que podem compor quase 
todo o sedimento do litoral de ilhas vulcânicas.
Estado modal de uma praia
Os estudos desenvolvidos pela escola australiana culminaram com o 
desenvolvimento de um modelo evolutivo baseado na descrição de seis es-
tados ou tipos morfodinâmicos de praias arenosas. Esses estados, descritos 
por Short e Wright (1983), são dependentes de dois fatores principais: do 
nível de energia da onda (que controla o limite da zona de espraiamento) e 
do tamanho do grão (que infl uencia o transporte de sedimento). Segundo 
156
Geomorfologia Costeira
os autores, as praias podem ser classifi cadas em: dissipativa, refl etiva e em 
4 tipos intermediários (Figura 9.7)
Estado dissipativo – é a combinação de ondas altas (>2,5 m) com areia fi na 
(Md < 0,2 mm), que resulta em uma praia caracterizada por declividade 
suave e por uma zona de surfe bastante extensa (220 a 500 m), em que duas 
a cinco barras discretas podem estar presentes. A arrebentação é deslizante 
e a progressiva dissipação da energia de onda ao longo de uma larga porção 
do perfi l promove oscilações estacionárias. 
Figura 9.7 – Principais estados morfodinâmicos de praias, segundo 
Wright et al. (1979). Fonte: SUGUIO, 2003.
157
Praias Arenosas Oceânicas e Erosão Costeira Aula 9
Os quatro tipos a seguir representam o estado intermediário, ou seja, 
a transição entre o dissipativo e refl etivo. As características dos tipos in-
termediários são areia média e altura de onda moderada. Quanto a altura 
modal das ondas excede 2 m, o tipo persistente é o de Cavas Longitudinais; 
quando as ondas estão entre 1,5 a 2 m predominam os Banco de Praia 
Rítmicos; entre 1,5 a 1 m aparece o tipo Banco Transversal e Rip; e, sob 
a baixa energia com ondas menores que 1 m, o tipo de Crista Canal/Ter-
raço de Maré Baixa prevalece. Devido as ondas serem raramente estáveis 
nos níveis acima, as praias mudam de um estado para outro em resposta às 
variações das condições de ondas. Estas são praias de maior variabilidade 
temporal, devido às variações energéticas e espacial, pela forma dos cúspides 
praiais e dos bancos.
Banco e Cava Longitudinais – neste estágio o relevo banco-cava é bem mais 
pronunciado que no estágio dissipativo. As ondas incidentes inicialmente 
quebram progressivas no banco para reformar-se na cava e avançar sobre a 
praia até nova quebra, desta vez de forma bastante abrupta e turbulenta, do 
tipo mergulhante. Assim, a porção proximal do perfi l exibe uma refl etividade 
localizada. Cúspides praiais de larga escala (100-300 m) são comumente 
observados na face praial, bem como correntes de retorno incipientes.
Banco e Praia Rítmicos – morfologicamente este estágio diferencia-se pelo 
caráter rítmico do banco (em crescente) e também da face praial. Na me-
dida em que os bancos crescentes migram em direção ao mar, se tornam 
altamente rítmicos e formam os bancos alternativamente com os canais das 
correntes de retorno. Ocorrem os mega-cúspides praiais, cujo espaçamento 
pode chegar a 500 m nas praias mais expostas.
Banco Transversal e Rip – ciclos de acresção fazem com que as protu-
berâncias dos bancos em crescente soldem-se à praia, formando bancos 
transversais regularmente interrompidos por correntes de retorno muito 
desenvolvidas, que apresentam perigo aos banhistas.
Crista Canal/Terraço de Maré Baixa – um perfi l relativamente plano na 
maré baixa, precedido por uma face praial bastante íngreme na maré alta. 
Assim, na maré alta a praia é tipicamente refl etiva enquanto que na maré 
baixa assume caráter dissipativo. Ainda podem ser observadas correntes 
de retorno, mesmo que fracas, apesar da grande deposição de sedimentos 
junto à porção proximal do perfi l.
Praias refl etivas – são formadas normalmente em áreas de baixa energia 
(altura da onda < 1 m), muitas vezes abrigadas, e de areia muito grossa 
(Md > 0,6 mm = 0,75), podendo ser encontradas, também, em áreas mais 
expostas, de alta energia, onde o sedimento é composto por cascalho. A 
praia é relativamente alta, contendo normalmente um berma e cúspides bem 
desenvolvidos, enquanto que a face da praia apresenta-se bastante inclinada. 
A arrebentação é ascendente ou mergulhante, não havendo zona de surfe 
nem bancos arenosos e o fl uxo é predominantemente normal à costa.
158
Geomorfologia Costeira
Em regiões costeiras expostas, as praias refl etivas possuem alta sensibilidade 
à erosão. Portanto, estas praias só podem existir como estado modal em 
áreas abrigadas onde o sedimento é de maior diâmetro.
As baixas variabilidades temporais tanto da face praial como da zona de 
surfe podem ser associadas aos estados morfodinâmicos extremos (refl etivo 
e dissipativo). No estado refl etivo é comum ocorrerem alterações como 
variação da altura do berma e profundidade do degrau, enquanto no estado 
dissipativo nota-se expansão e contração da zona de surfe em função de 
aumentos na altura da arrebentação sem, porém, haver mudança da posição 
da linha de costa ou variação vertical do volume de areia sobre a praia em 
qualquer dos casos. Nos estágios intermediários, as alterações pequenas 
da altura da onda de arrebentação são sufi cientes para gerar alterações 
morfológicas nas praias.
MODELOS DE PRAIAS MESO/MACRO-MARÉS
Short (1991) realizou uma revisão sobre morfodinâmicade praias 
arenosas de meso/macro-marés e identifi cou três grupos de praias:
Grupo 1. Ocorre em ambientes altamente energéticos dominados por on-
das. É caracterizado por praias de gradientes relativamente suaves (1-3º), 
de perfi l côncavo e superfície livre de bancos. Cúspides praiais ocorrem 
na maré alta, na zona de espraimento, enquanto condições dissipativas 
dominam as partes inferiores da praia.
Grupo 2. Consiste em sistemas de bancos múltiplos, de baixos gradientes 
intermarés (0,5º), que ocorrem em ambientes de mais baixa energia expostos 
à atuação episódica de vagas. A praia de maré alta deve conter cúspides praias 
e material mais grosso, enquanto que os bancos intermarés são compostos 
por material mais fi no e freqüentemente coberto por ondulações geradas 
por ondas e por maré, principalmente nas cavas.
Grupo 3. Representa ambientes de transição entre praias e planícies de maré. 
Ocorrem em sistemas dominados por ondas baixas, de face praial composta 
por sedimentos relativamente grossos formando um perfi l planar e íngreme 
que grada abruptamente para uma planície de maré de granulometria fi na, 
com declividade muito suave (0,1-0,3º). 
Comum a todas as praias meso/macro-marés é a exibição de um padrão 
refl etivo na maré alta e de outro mais dissipativo na maré baixa e inter-
mediária. Com a ocorrência de ondas altas, as partes superiores do perfi l 
praial sofrem escarpamento, passam a ser dominadas por condições mais 
dissipativas e tornam-se mais estáveis espacial e temporalmente.
159
Praias Arenosas Oceânicas e Erosão Costeira Aula 9
EROSÃO COSTEIRA
As praias, por estarem localizadas na estreita faixa de contato da terra 
com o mar, reagem a qualquer variação energética e/ou eustática. Assim, 
possuem a capacidade de adaptação, protegendo a costa da ação erosiva 
do mar. Entretanto, nem todas as praias têm um estoque de sedimento 
sufi ciente para responder morfologicamente a uma elevação do nível do 
mar por transferência de sedimento do berma para a antepraia inferior. 
A destruição da vegetação costeira e a construção de edifi cações na orla 
marítima, sobretudo na exposta, podem intervir no processo de transporte 
sedimentar, eólico e marinho, provocando desequilíbrios no balanço sedi-
mentar e, conseqüentemente, na estabilidade da linha de costa.
A relação entre as perdas e os ganhos de sedimentos em uma praia é 
denominada balanço sedimentar (Quadro 9.1), que é bastante complexo e 
depende de uma série de fatores. Quando o balanço sedimentar na praia for 
negativo, ou seja, quando houver mais perda de sedimentos do que ganho, 
predominará a erosão. A fi gura 9.8 ilustra o balanço de areia de uma praia 
– a remoção e a adição de material por erosão e sedimentação.
Quadro 9.1 – Balanço sedimentar de uma praia.
Redução do volume de sedimentos 
produzidos no continente e na 
plataforma continental 
(causas naturais e antrópicas)
Suprimento de sedimentos 
para a praia
Perda de sedimentos da praia Balanço
Provenientes dos rios e 
canais de maré
Transportados rumo ao conti-
nente, para rios e canais de maré
Processos 
deposicionais 
e erosivos no 
sistema praial, 
em equilíbrio
Provenientes de costões 
rochosos, praias e depósitos 
marinhos frontais
Transportados ao longo da praia 
(correntes de deriva litorânea)
Provenientes da plataforma 
continental (correntes 
geradas por ondas e marés)
Transportados para a 
plataforma (correntes de 
retorno e de costa-afora)
Provenientes das dunas 
(transportadas pelo vento e 
ondas de tempestades)
Removidos para as dunas 
(ventos e ondas de tempestades)
Fonte: SOUZA, 1997.
Alimentação artifi cial da praia 
(contribuição antrópica)
Extração/mineração de areia da 
praia e de desembocaduras
Aumento de volume de sedi-
mentos produzidos no conti-
nente na plataforma continental 
(causas naturais e antrópicas)
160
Geomorfologia Costeira
Cerca de 20% das linhas de costa de todo o planeta são formadas por 
praias arenosas, das quais 70% estão em processo predominante de erosão, 
20% em progradação e os restantes 10% encontram-se em equilíbrio rela-
tivo. Entretanto, a maioria dos autores acredita que a principal causa está 
relacionada a com a elevação do nível do mar durante o último século.
No Brasil, embora a erosão costeira venha se tornando um risco 
crescente e chamando muita atenção, principalmente a partir da década de 
1970, investigações mais detalhadas sobre suas causas ganharam impulso 
na década de 1990. A maioria dos trabalhos apresenta indicadores que 
atestam o estado de erosão e relaciona o fenômeno a causas, naturais e/ou 
antrópicas. O Quadro 9.2 mostra uma síntese dos principais indicadores 
de erosão costeira encontrados no Brasil.
Quadro 9.2 – Indicadores de erosão costeira no Brasil.
Figura 9.8 – Balanço de areia – entrada e saída de areia por erosão, transporte e sedimentação.
(Fonte: PRESS et al., 2006.)
I. Pós-praia muito estreita ou inexistente devido à inundação permanente durante as preamares 
de sizígia (praias urbanizadas ou não).
II. Retrogradação geral da linha de costa nas últimas décadas, com diminuição da largura da 
praia em toda a sua extensão, ou mais acentuadamente em determinados locais dela (praias 
urbanizadas ou não).
161
Praias Arenosas Oceânicas e Erosão Costeira Aula 9
III. Erosão progressiva de depósitos marinhos e/ou eólicos pleistocênicos a atuais que bordejam 
as praias, sem o desenvolvimento de falésias ou escarpamentos em dunas e terraços marinhos 
(praias urbanizadas ou não).
IV. Presença de falésias com alturas de até dezenas de metros em rochas sedimentares mesozói-
cas, sedimentos terciários (Formação Barreiras) e rochas de praia pleistocênicas e holocênicas, 
e presença de escarpamentos em depósitos marinhos e/ou eólicos pleistocênicos a atuais que 
bordejam as praias (praias urbanizadas ou não).
V. Destruição de faixas frontais de vegetação de “restinga” ou de manguezal e/ou de presença 
de raízes e troncos em posição de vida soterrados na praia, devido à erosão e soterramento 
causados pela retrogradação/migração da linha de costa, ou por processos de sobrelavagem 
(ilhas e praias-barreiras).
VI. Exumação e erosão de depósitos paleolagunares, turfeiras, arenitos de praia ou terraços 
marinhos holocênicos e pleistocênicos, sobre estirâncio e/ou face litorânea atuais, devido à 
remoção das areias praiais por erosão costeira e défi cit sedimentar extremamente negativo 
(praias urbanizadas ou não).
VII. Freqüente exposição de “terraços ou falésias artifi ciais”, apresentando pacotes de espes-
sura até métrica, formados por sucessivas camadas de aterros soterrados por lentes de areias 
praiais/dunares (contato entre a praia e a área urbanizada).
VIII. Construção e destruição de estruturas artifi ciais erguidas sobre os depósitos marinhos 
ou eólicos holocênicos que bordejam a praia, a pós-praia, o estirâncio, a face litorânea e/ou 
a zona de surfe.
IX. Retomada erosiva de antigas plataformas de abrasão marinha, elevadas de +2 a +6 m, 
formadas sobre rochas do embasamento ígneo-metamórfi co précambriano e mesozóico, ou 
rochas sedimentares mesozóicas, ou sedimentos terciários (Formação barreiras) ou arenitos 
praiais pleistocênicos, em épocas em que o nível do mar encontrava-se acima do atual, durante 
o fi nal do Pleistoceno e o Holoceno (praias urbanizadas ou não).
X. Presença de concentrações de minerais pesados em determinados trechos da praia, em as-
sociação com outras evidências erosivas (praias urbanizadas ou não).
XI. Presença de embasamentos formados pela atuação de correntes de retorno concentradas 
associadas a zonas de barlamar ou centros de divergência de celular de deriva litorânea localizados 
em local mais ou menos fi xo da praia, podendo ocorrer também processos de sobrelavagem 
(ilhas e prais-barreiras).
Fontes: SOUZA, e SUGUIO, 2003.
Podem ser consideradas áreas com problemas de erosão aquelas que 
apresentam pelo menos uma das seguintes características:
- altas taxas de erosão ou erosão signifi cativa recente;
- taxasde erosão baixa ou moderada em praias com estreita faixa de areia 
e localizadas em áreas altamente urbanizadas; 
- praias reconstruídas artifi cialmente e que seguem um cronograma de 
manutenção; e 
- praias que necessitam ou que já possuam obras de proteção ou contenção.
162
Geomorfologia Costeira
A ELEVAÇÃO DO NÍVEL DO MAR
A elevação relativa do nível do mar é uma variável a ser considerada 
na erosão haja visto o congelamento das geleiras durante a década de 90 
e a tendência histórica de elevação da temperatura atmosférica (MUEHE, 
1998). Examinando as fl utuações do nível do mar no início do século pas-
sado (entre 1900 e 1950) registrou-se um aumento médio de 2 m, equivalente 
a 1,2 mm por ano, entretanto, esse aumento não é distribuído igualmente 
em todas as regiões do mundo. Os países mais afetados têm sido os do 
hemisfério norte, entre eles o Canadá, os países escandinavos, os EUA e a 
Rússia. Em relação a um aumento do nível do mar nas próximas centenas 
de anos há, de um modo geral, uma concordância de opinião entre os 
cientistas do mundo de que a Terra está caminhando para outro período 
interglacial, o que afetará o balanço hidrológico mundial. As mudanças no 
nível do mar podem por em perigo áreas costeiras que geralmente são as 
mais densamente populosas do mundo.
Prevalece a dominância de praias arenosas oceânicas ao longo da 
costa brasileira, com diferentes graus de exposição. De um modo geral a 
plataforma continental brasileira é bastante ampla e de declividades suaves 
mas, estreitamentos e alargamentos localizados são responsáveis por 
modifi cações signifi cativas do clima de ondas incidentes sobre as praias. 
Nas adjacências do Cabo de Santa Marta (SC), de Macaé (RJ) e na faixa 
compreendida entre o litoral norte da Bahia e Sergipe, especialmente neste 
último trecho, as menores extensões da plataforma continental sugerem 
maior atuação do clima de ondas incidentes. Devem alterar também o clima 
de ondas incidentes as formações de recifes localizadas na região nordeste, 
protegendo a linha de praia adjacente.
MÉTODOS DE PROTEÇÃO E CONTENÇÃO 
DE EROSÃO COSTEIRA 
E RECUPERAÇÃO DE PRAIAS
A tendência atual das áreas em risco de erosão costeira, decorrente 
principalmente da ocupação desordenada da zona costeira, faz com que 
sejam adotadas, três tipos de ações como resposta ao problema da erosão:
a) Abandonar a área ameaçada – consiste em deixar a erosão seguir seu 
curso, sem adotar medidas de contenção ou recuperação em áreas cujos 
valores em riscos são menores do que os custos de protegê-los. Há prejuízo 
pela perda de terrenos e destruição de estruturas construídas pelo homem.
b) Restringir a ocupação das áreas em risco – implica em regulamentar 
como os tipos de uso podem ser implantados nas áreas sujeitas à erosão, 
sobretudo nas costas pouco urbanizadas, pois previne a ocupação em áreas 
críticas. Entre as medidas mais adotadas, estão: estabelecer linhas de recuo 
163
Praias Arenosas Oceânicas e Erosão Costeira Aula 9
para a ocupação; criar zoneamentos das áreas de risco onde se defi nem os 
tipos de ocupação permitidos; e incentivar a relocação de estruturas em 
risco e o redirecionamento do uso e ocupação do solo.
c) Implementar medidas de proteção costeira – é uma opção escolhida 
quando a área e os valores ou atividades em riscos são signifi cativos. As 
técnicas de proteção podem ser agrupadas em duas categorias: obras de 
engenharia rígidas ou fl exíveis e obras de engenharia passiva que incluem 
estruturas paralelas à costa, como muros e anteparos de contenção/pro-
teção, gabiões, quebra-mares e recifes artifi ciais, que utilizam materiais 
como rocha, concreto, pneus, aço, etc., e estruturas perpendiculares ou 
transversais à costa, como espigões, enrocamentos, molhes e guias-corrente, 
que utilizam materiais como rocha, concreto, bolsas de areia etc. (Figura 
9.9). Os métodos de engenharia passiva consistem em reconstruir dunas e 
praias artifi cialmente (alimentação artifi cial com areia).
Figura 9.9 – Exemplos de obras de proteção costeira no Brasil.
(Fonte: SOUZA et al., 2005.)
164
Geomorfologia Costeira
Preservando nossas praias
O geólogo e oceanógrafo Orrin Pilkey, da Universidade de Duke, faz 
parte do grupo de 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 como 
o sistema da praia funciona, ele acredita que não se deve tentar interferir 
nos processos naturais que permitem que as praias permaneçam em 
equilíbrio dinâmico com as ondas e as correntes.
Os humanos estão alterando esse equilíbrio cada vez mais 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 dessas construções efetuadas com pouco 
conhecimento é o encolhimento das praias num lugar e a expansão 
em outro. O exemplo clássico é a ponta de contenção construída na 
costa em ângulo reto com a mesma. Nos meses e anos subseqüentes, 
a areia da praia desaparece em um lado da ponta e a praia expande-se 
no outro. À medida que os proprietários e os construtores processam 
uns aos outros e os governos estatais, os advogados introduzem nas 
cortes de justiça o tema dos “direitos da areia”, ou seja, o direito da 
praia de ter a areia que ela naturalmente conteria.
PRESS et al, 2006
CONCLUSÃO
As praias, que estão ancoradas nas planícies costeiras, são caracteriza-
das por freqüentes mudanças morfológicas, que agem dissipando a ener-
gia incidente e protegendo a terra contra a ação erosiva do mar. Quando 
neste ambiente o processo de transporte de sedimento é alterado ocorrem 
desequilíbrios no balanço sedimentar das praias e, conseqüentemente, na 
estabilidade da linha de costa, gerando perdas por erosão.
O critério morfodinâmico considera a capacidade de mobilização dos 
sedimentos do fundo marinho por ação das ondas, seu deslocamento ao 
longo de um perfi l perpendicular à costa e a resposta morfológica da porção 
emersa do litoral.
RESUMO
Para um melhor entendimento das praias oceânicas buscou-se 
defi nições de diferentes autores, bem como a sua zonação morfológica 
e hidrodinâmica.
Os fatores atuantes na caracterização e mobilidade praial – ondas, 
marés e correntes – foram abordados, bem como o estado modal.
O estudo da erosão costeira contemplou o balanço sedimentar 
das praias, e os indicadores de erosão costeira.
AUTOAVALIAÇÃO
1. Como a interferência humana afeta algumas praias?
2. Indique, fazendo comentários, a zonação hidrodinâmica das praias.
3. Quais os argumentos presentes no texto que revelam a elevação 
do nível do mar nas zonas costeiras?
PRÓXIMA AULA
Na próxima aula fi nalizaremos os conteúdos da disciplina Geo-
morfologia Costeira com diferentes classifi cações das costas.
REFERÊNCIAS
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LABOREL, J. Les perplements des madreporaires des cotes tropicales 
du Brésil. Annales de l’Université d’Abidjan, Série E-II, Fascicule 
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166
Geomorfologia Costeira
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Austrália. Marine Geology, v.65, p.47-71, 1985.
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KOMAR, P.D. Beach. Processes and sedimentation. Prentice – Hall. 
Inc., Englewood Cliffs, New Jesey, 429, 1976.
Aula 10
Aracy Losano Fontes
CLASSIFICAÇÃO DAS COSTAS
META
Apresentar as diferentes classifi cação das costas, baseando-se no avanço e recuo do 
litoral, tectônica global e amplitude das marés.
OBJETIVOS
Ao fi nal desta aula, o aluno deverá:
 entender o signifi cado de costa;
 reconhecer a importância das costas; e
diferenciar os diferentes tipos de classifi cação das costas.
168
Geomorfologia Costeira
 
INTRODUÇÃO
A zona costeira, região onde o continente encontra o mar, está sujeita 
a contínuas alterações morfodinâmicas modeladas por processos de origem 
continental e marinha. Apresenta grande variabilidade temporal e espacial, 
em função desses processos que são controlados, sobretudo, por fatores 
climáticos e englobam movimentos tectônicos ao longo das margens 
continentais, oscilações do nível do mar e dinâmica erosiva e deposicional 
associada à ação das ondas, marés e correntes costeiras, bem como à ação 
fl uvial, glacial e eólica (SILVA, et al, 2004).
Uma das primeiras tentativas de classifi cação das costas foi realizada 
por Eduardo Suess, (1906), citada em Christofoletti (1974) que destingiu 
as costas tipo Atlântico e a tipo Pacífi co. As primeiras possuem estruturas 
de dobramentos ou falhamentos que são transversais à linha de costa, 
apresentando um litoral rico em saliências e reentrâncias. As segundas 
possuem estruturas que são paralelas à linha de costa, tais como os Andes, 
as Rochosas e a Dalmácia. Essa classifi cação assinala que a costa do tipo 
atlântico é discordante, enquanto a do tipo pacífi co é concordante.
Outra classifi cação, baseada no critério genético, foi desenvolvida por 
Douglas Johnson, (1919), citado por Christofoletti, (1980). Esse autor 
distinguiu quatro categorias: 
a) costas de submersão, como as rias e os fjordes;
b) costas de emersão;
c) costas neutras, cujas formas não são devidas à submersão nem à emersão, 
mas à deposição ou aos movimentos tectônicos, como os casos das costas 
deltaicas, de planícies aluviais, costas vulcânicas e falhadas; e
 d) costas complexas ou mistas, cuja origem há uma combinação de duas 
ou mais das categorias precedentes.
Em 1952, H. Valentin apresentou uma classifi cação dos tipos de costas 
baseando-se na distinção fundamental entre avanço e o recuo do litoral, ob-
servando que o avanço pode resultar da emersão ou da deposição, enquanto 
o recuo pode ser devido à submersão ou ao ataque da erosão, associados aos 
fenômenos de variações do nível relativo do mar (transgressões e regressões) 
e ao suprimento de sedimentos. Sua classifi cação estabelece os tipos:
a) Costas que estão avançando
i – devido à emersão:
costas com assoalho marinho emerso;
ii – devido à deposição orgânica
169
Classifi cação das Costas Aula10
- fi togênica (formada pela vegetação), como os manguezais; (Figura 10.1)
- zoogênica (formada pela fauna), como as costas com corais; (Figura 10.2)
iii – devido à deposição inorgânica: 
- deposição marinha onde as marés são fracas;
- deposição marinha onde as marés são fortes;
- deposição fl uvial, como as costas deltaicas.
Figura 10.2 – Recife de coral.
(Fonte: Cartão Postal.)
Figura 10.1 – Mangue – Brejo Grande
(Fonte: Arquivo da autora.)
170
Geomorfologia Costeira
b) Costas que estão recuando
i – devido à submersão de paisagens glaciárias:
- confi nadas à erosão glacial;
- não confi nadas à erosão glacial;
- deposição glaciária;
ii – devido à submersão de paisagens de esculturação fl uvial:
- sobre jovens estruturas dobradas;
- sobre velhas estruturas dobradas;
- sobre estruturas horizontais
iii – devido à erosão marinha (Figura 10.3):
- costas escarpadas. 
Figura 10.3 – Barra da Tabatinga. Rio Grande do Norte.
(Fonte: Arquivo da autora.)
Essa classifi cação tem a vantagem de considerar os níveis relativos da 
terra e do mar e as evidências das alterações que estão se realizando, expres-
sas através da interação dos movimentos verticais (emersão ou submersão) 
e horizontais (erosão e deposição), mostradas de modo diagramático pela 
Figura 10.4. Nesse diagrama, a linha ZOZ, indica a posição zero, isto é, as 
costas que não estão avançando nem recuando, quer seja porque a emersão 
é cancelada pela erosão (ZO), ou porque a submersão é cancelada pela de-
posição (OZ). O ponto O representa uma costa absolutamente estática, na 
qual não está se processando alteração de espécie alguma. As modifi cações 
são mais acentuadas em direção de A, onde a emersão, juntamente com 
a deposição, promove rápido avançar da costa, e em direção de R, onde a 
erosão, acompanhada pela submersão, resulta em rápido recuo. A erosão 
rápida pode provocar a regressão de uma costa em emersão (X), enquanto 
a rápida deposição pode promover avanço de uma costa que está em pro-
cesso de submersão (Y).
171
Classifi cação das Costas Aula10
Baptista Neto e Silva (2004) basearam-se em critérios da tectônica 
global para defi nir três classes principais:
1. Costas de colisão – estão associadas ao movimento de convergência 
de placas litosféricas, comuns nas margens continentais do tipo Pacífi co 
ou Ativas, sendo caacterizadas por topografi a de relevo com elevadas 
altitudes e pequenas bacias de drenagem, como ocorre na costa ociden-
tal do continente americano. Por possuírem plataformas continentais de 
pequena dimensão, os sedimentos transportados pelos rios depositam-se 
em estuários e baías ou são levados diretamente para o oceano profundo, 
não podendo formar deltas;
2. Costas de afastamento – estão relacionadas com o movimento divergente 
entre placas litosféricas. A costa apresenta uma diversidade de morfologias 
decorrente do estágio evolutivo da margem continental. Nas margens 
recentes, associadas aos estágios iniciais de abertura (rifte) e expansão do 
fundo oceânico, os relevos são acentuados, ocorrem pequenos depósitos 
deltaicos e ausência de planícies costeiras. O Mar Vermelho e Golfo de 
Aden, com a separação das placas Arábica e Africana, são exemplos deste 
tipo de costa. As margens continentais divergentes mais antigas são estáveis 
e largas, apresentando planícies costeiras extensões e sistemas de drenagem 
bem desenvolvidos como o Amazonas, Ganges-Bramaputra e Niger, que 
constroem deltas. São encontradas nas margens leste da América do Norte 
e do Sul, bem como na África e na Índia; e
Figura 10.4 – Esquema para a descrição explanatória das costas.
(Fonte: VALENTIN, 1952.)
172
Geomorfologia Costeira
3. Costas de mares marginais – possuem um relevo baixo e um sistema de 
drenagem bem desenvolvido. Em virtude de suas pequenas dimensões, são 
protegidas dos processos do oceano aberto pela presença de arcos de ilhas. 
Possuem grandes planícies costeiras associadas a extensos deltas. O sudeste 
asiático constitui-senum exemplo deste tipo de costa, onde desenvolvem-se 
os extensos deltas associados ao rios Yangtze (Azul), Huang HO (Amarelo) 
e Mekong. No Atlântico Norte tem-se a região do Golfo do México, onde 
se localiza o delta do rio Mississipi.
Esta classifi cação tectônica não se aplica em escala local, onde a di-
versidade dos tipos de costa associa-se a controles litológicos, estruturais, 
climáticos e oceanográfi cos. Neste sentido, outros sistemas de classifi cação 
foram propostos, relacionando os processos costeiros às características 
morfológicas das linhas de costa, utilizando critérios mensuráveis, como en-
ergia de ondas e amplitude de marés, relacionando-as à morfologia costeira.
 Davies (1973) com base na amplitude de marés defi niu os limites de 
micro-marés (0 – 2 m), meso-marés (2 – 4 m) e macro-marés (> 4 m), 
relacionando-os com a morfologia de ambientes costeiros conhecidos, 
como as ilhas-barreira e as lagunas, como pode ser observado na Figura 
10.5 (SUGUIO, 2010).
Figura 10.5 – Classifi cação da costa brasileira.
(Fonte: SUGUIO, 2010.)
173
Classifi cação das Costas Aula10
 Lassere (1979) apresenta um esquema classifi catório de ambientes 
estuarino-lagunares, utilizando a ação da amplitude de marés e a infl uência 
da energia das ondas, apresentando situações de lagoas fechadas, lagunas 
parcialmente fechadas e abertas e estuários abertos (Figura 10.6). 
Figura 10.6 – Subdivisão do litoral brasileiro.
(Fonte: TESSLER e MAHIQUES, 2009.)
CONCLUSÃO
As áreas de contato entre as superfícies emersas do planeta, geralmente 
denominadas de ambientes costeiros ou costas, representam os locais onde 
os processos de modifi cação do relevo podem ser observados como re-
sultado da ação integrada dos agentes marinhos, atmosféricos e subaéreos.
As classifi cações não-cíclicas dos tipos de costa apresentadas, baseadas 
em critérios genéticos, distinção entre avanço e recuo do litoral, tectônica 
global e amplitude das marés, revestem-se de especial interesse quando se 
discute os impactos de uma possível elevação do nível do mar.
174
Geomorfologia Costeira
RESUMO
As regiões costeiras são resultantes da interconexão entre componentes 
da geosfera, hidrosfera e atmosfera. Devido ao frágil equilíbrio existente 
entre os diferentes processos físicos atuantes e à complexidade de ecos-
sistemas presentes, como manguezais, recifes de corais, praias, entre outros, 
caracterizam-se como áreas de elevada vulnerabilidade à degradação de 
seus recursos naturais.
As classifi cações das costas, baseadas em critérios genéticos e descriti-
vos, permitem reconhecer o papel desempenhado pelas variações do nível 
relativo do mar durante o Quaternário, a tectônica global e a dinâmica 
costeira atual.
AUTO-AVALIAÇÃO
1. Como a tectônica de placas pode explicar a classifi cação das costas realizada 
por SUESS em 1906?
2. Estabeleça diferenças entre avanço e recuo do litoral.
3. No Estado de Sergipe as costas estão avançando ou recuando? Justifi que 
sua resposta.
REFERÊNCIAS 
SILVA, Cleverson Guizan et al. Ambientes de sedimentação costeira e pro-
cessos morfodinâmicos atuantes na linha de costa. In: NETO, Jose Antônio 
Baptista, PONZI, Vera, Regina Abelin, SICHEL, Susanna Eleonora (Orgs) 
Introdução a geologia marinha. Rio de Janeiro: Interciência, 2004;
CHRISTOFOLETTI, Antônio. Geomorfologia. São Paulo, Edgard 
Blucher, Editora da Universidade de São Paulo,1974;
VALENTIN, H. Die kusten der erde. Pettermanns Geog. Mittelung, 
1952;
DAVIES, J.L. Geografi cal variation in coastal development. Hafner, Nova 
York, 1973.
SUGUIO, Kenitiro. Geologia do Quaternário e mudanças ambientais. 
São Paulo: Ofi cina de Textos, 2010;
BAPTISTA NETO, José Antônio; SILVA, Cleverson Guizan. Morfologia 
do Fundo Oceânico. Rio de Janeiro: Interciência, 2004;