Relatório Parcial II ILHA DO MARAJÓ: CARACTERIZAÇÃO

Transcrição

Fundo Para o Meio
Ambiente Mundial
Programa das Nações Unidas para
o Meio Ambiente
PROJETO GESTÃO INTEGRADA E SUSTENTÁVEL DOS
RECURSOS HÍDRICOS TRANSFRONTEIRIÇOS NA BACIA DO
RIO AMAZONAS, CONSIDERANDO A VARIABILIDADE E
MUNDANÇA CLIMÁTICA
OTCA/GEF/PNUMA
Subprojeto III.2 Prioridades Especiales sobre la Adaptación
Atividade III.2.3. Adaptation to Sea Level Rise in the Amazon Delta
Relatório Parcial II
ILHA DO MARAJÓ: CARACTERIZAÇÃO FÍSICA
Belém – Brasi
RECURSOS HÍDRICOS TRANSFRONTEIRIÇOS NA
BACIA DO RIO AMAZONAS, CONSIDERANDO A
VARIABILIDADE E A MUDANÇA CLIMÁTICA
OTCA/GEF/PNUMA
DOS ENTORNOS
Coordenação da Atividade
Prof. Dr. Norbert Fenzl
Consultor
Maâmar El Robrini
Novembro/2012
2
Fundo Para o Meio
Ambiente Mundial
o Meio Ambiente
VARIABILIDADE E
OTCA/GEF/PNUMA
Subprojeto III.2 Prioridades Especiales sobre la Adaptación
DOS ENTORNOS
Belém, PA - BRASIL
3
Fundo Para o Meio
Ambiente Mundial
o Meio Ambiente
VARIABILIDADE E
OTCA/GEF/PNUMA
Coordenação da Atividade
Prof. Dr. Norbert Fenzl
Organização do Tratado de Cooperação Amazônica - OTCA
Consultor
Maâmar El Robrini
Novembro/2012
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1.INTRODUÇÃO
Este segundo relatório (Produto II) relativo à ¨Activity III.2.3. Adaptation to Sea
Level Rise in the Amazon Delta¨ enquadra-se na Componente - III: Estrategias de
Respuesta Subproyecto - III.2 Prioridades Especialies sobre la Adaptación do Manejo
Integrado y Sostenible de los Recursos Hídricos Transfronterizos en la Cuenca del
Amazonas considerando la Variabilidad y el Cambio Climático OTCA/GEF/PNUMA
GEF- Amazonas.
Esta atividade está sendo aplicada na ilha do Marajó e objetiva a avaliação das
consequências do aumento do nível do mar, conjuntamente com os outros efeitos
amazônicos (subida do nível do rio Amazonas) e meteorológicos (eventos extremos),
causados pela mudança climática global sobre os entornos da ilha do Marajó (margens
Leste e Norte). Estes dados sobre estes processos são fundamentais para dar identificar
os melhores exemplos de adaptação, no sentido de contribuir junto com as comunidades
instaladas no entornos das margens Leste e Norte desta ilha em fazer frente à estes
impactos recentes.
Em geral, as regiões deltáicas constituem ecossistemas vulneráveis que não
podem ser reconstruídos pela humanidade. Eles são o resultado de um processo de
acumulação sedimentar, com algumas interrupções temporais de longa evolução ao
longo de milhares de anos. Como tal, deve-se presumir que as características da linha de
costa foram e são impostas por processos geodinâmicos internos e externos, através do
tempo geológico (Dias, 2005). Os ambientes estuarinos apresentam uma dinâmica
muito peculiar, devido à interação entre os processos hidrológicos (descarga hídrica e
sólida), processos oceanográficos (ondas, correntes oceânicas e costeiras), processos
atmosféricos (vento e eventos extremos, precipitação, pressão) e processos
astronômicos (marés) e, às vezes, processos antrópicos (ação do homen) que provaram,
entretanto ser fatores determinantes na evolução das zonas estuarinas, particularmente
na ilha de Marajó. Estes processos consorciados são responsáveis pelo mecanismo de
erosão, transporte e distribuição de sedimentos ao longo da costa, provocando uma
transformação da linha de costa. O fenômeno de recuo da linha de costa está
frequentemente associado à elevação do nível do mar. Este por sua vez é ligado às
mudanças climáticas globais, hoje agravadas pelas emissões de dióxido de carbono
provenientes da queima de combustíveis fósseis (Hansen, 2001). Outro aspecto que
deve ser levado em conta é o aumento da frequência e da intensidade das tempestades e
seu impacto na infraestrutura costeira (Jensen et al., 2001; Vilibic et al., 2000; Sá-Pires
et al., 2003). Na região Norte do Brasil, os meteorologistas descrevem tempestades
severas (eventos extremos), e são registrodos os efeitos dos ciclones extratropicais
(muito poucos documentados) que ocorrem na costa leste dos Estados Unidos da
América e no Caribe. Recuo da linha costeira em conflitos por sua vez, com ocupação
antrópica nos ambientes costeiros, levam à destruição de bens sociais e materiais
(Ferreira et al., 1990).
Algumas áreas costeiras como os deltas (a exemplo, a ilha de Marajó) e cidades
construídas sobre sedimentos geologicamente jovens estão diminuindo rapidamente
devido à subsidência natural e ações antrópicas induzidas pelo homem (Bijlsma et al.,
1996; Nicholls, 1995). Estas áreas estão experimentando um aumento do nível relativo
do mar, atualmente.
A erosão costeira é um problema que tem sido observado em várias partes do
mundo e é atualmente considerado um fenômeno global. Estudos desenvolvidos pela
União Geográfica Internacional (IGU) mostram que 70 % das costas do mundo estão
passando por sedimentos, erosão e apenas 20-30 % são consideradas estáveis.
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Previsões sobre esses processos, particularmente em relação ao aumento do nível do
mar, ter consequências significativas para o futuro do Gerenciamento Costeiro
(Leatherman, 1991; Granja & Carvalho, 2000; Jensen et al., 2001).
No Brasil, um diagnóstico da erosão em áreas costeiras, incluindo a margem
leste da ilha de Marajó (Soure - Salvaterra), mostrou que 60 % desta área é afetada por
erosão (El-Robrini et al., 2006.).
Mesmo que o Plano Nacional de Gerenciamento Costeiro (GERCO/PA) foi
implementado em alguns trechos da região Nordeste, o Estado do Pará ainda não tem
uma metodologia bem definida para o prognóstico e monitoramento da erosão costeira.
Diante destas lacunas, é necessário determinar como o aumento do nível do mar está
afetando as áreas baixas (agricultura e pecuária, cidades, áreas de recreação e turismo, a
pesca e cultivo de organismos biológicos, transporte e portos), nos entornos da ilha de
Marajó. Até hoje, não há registro de nenhuma ação e/ou plano de medidade de
adaptação à subida do nível do mar nestas áreas. Devido à sua posição geográfica, como
porta de entrada para a região amazônica, a elevação do nível do mar pode resultar em
substanciais danos ambientais e socioeconômicos na ilha de Marajó.
O nível do mar subiu 10 a 25 cm durante o século 20 e este ritmo de crescimento
deverá acelerar durante o século 21 devido ao aquecimento induzido pelo homem
global. O Painel Intergovernamental sobre Mudanças Climáticas (IPCC) estima um
aumento global entre 23 e 96 centímetros para o período de 1990 a 2100, com uma
estimativa média de 55 cm (Warrick et al., 1996). Cenários mais recentes também
expressam um alto nível de incerteza (Hulme & Jenkins, 1998; Hulme & Carter, 2000).
Em geral, o aumento do nível do mar pode produzir impactos diretos e indiretos.
Segundo Klein & Nicholls (1999) os mais importantes efeitos são: (i) a probabilidade de
frequência maior das cheias, (ii) a erosão; (iii) inundação, (iv) salinização dos lenções
freáticos e, (vi) efeitos biológicos, entre outros.
Os potenciais impactos socioeconômicos da subida do nível do mar podem ser
classificados da seguinte forma: perda direta da economia, pressão sobre infraestrutura
urbana e rural, aumento do risco de inundação, impactos relacionados às mudanças na
gestão da água, salinidade, diminuição da qualidade de vida, migração populacional,
redução da disponibilidade de água doce como um resultado de intrusão de água do
mar, custo de proteção costeira, inundação de sítios arqueológicos, perda de terras
agrícolas e zonas de pesca devido à alteração das condições oceânicas, etc ..
Como um primeiro passo para explorar opções de adaptação, é fundamental
avaliar a vulnerabilidade de uma área costeira frente à elevação do nível do mar e
produzir cenários futuros de mudanças climáticas.
No delta do Amazonas, especificamente na Ilha de Marajó, a população ocupa
áreas muito baixas (0-7 m acima do nível do mar) que são altamente vulneráveis ao
aumento do nível do mar.
A média de aumento do nível do mar é atualmente de cerca de 2 mm / ano
(Douglas et al., 2001) e espera-se acelerar nos próximos 100 anos (USGCRP, 2001).
Mesmo que isso possa parecer uma taxa baixa, seus impactos já são visíveis.
Durante os últimos 15 anos, a ilha de Marajó sofreu erosão generalizada. Este é
particularmente o caso ao longo de sua borda Leste (Soure e Salvaterra), onde a área
total corroído é estimada em 202 km2 (França, 2003).
2.LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE PESQUISA
O Arquipélago do Marajó é um complexo estuarino formado por dezenas de ilhas
localizadas na Golfão Marajoara (região amazônica). A ilha do Marajó, maior ilha do
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arquipélago na foz do rio Amazonas é considerada a maior ilha estuarina do mundo,
sendo maior que países como a Bélgica e a Holanda. Em seus 50.000 km² vivem mais
de 250.000 pessoas. Além do Marajó, três outras ilhas compõem o arquipélago:
Caviana, Mexiana e Gurupá ao norte.
A ilha do Marajó apresenta-se com cotas topográficas rebaixadas quase ao nível
do mar, cuja evolução foi caracterizada por grande um dinamismo durante o
Quaternário. A ilha do Marajó (0º e 2º S - 48º e 51º W) ocorre perto da linha do equador
e situa-se no nordeste do Estado do Pará, a 87 km de Belém (Figura 1). A ilha é
banhada pelas águas do rio Amazonas, ao Noroeste; rio Pará (Baia do Marajó); rio
Tocantins, ao Sul e Oceano Atlântico, ao Sudeste, sendo um dos mais importantes
santuários ecológicos do planeta.
O acesso à ilha pode ser feito por via estuarina, cruzando a baía de Marajó (em
cerca de 4 horas, dependendo da maré), chegando-se ao porto de Camará, no município
de Salvaterra e em seguida, por via terrestre, em estrada pavimentada, até a cidade
homônima. A travessia do rio Paracauari entre Salvaterra e Soure faz-se mediante o uso
da balsa.
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Figura 1 – Mapa de localização da ilha do Marajó no Golfão Marajoará.
3.ÁREAS DE PROTEÇÃO AMBIENTAL NA ILHA DO MARAJÓ
Na ilha, são encontradas as seguintes reservas extrativistas (RESEX): Resex
Soure, Resex Mapuá e Resex Terra Grande Pracuúba (Figura 2).
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Figura 02 - Localização das Resex´s na ilha do Marajó (www.icmbio.gov.br).
Todas as resex´s estão sob a supervisão do Instituto Chico Mendes de
Conservação da Biodiversidade (ICMBio), que é uma autarquia em regime especial. Na
ilha do Marajó, todas as Resex´s estão sob a supervisão do Centro Regional, em Belém /
PA. As principais Reservas Extrativistas situadas na ilha se dividem em dois biomas: o
Bioma Amazônico e o Bioma Marinho Costeiro.
No Brasil, segundo ICMBio, o Bioma Amazônico possui 32 Resex´s federais
totalizando 11.403.281,82 hectares de área protegida, no Marajó duas das principais
Resex´s totalizam 288.613,97 de hectares de área protegida, representando 2,53 %. Já o
Bioma Marinho Costeiro possui 21 Resex´s federais totalizando 872.169,28 hectares de
área protegida, no Marajó três principais totalizam 69666, 44 hectares de área protegida,
representando 7,99 %.
As principais Resex´s foram criadas através de decretos. A Resex Soure foi
criada em 2001 e é uma reserva extrativista do tipo Marinho Costeiro, outorgada pelo
Diploma Legal de Criação: Dec s/nº de 22 de novembro de 2001 e possui 29.578,36 de
hectares; a Resex Mapuá, criada em 2005, é uma reserva extrativista amazônica,
outorgada pelo Diploma Legal de Criação: Dec s/nº de 20 de maio de 2005 e possui
93.746,34 de hectares; a Resex Terra Grande Pracuúba, criada em 2006, é uma reserva
extrativista amazônica, outorgada pelo Diploma Legal de Criação: Dec s/nº de 05 de
junho de 2006 e possui 194.867,63 de hectares.
4.CLIMA E PARÂMETROS METEOROLÓGICOS
4.1.Clima
A Amazônia possui a maior bacia hidrográfica do mundo e é recoberta por uma
floresta equatorial de clima quente e úmido. O total médio anual de precipitação na
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Amazônia Brasileira é de aproximadamente 2.300 mm, embora têm regiões (na
fronteira entre Brasil, Colômbia e Venezuela) em que o total anual atinge 3.500 mm. A
floresta contribui com 50 % da chuva e a outra metade decorre da advecção da umidade
do Oceano Atlântico (Salati et al., 1979).
O clima da margem leste da Ilha de Marajó é classificado como clima tipo “A”
definido como clima tropical chuvoso e com dois sub-tipos: Af (parte ocidental) e Am
(parte oriental), segundo a classificação de Köppen (Figura 03), com temperatura média
anual de 27,3 °C e pluviosidade anual superior a 3.000 m (Martorano et al., 1993).
Figura 03 - Classificação climatológica da ilha do Marajó de acordo com a
classificação de Köppen (Lima et al., 2005).
Segundo Lima et al. (2005), existem dois principais períodos na região de
acordo com a pluviometria. Um período mais chuvoso compreendido entre os meses de
dezembro a maio e outro menos chuvoso entres os meses de junho a novembro. Entre as
duas estações, ocorre um período de transição em que pode haver retardo ou
antecipação das chuvas com maior ou menor intensidade.
4.2.Ventos
Em função da sua especial localização, na foz do rio Amazonas e recebendo
influência do Oceano Atlântico, na ilha do Marajó os ventos de superfície atingem
velocidades mais fortes na região oriental (de campos), com 2,5 m/s, e na região
ocidental (de mata) a velocidade cai chegando a 1 m/s próximo ao município de Brêves
(Figura 04). Desta forma supõem-se que os ventos de superfície litorâneos, procedentes
do nordeste mais forte, encontram como barreira natural a vegetação de floresta (com
árvores de grande porte), gerando uma queda de velocidade de 2,6 m/s para 1 m/s
tomando a direção leste-oeste da ilha (Lima et al., 2005).
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Figura 04 - Mapa de linhas de corrente na ilha do Marajó (Lima et al., 2005).
Os ventos na região da ilha do Marajó sopram na direção preferencial nordeste,
com velocidade média de 7 m/s, com mudanças sazonais. São mais fortes na parte
oriental se comparados ao setor ocidental, devido a diferenças relacionadas à topografia
e a vegetação. Os ventos litorâneos de nordeste, que chegam à costa oriental, encontrem
a vegetação de florestas como uma barreira natural, favorecendo uma queda na
velocidade desses ventos na parte oriental (Lima et al., 2005).
De acordo com Segundo (2009), as médias sazonais da velocidade do vento em 50 m
para cada estação do ano, onde DJF se refere aos meses de dezembro-janeiro-fevereiro,
MAM aos meses março-abril-maio, JJA aos meses junho-julho-agosto e SON se refere
aos meses setembro-outubro-novembro (Figuras 5, 6, 7 e 8). Os ventos mais intensos
ocorrem na parte norte/nordeste do litoral da ilha do Marajó, com destaque para o
trimestre SON, quando os valores médios são superiores a 6 m/s, estes valores
confirmam os de Lima et al. (2005). Já o trimestre com ventos mais fracos é o MAM,
com valores médios inferiores a 4 m/s. O período DJF apresenta ventos mais fracos no
interior da ilha, com média inferior a 4 m/s e ventos mais fortes na costa norte, com
média de 5 m/s, podendo chegar até 7 m/s devido a influência dos alísios de nordeste e
sudeste, provenientes do anticiclone do Oceano Atlântico Norte e do Atlântico Sul,
respectivamente. No período MAM, há uma predominância de ventos fracos tanto no
interior da ilha quanto na região costeira, quando a média não passa dos 3 m/s. Em JJA
os ventos voltam a se intensificar, principalmente no interior da ilha onde se observam
médias de 4 m/s e de 5 m/s na costa. Neste período, o anticiclone do Atlântico Sul está
mais forte e por isso há uma maior influência dos alísios de sudeste. Em SON, os ventos
continuam a se intensificar tanto no interior quanto no litoral, quando as médias
superam 5,5 m/s em toda a região, com destaque para médias superiores a 7 m/s na
costa. Nesse período há a maior disponibilidade eólica ao longo do ano.
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Figura 5 - Velocidade média sazonal do vento (m/s) a 50 m (DJF)(Segundo,
2009).
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Figura 6 - Velocidade média sazonal do vento (m/s) a 50 m (MAM) (Segundo,
2009).
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Figura 7 - Velocidade média sazonal do vento (m/s) a 50 m (JJA) (Segundo,
2009).
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Figura 8 - Velocidade média sazonal do vento (m/s) a 50 m (SON) (Segundo,
2009).
De acordo com Segundo (2009), a média anual da velocidade é de 4 m/s no
interior da ilha e de 5 a 6,5 m/s na (Figura 9).
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Figura 9 - Velocidade média anual do vento (m/s) a 50 m (Segundo, 2009).
4.3.Pluviometria
A estação mais chuvosa ocorre durante os meses compreendidos de dezembro a
maio, regionalmente chamada de inverno, com os maiores índices entre fevereiro e
abril; ou a menos chuvosa que vai de junho a novembro, regionalmente conhecida como
verão; com os menores índices entre setembro e novembro (Figura 10). Entre as duas
estações um período de transição em que pode haver antecipação ou retardo das chuvas,
com maior ou menor intensidade, o que é um fato normal em termos de variação
atmosférica (LIMA et al., 2005).
Figura 10 - Mapa de precipitação pluviométrica da ilha do Marajó (LIMA et al., 2005).
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4.4.Temperatura do Ar
A média geral é de 27 °C, com pouca variação mensal e anual, com os valores
limites médios mensais entre 25 e 29 °C, sendo que a temperatura é levemente mais
baixa na zona de mata do que na de campos. As variações diárias são mais importantes,
pois se produz apreciável queda da temperatura durante a noite (Figura 11) (Lima et al.,
2005).
Figura 11 - Mapa de temperatura do ar da ilha do Marajó (Lima et al., 2005)
4.5.Evaporação e Evapotranspiração
Existe uma faixa de transição, com valores entre 1800 e 1900 mm (média anual),
que separa a região de mata (ocidental) da região de campo (oriental). Nesta faixa
encontram-se os maiores valores de evaporação, que decrescem tanto para área de
campo quanto para a de mata, sendo que, com valores um pouco menores em direção a
esta última. A diferença de vegetação é o principal fator condicionante deste parâmetro,
chegando a variar de 1.900 mm a 1.100 mm, em direção ao oeste da ilha (Figura 12)
(Furo de Brêves) (LIMA et al., 2005).
Figura 12 - Mapa evaporimétrica da ilha do Marajó (Lima et al., 2005).
4.6.Umidade Relativa
A umidade relativa se mantem acima de 80 % o ano todo. Na faixa de transição
(divisão entre campo e mata) encontram-se os menores valores de umidade relativa do
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ar (em torno de 90 %), crescendo tanto para oeste como para oeste. Sendo que para a
região de mata este crescimento vai até 94 % (furo de Brêves), considera-se este
condicionado pela vegetação, enquanto que o menor aumento em direção a região
oriental é influenciado pelos ventos litorâneos presentes na região (Figura 13)(Lima et
al., 2005).
Figura 13 - Mapa de umidade do ar da ilha do Marajó (Lima et al., 2005).
5.HIDROGRAFIA
Situada na foz do rio Amazonas, a ilha de Marajó apresenta um sistema
hidrográfico composto por inúmeros rios sob influência de maré, que constituem bacias
hidrográficas interligadas, entre as quais a mais importante é a do rio Arari (Bemerguy,
1982). Segundo a mesma autora, embasada nos estudos de Huber (1949), a rede de
drenagem apresenta dois arranjo distintos: a oeste é densa e ativa, caracterizada por um
entrelaçado de furos e igarapés, denominados de “Região dos Furos de Brêves”, a leste
a rede de drenagem é esparsa, constituídas por rios em sua maioria de caráter
temporário e inúmeros lagos. No interior da ilha destaca-se o Lago Arari com área de,
aproximadamente 400 Km², funcionando como principal receptor da precipitação
pluvial, durante os meses de Janeiro a Maio.
O principal rio da área é o Paracauari, que drena uma grande área, sendo seus
tributários mais expressivos os Igarapés Guajará e Forquilha (Teixeira & Costa, 1992).
Em certas faixas desse rio seu terreno encontra-se limitado por pequenas falésias,
comprovando o desnível da topografia, apresentando partes expressivas delimitadas por
manguezais, evidenciando a influência da maré.
A hidrografia na ilha de Marajó é caracterizada por uma intrincada rede de
drenagem formada por um emaranhado de canais recentes, paleocanais, furos, baías,
paranás, meandros abandonados, lagos e igarapés, marcando um complexo em
evolução, onde se destacam os rios Amazonas, Pará, Anapu, Jacundá e Anajás, com
seus inúmeros afluentes, entre eles, o rio Arari. Nestas áreas, a variação diária do nível
da maré pode ultrapassar os 3m (Brasil, 2007).
A rede de drenagem da ilha de Marajó é subdividida em dois grupos: uma rede
de drenagem densa e ativa, com furos e igarapés, sendo encontrada a oeste, e uma rede
de drenagem esparsa, na qual a maioria dos rios é temporária, com diversos lagos a leste
(Bemerguy, 1982). A rede de drenagem na ilha de Marajó apresenta escoamento geral
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do centro para a borda da ilha, com traçado radial denso na parte ocidental (Bemerguy,
1982).
Ressalta-se a importância vital da hidrografia, com destaque o seu
aproveitamento como: a) principal meio de transporte e de comunicação entre as
cidades, vilas e comunidades; b) potencial pesqueiro; e c) enriquecedor sedimentar das
várzeas, através da ação dos rios de água barrenta (Brasil, 2007).
5.1.Bacia Hidrográfica do rio Arari
A bacia do rio Arari constitui a principal bacia hidrográfica da região de campos
da ilha de Marajó, devido a sua extensão e importância econômica como via de
penetração, via de escoamento dos bens e produtos e ainda à sua riqueza ictiológica
existente no rio Arari e no Lago Arari. Esta bacia posiciona-se na região de campos e
totaliza 864 km2, sendo caracterizada por inúmeros paleocanais, principalmente em sua
parte noroeste (Figura 14). Limita-se, a sudeste com o rio Murutucú, a nordeste com o
Igarapé Santo Antônio, no extremo norte com os rios Anajás e Almas e no extremo sul
com o rio Laranjeiras. O fluxo do curso d’água do rio Arari mostra-se com ângulo de
inflexão de 90º, tanto de montante a jusante ao longo da bacia, indo de N-S para E-W,
formando retângulos abertos para nordeste (Souza & Rossetti, 2009).
O que se percebe que há uma densidade de padrões que são compatíveis com forte
controle, tanto de feições morfológicas pré-existentes, como de feições tectônicas
(Figura 14)
A comparação do mapa de drenagem com o mapa de paleocanais (Figura 15) revelou
que essas áreas alongadas com baixa densidade de drenagem correspondem aos locais
de maior concentração de paleocanais. Portanto, estes funcionam como os principais
divisores das sub-bacias de drenagem na área em questão. A drenagem da área de
estudo é representada por três bacias principais, correspondentes ao rio Arari, Camará e
Paracauari.
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Figura 14 - Mapa das bacias de drenagem da margem leste da ilha do Marajó (Souza e
Rossetti, 2009).
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Figura 15 - Paleocanais na ilha do Marajó (Souza e Rossetti, 2009).
Ainda, estes autores ressaltam a presença de paleo-canais, em que alguns deles
funcionam como lagos. Em geral, estes lagos têm larguras e comprimentos variando de
0,4 a 5 km e 0,6 a 10 km, respectivamente. Possuem geometria alongada, e ocorrem na
junção de canais/paleocanais.
5.2.Bacia do rio Camará
Esta é a bacia hidrográfica mais extensa da área da ilha do Marajó, estando
localizada em sua parte central, onde perfaz um total de 1.067 km2. Limita-se a sudeste
com o rio São Miguel. A presença dos paleocanais é similar à bacia anterior, no entanto,
possui o maior paleocanal das bacias hidrográficas, alcançando quase 50 km (Figura
14).
O rio Camará com morfologia quase que totalmente retilínea ao longo de seu
curso tende a ser anastomosado. Na sua jusante, extremo sul, este rio passa a ser
meandrante.
Ao contrário do rio Arari, com ângulos de inflexões de 90º desde sua montante
até a jusante, este rio possui apenas uma grande inflexão, também de 90º, em sua parte
mediana, passando a fluir de E-W para N-S. Em direção à sua jusante, há leve mudança
de direção do fluxo indo de N-S para SE, sendo que, no geral, corre na direção NW-SE.
A bacia do rio Câmara possui uma densidade média, com presença moderada de lagos,
preferencialmente, em sua margem direita. A largura e comprimento destes lagos
oscilam entre 0,3 a 3,5 km e 0,7 a 4 km, respectivamente, e a geometria varia de
subalongada a subarredondada (Figura 14).
5.3.Bacia do rio Paracauari
É a menor bacia hidrográfica (608 km2), estando posicionada em sua parte
oriental. A sudoeste, o rio Paracauari liga-se com ao rio Cambu. O rio Paracauari, por
ser altamente meandrante, possui desvios moderados de seu curso d’água, sendo que,
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para sua montante, flui E-W, enquanto que para sua jusante, sofre alta inflexão (ângulo
de 90º), fluindo para N-S e SE.
Esta bacia possui densidade média e forte assimetria (Figura 14). Não há
presença de paleocanais em associação com esta bacia (Figura 16), entretanto lagos são
comuns, com dimensões e incidências similares ao da bacia do rio Arari. Uma
característica marcante desta bacia é a natureza fortemente meandrante do canal
principal, em seu baixo curso, enquanto que, para montante, segmentos de canal
meandrante mudam rapidamente para retilíneos, com junções em ângulos retos.
Figura 16 - Bacias de drenagem caracterizadas na margem Leste da ilha do Marajó.
A figura 17 mostra as 3 bacias hidrográficas do Paracauari (norte), Câmara
(central) e Arari (Sul)(Souza, 2010), evidenciadas por densidade de drenagem muito
alta a alta.
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Figura 17 – Mapa de densidade de drenagem na ilha do Marajó (Souza, 2010).
6.HIDRODINÂMICA
A principal fonte de abastecimento do sistema hídrico da região é a precipitação
pluviométrica, e a maré, vindo do Oceano Atlântico, do rio Amazonas e da própria Baía
do Marajó. A altura de maré nessa região varia de 3 a 5 m, representando um ambiente
de meso a macromaré (Bemerguy 1981). Aqueles agentes junto com a baixa topografia
da região e baixa permeabilidade do solo são os grandes responsáveis pelas inundações
que ocorre principalmente no período chuvoso.
A influência das marés é evidenciada pela presença de manguezais nos entornos
da ilha do Marajó e ao longo das drenagens até a influência máxima das marés. Segundo
a mesma autora, a quantidade de água doce que é adicionada aos rios, por ocasião das
enchentes, provoca alterações, não só no domínio da bacia fluvial, mas também na área
oceânica, alterando as propriedades físico-químicas, ocasionando modificações no
ecossistema estuarino. Essa água é transportada em direção ao Oceano Atlântico.
6.1.Rio Amazonas
O rio Amazonas nasce na região dos Andes peruanos, assim que entra no Brasil,
passa a ser chamado de rio Solimões, até a confluência como o rio Negro, próximo à
cidade de Manaus, onde volta a receber o nome de rio Amazonas. O volume de água do
rio Solimões/Amazonas, apresenta descarga estimada de 175.000 m3 /s, carga de sólidos
totais dissolvidos e em suspensão estimadas em 1.190 x 106 ton./ano, e área de
drenagem de cerca de 5.771.000 Km2 (Neiff et al., 1994; Sioli 1984; Tundisi, 1994).
Segundo Sioli (1976), o sistema fluvial amazônico é dividido em três grandes
grupos, de acordo com qualidades físicas e químicas, em rios de água preta, clara e
branca essas características são determinadas pelas condições geomorfológicas e/ou
litológicas e pedológicas existentes nas regiões de suas nascentes.
As características do escoamento na foz do rio Amazonas correspondem às de
um estuário de macro-maré. Nos locais com camadas de lama em suspensão próximas
ao fundo, o escoamento é viscoso numa camada aproximadamente 1m acima do leito
23
(Vinzon & Mehta, 2001). Devido aos fortes gradientes presentes no perfil vertical de
concentração de sedimentos finos (lutoclinas) e às elevadas concentrações de
sedimentos em suspensão, o escoamento nos primeiros metros acima do leito é
predominantemente viscoso, determinando um amortecimento da turbulência é uma
diminuição da tensão de atrito no fundo (Gregório, 2008).
É difícil estabelecer uma profundidade média para um rio da magnitude do rio
Amazonas, já que este apresenta, alternadamente, trechos estreitos com grandes
profundidades (por exemplo, em Itacoatiara/AM a profundidade média é de 70 m e a
máxima de 110 m). Ocorrem ainda, alargamentos contínuos do leito maior, associados a
reduções significativas da profundidade. Nesses últimos criam-se condições favoráveis
à sedimentação e surgimento de bancos de areia e ilhas devido à existência de condições
de bifurcação e expansão da corrente (Strasser, 2002).
6.2.Rio Pará
O rio Pará, é um conjunto hidrográfico, formado por inúmeros rios cujas águas
nele desembocam, dando origem a uma sucessão de baías e enseadas que se estendem
ao longo de toda costa sul da ilha de Marajó e o continente, iniciando a baia de Marajó.
O rio Pará, possui mais de 300 km de extensão e cerca de 20 km de largura média
(Martins, 2010). O rio Pará recebe a massa de água do rio Tocantins, e inclui a Baía de
Guajará, em frente a Belém, à altura da desembocadora dos rios Guamá, Moju, Acará e
Capim, passando à alongada foz do complexo estuarino terminal sob o nome de Baía do
Marajó.
Os sedimentos que ocorrem no fundo do rio Pará são transportados através dos
rios Tocantins, Anapu, seus afluentes, outros rios e pelo próprio rio Pará e são
compostos basicamente por silte, argila e matéria orgânica oriunda da decomposição
vegetal (Planave, 2005).
6.3.Parâmetros oceanográficos
6.3.1.Pluma estuarina do rio Amazonas
Segundo Milliman et al. (1974), o sistema amazônico (Golfão Amazônico) de
drenagem consiste em 2 sistemas de rios dissimilares: os rios Amazonas e Pará. O rio
Amazonas recorta uma imensa bacia hidrográfica de drenagem (7 x 106 km2) (Nittrouer
& Demaster, 1986) com uma descarga média de 1,75 x 105 m3 s-1 (Davis, 1964; Oltman,
1968; Gibbs, 1967; Marlier, 1973). Durante a estação chuvosa (abril a junho), a vazão
média em Óbidos (cerca de 450 km a montante da foz do rio Amazonas) atinge 2,25 x
105 m3 s-1 e no período seco (outubro a dezembro) a vazão media se situa em 0,9 x
105m3 s-1 (Oltman, 1968), porém enchentes periódicas tem provocado descargas
anômalas (3.6 x 05m3 s-1 em 1953, Oltman, 1968), enquanto variações verticais de 15 a
30 m no nível do rio chegam a ocorrer durante tais enchentes (Diegues, 1973; Marlier,
1973).
Segundo Gibbs (1967), mais de 80 % da carga anual de material em suspensão
(5 x 108 tonelas) é derivada dos Andes. O rio Pará drena uma área de 0,7 x 106 km2
possui uma vazão estimada em cerca de 104 m3 s-1 (Oltman, 1968), e as águas tem uma
concentração de MÊS estimada em 1-20 da carga do rio Amazonas.
A descarga hídrica é avaliada em 220.000 m3 s-1 (máxima em maio) e 100.000
3 -1
m s (mínima em novembro) (Richey et al., 1986).
24
Segundo Geyer et al. (1996), 65 % (160.000 m3 s-1) do fluxo transita pelo Canal
Norte, a uma velocidade 80 cm s-1 e correntes de maré de até 250 cm s-1. A salinidade é
baixíssima (2) até 60 km offshore da foz do Canal Norte, durante o período seco
(Limeburner et al., 1992).
Segundo Milliman et al. (1974), durante a estação chuvosa (enchente), uma
pluma com de 20 de salinidade estende-se de 100 a 180 km ao largo, enquanto que outra
de água salobra (salinidade entre 10 e 35) recobre a quase totalidade da plataforma
continental a Oeste-Noroeste do rio Amazonas. Segundo Diegues (1973) e Gibbs
(1970), a água do rio Amazonas forma uma camada superficial, de espessura variável
entre 10 e 20 m, sob a qual uma camada salgada migra em direção ao continente. De
acordo Gibbs (1970), uma estratificação vertical bem desenvolvida se estende através
duma faixa da plataforma continental do Amazonas. Segundo o mesmo autor, em
nenhum caso a água salgada penetra o Amazonas, porem segundo Ryther et al. (1967),
salinidade de até 14 foi medida na foz do rio Pará. Segundo Candela et al. (1992) e
Lentz (1995), a pluma é transportada em direção a NW pela CCNB a uma velocidade de
40-80 cm s-1, sendo variável no decorrer no ano, com um máximo em agosto-setembro
e um mínimo em abril. A Pluma do Amazonas estende-se por 100-500 km em direção
ao mar (Lentz, 1995a) e 1.000 km ao NW e Leste da foz do rio Amazonas (Limeburner
et al., 1995).
As águas com salinidade inferior a 10 se estendiam até quase 100 km ao largo do
rio Amazonas e até cerca de 40 km ao largo do rio Pará (Milliman et al., 1974). A
espessura varia de 7.3 ± 2.9 m (lentz & Limeburner, 1995).
6.3.2.Marés e correntes de marés
Têm-se poucas informações sobre a hidrodinâmica costeira e estuarina na ilha do
Marajó. As marés semidiurnas são predominantes, onde os componentes M2, S2, e N2
são muito fortes (Beardsley et al., 1995). As correntes de maré predominam na
circulação da plataforma continental, até junto ao litoral. A média das preamares de
sízigia (MHWS) e a média das preamares de quadratura (MHWN) alcançam valores
máximos, respectivamente em Salinópolis e no estuário do rio Caeté de 5 m e 3,98 m. A
média das baixamares de sizígia (MLWS) e a média das baixamares de quadratura
(MLWN) apresentam valores altos, respectivamente na ilha dos Guarás e no Cabo
Maguarí de 5,2 m e 2,8 m (FEMAR, 1997). A corrente de maré no estuário do rio
Amazonas pode exceder 250 cm s-1, com amplitudes que podem alcançar 12 m
(Diegues, 1973) e segundo Marlier (1973), as flutuações de maré acontecem acerca de
850 km da foz do rio Amazonas. O Arquipélago do Marajó sofre influência marinha do
Oceano Atlântico, estando sob regime de mesomaré e macromaré semidiurna. A
variação das marés de sizígia alcança valores máximos de 3,6 a 4,7 m, nas ilhas de
Mosqueiro e dos Guarás, respectivamente (DHN 2012), o que provoca inversão dos
cursos fluviais, durante o fluxo, e fortes correntes de maré, durante o refluxo, além de
favorecer processos erosivos das margens fluviais e contribuir com grande aporte de
sedimentos para as praias (França, 1999).
A ilha está sujeita a repetidas enchentes anuais, principalmente pelo baixo
desnível topográfico e baixa permeabilidade do solo. Estes fatores são agravados pela
época de elevada precipitação de fevereiro a abril. Ainda após as chuvas intensas
cessarem, considerável quantidade de água é retida nas partes topograficamente mais
baixas da ilha, isoladas por feições mais elevadas (Bemerguy, 1981).
25
6.3.4.Ondas
O litoral norte sofre influência das ondas formadas a partir dos alísios, que
apresentam em regra geral, alturas abaixo de 1-1,5m em mar aberto. Entretanto,
ocasionalmente ocorrem ondas oceânicas anormais, geradas por ciclones extra tropicais,
por exemplo, no período de 13-19 de outubro de 1999, o ciclone IRENE (classe II)
provocou ondas superiores a 14 m de altura no Atlântico norte, alcançando os 3 m no
litoral norte do Brasil (Innocentini et al., 2000).
6.3.5.Corrente Costeira Norte Brasileira
Segundo Fonseca et al. (2000), a Corrente Costeira Norte Brasileira (CCNB) é a
maior corrente de contorno oeste nas latitudes tropicais do Oceano Atlântico. Esta fecha
o giro equatorial dirigido pelo vento, sustentando um sistema zonal de contra-correntes,
e transporta águas do Oceano Atlântico Sul através do Equador, constituindo parte da
célula de revolvimento meridional (meridional overturning cell) do Oceano Atlântico,
uma importante componente da circulação termohalina global. A região norte é
altamente influenciada pela CCNB, que transporta as águas da plataforma continental
externa e do talude, com uma velocidade que chega até 1.2 m s-1 (Richardson et al.,
1994). A CCNB varre a plataforma continental, na direção NW (Figura 18), com uma
velocidade em superfície maior que 75 cm s-1 (Metcalf, 1968). O limite mais interno da
corrente situa-se dentro de uma faixa distante de 20 a 40 km da linha da costa, enquanto
que as velocidades máximas desenvolvem-se numa faixa, que dista entre 150 a 200 km
da costa.
26
Figura 18 – A Corrente Costeira Norte Brasileira transporta uma quantidade
significativa de água, incluindo água doce da Amazônia, ao longo da costa do norte do
Brasil, Guiana Francesa e Suriname (oceancurrents.rsmas.miami.edu).
7.PARÂMETROS
PARACAUARI
FÍSICOS
DAS
ÁGUAS
ESTUARINAS
DO
RIO
Poucos dados existem hoje sobre os parâmetros físicos das águas estuarinas da
ilha do Marajó, porém, um estudo recente (Monteiro, 2009) mostra o comportamento
destas águas na margem Leste da ilha do Marajó, em particular os do estuário do rio
Paracauari.
7.1.Temperatura da água
A distribuição espacial da temperatura na coluna d'água do estuário do rio
Paracauari teve comportamento semelhante nos três períodos, apresentando médias de
28,34 ºC no período chuvoso, 28,84 ºC no intermediário e de 28,85 ºC no menos
chuvoso (Figura 19). Este padrão de distribuição da temperatura é bastante regular e
revela a estabilidade térmica, típica de regiões de baixa latitude. Apesar da
homogeneidade, a temperatura das águas foi maior em setembro (período menos
chuvoso). Podendo ser notado a estabilidade térmica bem regular típica de águas de
baixa latitude. Não foram verificadas inversões térmicas nos períodos estudados. A
variação da temperatura média ao longo do estuário entre os períodos menos chuvoso e
chuvoso foi equivalente a 1,5 ºC. Essa variação de temperatura na coluna d’água em
ambos os períodos indicam que há ausência de estratificação térmica, possivelmente
devido ao grande volume de água descarregada, à grande turbulência causada pelo
vento e pelas correntes de maré (Santos et al. 1986).
27
Figura 19 - Variação espacial e temporal da temperatura na coluna d'água (superfície e
fundo) do estuário do rio Paracauari no período chuvoso, intermediário e menos
chuvoso P1 – foz; P15 – montante (Monteiro, 2009).
7.2.pH
De acordo com Kleerekoper (1990), o pH das águas naturais varia entre 3 e 10,
sendo bastante raros os valores abaixo de 6 e acima de 9. No estuário do rio Paracauari
os valores de pH apresentaram variações tanto longitudinais quanto sazonais, mas não
apresentaram variações consideráveis na coluna d'água (superfície e fundo), sendo os
valores médios de 5,87 no período chuvoso, 6,77 no intermediário e 7,37 no menos
chuvoso (Figura 20).
28
Figura 20 - Variação espacial e temporal do pH na coluna d'água do estuário do rio
Paracauari no período chuvoso, intermediário e menos chuvoso P1 – foz; P15 –
montante (Monteiro, 2009).
Durante o período chuvoso, o pH acido atingiu o mínimo de 5,04, a montante do
rio (P15), e o máximo 6,50 na foz do rio Paracauari (P1). Já no período intermediário, o
pH variou de acido a básico ao longo do rio, sendo o mínimo de 5,80 também
observado a montante e o máximo de 7,26 na foz.
Segundo Maier (1987) a diminuição nos valores de pH pode estar associada a
um aumento no teor de matéria orgânica que é lixiviada para os rios durante os meses
chuvosos. Já que o processo de decomposição da matéria orgânica reduz o pH pelo
aumento da concentração de gás carbônico que, ao dissolver-se na água, forma o acido
carbônico. Tal fato tem como consequência a diminuição na quantidade de oxigênio
dissolvido disponível na água.
Entretanto, no período menos chuvoso o pH apresentou-se alcalino, com o
mínimo (7,03) também a montante e o máximo (7,86) na foz. Essa elevação nos valores
de pH durante o período menos chuvoso pode esta associada a penetração de aguas
oceânicas, as quais possuem pH naturalmente alcalino, em torno de 8,0. Um
comportamento similar da variação do pH ao longo do rio Paracauari pode ser
observado durante as três campanhas realizadas em diferentes períodos sazonais.
Sendo os menores valores evidenciados nos pontos localizados a montante e os
maiores valores a jusante. Assim, os valores de pH do estuário do rio Paracauari
apresentaram uma faixa de pH acida devido a contribuição fluvial e outra alcalina em
decorrência da contribuição marinha.
7.3.Condutividade Elétrica, salinidade e sólidos totais dissolvidos
A variação espaco-temporal da condutividade elétrica (CE), da salinidade e dos
sólidos totais dissolvidos no estuário do rio Paracauari é claramente regida pelo ciclo
hidrológico. A CE apresentou média de 256 μS/cm no período chuvoso, 1962 μS/cm no
intermediário e 11002 μS/cm no menos chuvoso. A salinidade apresentou média de 0,12
no período chuvoso, 0,96 no intermediário e 6,18 no menos chuvoso. Por fim, os TDS
29
apresentaram média de 125,66 mg/L no período chuvoso, 912,93 mg/L no intermediário
e 5505,03 mg/L no menos chuvoso (Figura 21).
Figura 21 - Variação espacial e temporal de CE, salinidade e TDS na coluna d'água do
estuário do rio Paracauari no período chuvoso, intermediário e menos chuvoso
1CS, 2 CS e 3 CS (1a, 2a e 3a campanha – amostragem superficial, respectivamente);
1CF, 2 CF e 3 CF (1a, 2a e 3a campanha – amostragem no fundo, respectivamente)
P1 – foz; P15 – montante (Monteiro, 2009).
Não foram observadas mudanças significativas entre os valores de superfície e
de fundo ao ponto de se estabelecer uma estratificação na coluna d'água. Durante o
período chuvoso observou-se um gradiente de CE, de salinidade e de TDS crescente da
foz em direção a montante do rio, sendo os mínimos dos 3 parâmetros encontrados na
foz, e os máximos a montante do estuário. Os valores mínimos e máximos dos 3
parâmetros neste período foram: 132 μS/cm e 416 μS/cm de CE, 0,06 e 0,2 de
salinidade e 62 mg/L e 208 mg/L de TDS.
Os máximos dos 3 parâmetros ocorreram a montante do rio, provavelmente,
porque durante o período chuvoso, com a elevação do nível d’água do rio e consequente
alagamento da várzea, ocorre uma exportação de sais retidos nessa área para o rio.
Assim, entende-se que as várzeas que margeiam o estuário do rio Paracauari
desempenham um importante papel regulador nas concentrações de sais dessas águas.
Já durante os períodos, intermediário e menos chuvoso, com a diminuição dos
índices pluviométricos, o comportamento é oposto ao do período chuvoso, havendo um
gradiente decrescente de CE, salinidade e TDS da foz para montante do rio. Assim, os
valores máximos dos 3 parâmetros ocorreram na foz, enquanto que os mínimos
ocorreram a montante. No período intermediário os valores mínimos e máximos dos 3
parâmetros foram: 3210 μS/cm e 148 μS/cm de CE, 1,63 e 0,06 de salinidade e 1614
mg/L e 80 mg/L de TDS. No período menos chuvoso os mínimos e os máximos foram:
30
14080 μS/cm e 6283 μS/cm de CE, 7,56 e 3,63 de salinidade e 6618 mg/L e 3147 mg/L
de TDS.
7.4.Transparência e material em suspensão
A variação espaço-temporal da transparência da água e do material em
suspensão no estuário do rio Paracauari é claramente regida pelo ciclo hidrológico,
sendo os valores médios de transparência da água equivalente a 8,4 cm no período
chuvoso, 40,26 cm no intermediário e valores médios de MPS iguais a 93,72 mg/L no
período chuvoso, intermediário e 15,18 mg/L no período menos chuvoso (Figura 22).
Figura 22 - Variação da a) amostragem ao longo do rio Paracauari e b) material em
suspensão nos períodos: chuvoso, intermediário e chuvoso (Monteiro, 2009).
A medida que os índices pluviométricos aumentam, os níveis das águas do rio
tendem a subir, promovendo o escoamento superficial de material particulado e
dissolvido para o rio, promovendo diminuição da transparência da água. Assim, no
período chuvoso, as concentrações de MPS variaram entre 77,33 e 115,66 mg/L na
superfície 98,66 mg/L no fundo. Os valores mínimos foram observados próximos a um
igarapé com grande concentração de sedimentos finos que a transparência variou apenas
2 cm (mínimo de 8 cm e máximo de do rio), mas também apresentando os valores
máximos na foz. No período intermediário e pluviométrico e consequente diminuição
na vazão do rio, ha maior penetração de aguas oceânicas, mais límpidas. Assim, os
valores de transparência variaram entre 14 e 60 cm no período intermediário, sendo os
maiores valores também encontrados na foz. Já, as concentrações de material em
suspensão no período intermediário variaram entre 19,33 e 63,00 mg/L na superfície e
30,66 e 56,33 mg/L no fundo; e no período menos chuvoso a variação superficial foi de
12,14 a 18,91 mg/L e no fundo foi de 12,51 a 17,90 mg/L. Em ambas as campanhas, o
comportamento do material em suspensão foi semelhante: valores mínimos observados
na foz, e máximos a montante, com exceção do P4 que é uma área de refluxo e, por isso,
apresentaram concentrações mais elevadas do que o esperado. A transparência da água
nos 3 períodos apresentou seus máximos na foz, porém, durante o período menos
chuvoso, a penetração das águas marinhas no estuário do rio Paracauari promoveu
elevados valores de transparência da água (30 cm), também a montante do estuário. As
águas estuarinas do rio Paracauari podem ser classificadas como “águas brancas”, em
consequência do material orgânico-mineral em suspensão, transportado para o estuário
pelos numerosos rios, “furos” e igarapés.
31
7.5.Classificação das águas da bacia amazônica
Cobrindo aproximadamente 7 milhões de km², a Amazônia (bacia Amazônica e
bacia do rio Tocantins) compreende cinco zonas morfoestruturais: ao norte encontramse os escudos Pré-Cambrianos das Guianas, ao sul o escudo Brasileiro, à leste
encontram-se as cordilheiras dos Andes e a região Subandina e a depressão Amazônica,
e a oeste o oceano Atlântico (Martinelli, 1989). A bacia amazônica, sob o ponto de vista
geológico, pode ser definida como uma bacia sedimentar intercratônica formada entre
os escudos Brasileiro e das Guianas (Putzer, 1984). Influenciadas por essas unidades, as
águas amazônicas, com suas diferentes características hidrográficas e limnológicas,
podem ser classificadas em 3 tipos: rios de águas brancas, claras e pretas.
Rios de "águas-brancas" apresentam águas turvas com coloração em vários tons
de ocre, ricos em material particulado em suspensão, com quantidade relativamente alta
de eletrólitos, pH variando de 6,2 a 7,2. Sua origem é predominante nas montanhas
andinas, podendo-se citar como exemplo os rios Solimões/Amazonas (Carneiro, 1995).
Rios de "águas-claras" são rios de águas transparentes em vários tons de verde,
com pouca quantidade de material em suspensão, composição química e pH variáveis
em função do substrato geológico, e são exemplos os rios Tapajós e Xingu (Carneiro,
1995).
Rios de "águas-pretas" são caracterizados pela cor marrom-oliva até marrom-café,
por apresentarem substâncias húmicas dissolvidas. São bastante ácidos (pH de 3,8 a 4,9)
e empobrecidos em eletrólitos. Podem-se citar como exemplo os rios Negro e Jutaí
(Carneiro, 1995).
Além da geologia, o relevo, o clima e a vegetação são os principais fatores no
controle a carga de materiais dissolvidos e em suspensão na água.
8.TIPOS DE ESTUÁRIOS MARAJOARAS
Poucos trabalhos sobre os estuários dos entornos da ilha do Marajó estão
disponíveis (Monteiro, 2009). De acordo com a classificação Pritchard (1967), o único
estuário do rio Paracauari estudado é classificado como um estuário de planície costeira,
onde a circulação é controlada pelas marés, podendo assim ser classificado como
dominado por maré, segundo Davis; Hayes (1984). Neste estuário, não se percebe
nenhuma estratificação vertical de salinidade, podendo classificar este estuário como
verticalmente homogêneo, segundo Pritchard (1955). Apesar da homogeneidade
vertical, este estuário é “segmentado”. As águas deste estuário são influenciadas pelas
variações sazonais amazônicas. Esta variação é mais nítida durante o período chuvoso,
pois ocorre um máximo de entrada de água através do escoamento superficial e subsuperficial. Além disso, as zonas do estuário do rio Paracauari são controladas
principalmente pela descarga fluvial, precipitação, vento, maré e águas costeiras da Baia
do Marajó.
Entretanto, de acordo com o modelo estuarino de Kjervfe (1987), o estuario do
rio Paracauari representa uma Zona de Rio (com salinidade <1,0), durante o período
chuvoso. No período intermediário, aparece a Zona de Mistura de aproximadamente 8
km de comprimento a partir da foz. Finalmente, durante o período menos chuvoso, as
águas oceânicas penetram este estuário aproximadamente 40 km (Zona de Mistura),
desde a foz até a cabeceira.
9.TIPOS DE VEGETAÇÃO NA ILHA DE MARAJÓ
32
9.1.Florestas pluviais
Floresta aluvial não inundável (Terra Firme).
São florestas densas, com árvores emergentes. O dossel fica situado entre 30 e
35 m; a biomassa é considerada pesada, com área em torno de 30 m². Possuem como
representantes típicos como Caryocar glabrum (piquiarana), Cedrela odorata (cedro),
Couratari multiflora (tauari), Diplotropis purpurea (sucupira), Dipterix SP (cumaru),
Manilkara huberi (maçaranduba) e muitos outros.
Floresta aluvial inundável mista com palmeiras.
Esta tipologia é caracterizada pela expressividade de palmeiras no ambiente,
tanto em riqueza quanto em abundância deste grupo de plantas. Alguns autores afirmam
que as florestas inundáveis como palmeiras são características da parte oriental do
Marajó, juntamente com as florestas de várzea que dominam as terras baixas das ilhas e
planícies dos rios estuarinos, as palmeiras associadas sofrem uma alternância,
dependendo do tipo de solo, topografia e influência em relação à rede de drenagem.
As florestas estão associadas com uma palmeira predominante, principalmente
Euterpe oleracea (açaí), Astrocaryum mumumuru (mumumuru), Oenocarpus bacaba
(bacaba), Bactris setosa (marajá) e attalea maripá (inajá) ou uma combinação de duas
ou mais palmeiras.
Floresta aluvial inundável
Essa tipologia é uma transição entre a terra firme e as florestas inundáveis com
palmeiras. A inundação está associada geralmente ao transbordamento dos sistemas
fluviais durante as cheias ou pelo acúmulo de água da chuva durante o inverno, entre
Janeiro e Maio. Uma parte significativa das espécies são comuns aos três ambientes,
como Simaruba amara (marupá), Caryocar glabrum (piquiarana), Eschweilera
coriacea (matamata), Goupia glaba (cumaru), entre outras, e as palmeiras Euterpe
oleracea (açaí), Desmuncus orthacanthus (jacitara), Astrocaryum murumuru e Bactris
marajá.
9.2.Floresta de várzea
As florestas de várzea se constituem na tipologia mais representativa de
ambientes inundáveis da Amazônia. São ecossistemas ripários, energeticamente abertos,
estando associados às bacias de rios de água branca ou barrenta, cujas nascentes estão
localizadas nas áreas montanhosas das Cordilheiras dos Andes, onde o processo erosivo
nos dias atuais é elevado. As várzeas são ambientes recentes na escala geológica,
formadas no período holocênico atual, apresentando solos tipos glei hidromórficos, sem
estrutura vertical e pouco consolidada. Essas florestas são mais baixas e abertas do que
as de terra firme, com altura em torno de 20 a 25 m.
As principas espécies dessa tipologia são Avicennia germinans (sirúba),
Campsiandra laurifolia (acapurana), Dioclea virgata, Hevea guianensis (seringueira),
Hura crepitans (açaru), Macrolobium acaciaefolium (arapari) Rhizophora racemosa
(mangueiro) e outras.
33
Floresta secundária – FS
Dá-se a denominação secundária porque se origina a partir da ação antrópica, é
popularmente conhecida como capoeira. Para Amaral et al. (2007), as principais fontes
de conversão das florestas amazônicas primitivas em capoeiras são a agricultura
familiar, as pastagens artificiais, a agricultura comercial e a exploração madeireira. A
flora deste tipo de vegetação antrópica é formada geralmente por espécies pioneiras,
principalmente arbustos como Vismia guianensis (lacre), Cecropia spp. (embaúbas),
Casearia ulmifolia (mata-calado), Astrocaryum murumuru (murumuru) e outros. São
ainda comuns indivíduos jovens de espécies da sucessão ecológica mais avançada como
Guatteria poeppgiana (Envira-preta) Simaruba amara (marupá), Didymopanax
morototoni (morototó) etc.
9.3.Campos naturais ou savanas úmidas
Segundo Bemerguy (1982), na metade leste da Ilha de Marajó, ocorrem campos
naturais, com flora das savanas, em áreas raramente atingidas pelas inundações, por isso
denominado campos altos ou "tesos". Os campos naturais podem ser do tipo limpo
(onde o estrato herbáceo sobressai na margem), com feição de mosaico (composta de
pequenos capões até ilhas de florestas com dezenas de hectares) ou com aglomerados
das palmeiras Mauritia flexuosa (buriti) ou Mauritiella aculeata (caranã) (Amaral et al.,
2007).
Para Amaral et al. (2007), Campo Limpo é caracterizado pela forte dominância
de gramíneas (Cyperus luzulae, C. sesquiflorus, Eleocharis minima, Fimbristylis
capillaris, Phyllanthus hyssopifolioides, Hyptis atrorubens, Mimosa polydactila, entre
outras) e ciperáceas (Fimbristylis capillares, Kyllinga peruviana, Rhynchospora
barbata, R. cephalotes, Scleria hirtella), originando uma paisagem campestre
equivalente à denominação campo limpo da classificação de cerrados, como observado
nos estudos de Bemerguy (1982), enquanto o Campo Misto refere-se aos campos com
palmeiras ou arbustivo-arbóreos.
Compõe a área de proteção ambiental do Marajó – APA Marajó (Artigo 13,
Inciso VI da Constituição do Estado do Pará, promulgada em 1989), pertencendo ao
Governo Estadual e controlada pela Secretária Estadual de Meio Ambiente – SEMA.
Nesta também se encontra a Reserva Ecológica da Mata do Bacurizal e do Lago
Caraparú (Lei Nº 109 de 19/06/1987), que pertence a prefeitura de Salvaterra.
10.ESTRUTURAÇÃO GEOLÓGICA DA ILHA DO MARAJÓ
A ilha do Marajó está assentada sobre os sedimentos Post-Rifte da Bacia de
Marajó (1° N e 3° S - 51° e 48° W). Esta bacia apresenta-se alongada na direção NWSE e limitada a NW por falhas transformantes ligadas ao desenvolvimento mais recente
do Oceano Atlântico; a oeste pelo Arco de Gurupá, que a separa da Bacia do Amazonas;
a nordeste, pela Marajó Setentrional (Soares Jr., 2002); a SE pelo Arco do Tocantins
que a separa da Bacia do Grajaú. Esta bacia é formada por 4 sub-bacias: Mexiana,
Limoeiro, Cametá e Mocajuba, de NW para SE, e ocupa uma área de aproximadamente
50.000 km2 (Rezende e Ferradaes, 1971; Schaller et al., 1971; Miller e Avenius, 1986;
CARVAJAL et al., 1989, Villegas, 1994) (Figura 23).
A formação da ilha do Marajó, está relacionada a fragmentação do Gondwana e
formação do Oceano Atlântico Equatorial (Ludwig 1964; Aguiar et al., 1966; LANA e
Milani, 1987).
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Figura 23 - Mapa de localização da Bacia do Marajó (Soares Jr., 2007).
Estratigrafia
O preenchimento da Bacia de Marajó compreende um pacote de rochas sedimentares
depositado desde o Juro-Triássico até o Recente, atingindo espessura de até 11 km e
dividido nas sequências Rifte e Pós-Rifte (Lima, 1987; Villegas, 1994; Costa, et al.,
2002) (Figura 24).
Sequência Rifte
A Sequência Rifte é composta por dois pacotes sedimentares (Miller e Avenius,
1986; Carnes et al., 1989; Carvajal et al., 1989; Villegas, 1994). Segundo Galvão
(1991), o pacote mais antigo deve estar vinculado aos pulsos extensionais iniciais de
formação da bacia, cuja origem é pouco conhecida. Carvajal et al. (1989) deduziram
que os estratos mais antigos desse pacote passam concordantemente, na maioria das
vezes, para os estratos mais novos, ocorrendo às vezes truncamentos erosivos nas
laterais das fácies. Carvajal et al. (1989) identificaram os estratos sedimentares do
intervalo sin-rifte mais antigo ao longo da sub-bacia de Cametá e em ambos os flancos
da sub-bacia de Mexiana. O pacote mais novo, segundo Villegas (1994), relaciona-se ao
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estágio de ampliação da bacia. A seção superior do pacote mais novo compreende
vários estratos (Barremiano-Aptiano - Cenomaniano), ocorre em toda a Bacia de Marajó
e é caracterizada, por amplitudes homogêneas e em reflexões descontínuas de média a
alta amplitude ou ainda em reflexões do tipo hummocky, de média a baixa amplitude
(Carvajal et al., 1989).
Figura 24 - Carta estratigráfica da Bacia de Marajó (Villegas, 1994).
Os estratos mais novos do rifte têm idade de Barremiano-Aptiano, e o final da
sedimentação vincula-se ao Cenomaniano (95 Ma). Segundo Galvão (1991), a
sequência rifte mais nova é formada por sedimentos clástico-arenosos (Formação
Itapecuru). O preenchimento da fase rifte inclui fanglomerados e arenitos (Formação
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Jacarezinho) depositados no lado oeste das sub-bacias de Mexiana e Limoeiro, e ao
longo da sub-bacia de Cametá. Avenius (1988) relatou também a ocorrência de estratos
argilo-sílticos uniformes (Formação Anajás), sobrepostos aos estratos da Formação
Breves, restritos às sub-bacias de Mexiana e Limoeiro.
Sequência Pós-Rifte
A Sequência Pós-Rifte, segundo Schaller et al. (1971), compreende duas
unidades principais. A inferior corresponde aos sedimentos da Formação Limoeiro
(Neocretáceo/Paleoceno), constituída por arenitos friáveis, com frequentes níveis
conglomeráticos e intercalações de argilitos instalados sobre a sequência basal. A
unidade superior inclui dois pacotes sedimentares, sobrepostos concordantemente à
inferior (Formação Limoeiro). O primeiro pacote refere-se à Formação Marajó,
constituído por arenitos finos, argilitos e folhelhos, depositados entre o Eoceno e o
Plioceno. O segundo pacote compreende os sedimentos da Formação Tucunaré,
constituídos por arenitos finos a médios, depositados após o Mioceno. A deposição
contínua dessa sequência reflete processos passivos de sedimentação, ligados a uma
grande estabilidade tectônica.
Segundo Galvão (1991), a sedimentação mais recente na região de Marajó (pósMioceno) não guarda, aparentemente, qualquer relação com os processos envolvidos na
evolução do rifte sotoposto, já praticamente preenchido. Estes sedimentos
correspondem a depósitos de planície costeira, representados pela Formação Barreiras
e/ou pelos sedimentos indiferenciados do sistema de drenagem do rio Amazonas, Grupo
Pará (Formação Tucunaré).
Geologia Estrutural
A disposição e o controle dos depocentros por falhas sugerem uma arquitetura
estrutural-estratigráfica assimétrica para a bacia de Marajó (Figuras 25, 26), com as subbacias sendo separadas e segmentadas por falhas transcorrentes de direções ENE-WSW
e NE-SW (Carnes et al., 1989; Lara, 1992; Villegas, 1994). As falhas normais mestras
de direção NW-SE e as falhas transcorrentes principais de direções NE-SW e ENEWSW limitam dois grandes compartimentos tectônicos denominados de sub-bacias de
Limoeiro e Cametá. A sudoeste da sub-bacia de Cametá há um alto do embasamento
que a separa da sub-bacia de Mocajuba e o limite norte da sub-bacia de Limoeiro é
marcado por um feixe de falhas transcorrentes de direção NE-SW, ao longo do qual se
desenvolveu a sub-bacia de Mexiana.
37
Figura 26 – Arcabouço estrutural da Bacia do Marajó (Costa et al., 2002).
38
Figura 27 – Seções geológicas na Bacia do Marajó (Costa et al., 2002).
A sub-bacia de Mexiana situa-se na parte norte da Bacia de Marajó, tem a forma
alongada na direção NE-SW e estende-se por mais de 150 km ao longo de um feixe de
falhas transcorrentes, com largura variando de 20 a 40 km. As bordas NW e SE são
definidas por falhas transcorrentes em um arranjo tipo en-échelon. As bordas NW e SE
são limitadas pelos lineamentos Chaves e Arari, respectivamente (Carvajal et al., 1989;
Villegas, 1994). Às falhas transcorrentes principais ajustam-se falhas normais
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secundárias, de orientação geral E-W, definindo 2 sistemas imbricados inclinados para
N e para S, caracterizando uma megaestrutura em flor negativa (Villegas, 1994).
A sub-bacia de Limoeiro ocupa a parte central da Bacia de Marajó, possui direção NWSE e apresenta seus limites NW e SE, respectivamente, com as sub-bacias de Mexiana e
Cametá definidos pelas zonas de falhas transcorrentes Arari e Tocantins (Carvajal et al.,
1989); a sua ombreira acha-se a oeste, coincide com o Arco de Gurupá e é dominada
por extensas falhas normais lístricas, com rejeitos de até 6 km (Miller e Avenius, 1986;
Villegas, 1994; Costa et al., 2002). Em direção a NE as falhas normais principais se
curvam para NW e se juntam ao lineamento Arari. Falhas transcorrentes secundárias
(zonas de falhas Chaves, Anajás e Pará) dividem a sub-bacia de Limoeiro em 5
compartimentos extensionais distintos.
A sub-bacia de Cametá encontra-se na parte S da Bacia de Marajó, é alongada
nas direções NW-SE e WNW-ESE, e está separada das sub-bacias de Limoeiro e
Mocajuba, respectivamente, pela falha transcorrente Tocantins e por um horst isolado
de orientação NNW-SSE; o seu limite sul é definido através do Arco de Tocantins. A
sua geometria é fortemente assimétrica, formada por 3 pequenos depocentros limitados,
no flanco W, por falhas normais lístricas e planares inclinadas para NNE e com rejeitos
de 1 a 3 km. As falhas normais são dominantemente sintéticas que se individualizaram
de SW para NE em decorrência do abatimento dos tetos das falhas mestras (Villegas,
1994).
A sub-bacia de Mocajuba ocupa também a parte S da Bacia de Marajó, limita-se
ao N com a sub-bacia de Limoeiro, ao S e a W com o Cinturão Araguaia e a Leste com
a sub-bacia de Cametá, e apresenta orientação geral que se ajusta às zonas de
cisalhamento submeridianas do Cinturão Araguaia. Esta sub-bacia é composta por 2
blocos geometricamente distintos, a saber: o bloco N é caracterizado estruturalmente
por falhas planares e lístricas inclinadas para NE e com rejeitos de até 3 km, não
havendo importantes falhas antitéticas associadas ao desenvolvimento do roll-over; O
bloco S é caracterizado por falhas mestras planares no lado NE da sub-bacia, inclinadas
para SW e com rejeitos de até 4 km, além de falhas antitéticas planares a sudoeste
(Villegas, 1994).
A relação entre as sub-bacias de Mocajuba e Cametá é feita através de um alto
do embasamento, formado por rochas do Cinturão Araguaia, que adquire orientação
NNW-SSW nessa região (Villegas, 1994).
Aspectos Geomorfológicos
A ilha do Marajó, levando-se em consideração a topografia, pode-se obsrvar que
está dividida ao meio. A parte Leste é mais alta e a parte Sul está relativamente baixa.
O litoral do NE do Pará perfaz uma extensão de 600 km (entre a foz dos rios
Amazonas e Gurupi) e é subdividido em 2 grandes setores: (i) o primeiro setor marcado
por uma costa recortada em terrenos altos (São João de Pirabas – Golfão Marajoará),
onde os vales estuarinos estreitos estão esculpidos em terrenos do Grupo Barreiras e (ii)
o segundo setor mostra uma costa baixa ocupada por extensas planícies de manguezais,
recortadas por vales afogados, esculpidas na maior parte em depósitos holocênicos.
A ilha do Marajó faz parte do setor insular estuarino do rio Amazonas e o seu
relevo é constituido por duas unidades (Figura 28): (1) Planalto Rebaixado da
Amazônia, ou pediplano pleistocênico, é representado por uma superfície erosiva,
suavemente ondulada e pouco dissecada, com altitudes baixas em torno de 30 m (Costa
et al., 1991) e sustentado pelos sedimentos areno-argilosos do Grupo Barreiras e do
Pós-Barreiras. Na borda estuarina da ilha, este planalto produz falésias esculpidas em
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sedimentos do Grupo Barreiras e do Pós-Barreiras. Na sua maior parte, esta unidade
abrange toda a parte Centro-Sul da ilha de Marajó. Limitada a W com planícies fluviais
em processo de colmatagem e a Leste com as planícies fluviais colmatadas. Sendo
coberta por floresta tropical densa e entrecortada por uma extensa rede de drenagem
constituída de furos e igarapés. Esta unidade está incluída no domínio morfoclimático
dos planaltos amazônicos rebaixados das áreas colinosas e planícies e (2) a Planície
Amazônica, constituída por sedimentos quaternários e marca um relevo plano e baixo e
abrange a maior parte da ilha (Barbosa et al., 1974; Bemerguy, 1981). Esta unidade é
caracterizada por processo de evolução atual. Apresenta um conjunto particular de
paleocanais, furos, igarapés, paranás e também muitos lagos. A área da planície
amazônica coberta por sedimentos holocênicos tem na ilha de Marajó a sua maior
extensão contínua (Sbaraini, 2001).
Região dos Campos
Região dos Furos
Figura 28 – Mapa destacando as regiões dos campos (Planalto Rebaixado da
Amazônia), mais elevada e dos furos (Planície Amazônica), mais baixas
(Fonte: Avaliação Ecológica e Seleção de Áreas Prioritárias à Conservação de Savanas
Amazônicas no Arquipélago de Marajó, Estado do Pará).
Padrões Morfológicos nos entornos da ilha do Marajó (Margem Leste)
Esta unidade regional é compartimentada em três unidades geomorfológicas: (1)
planície aluvial, com canal fluvial, diques marginais e planície de inundação; (2)
planície estuarina, com canal estuarino, subdividido em curso superior, segmento reto,
segmento meandrante e funil estuarino e (3) planície costeira, com ambientes de
pântano salino (interno e externo), planície de maré (manguezais de supramaré,
intermaré e inframaré, planície arenosa com baixios de maré), cheniers. As planícies
estuarinas na ilha do Marajó são mais estreitas, e são encaixadas nos sedimentos do
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Grupo Barreiras (França, 2003). Nestas planícies, ocorrem vários ambientes tais como:
manguezais, planícies arenosas, cheniers, dunas costeiras ativas e inativas, deltas de
maré enchente e vazante, e praias-barreiras (“barrier-beach ridge”).
Na margem Leste da ilha do Marajó, têm-se o seguinte arranjo geomorfológico
(Figura 29):
Planalto Costeiro
O planalto costeiro representa a superfície dos baixos platôs, com cotas
topográficas variando de 5 a 20 m acima do nível do mar. Constitui-se de sedimentos do
Grupo Barreiras/Pós-Barreiras, cujas sequências estratigráficas estão expostas nas
falésias, próximas à praia Grande de Salvaterra. O limite do planalto com a planície
costeira caracteriza-se, na parte interna da margem Leste, por desníveis topográficos de
baixo gradiente, apresentando superfícies que gradam suavemente na direção da
planície, ou por pequenas escarpas, de aproximadamente 0,5 a 1,5 m de altura,
formando falésias inativas. Na costa, o contato topográfico se dá abruptamente,
originando falésias ativas, sujeitas à ação erosiva das ondas, com alturas entre 1 e 6 m.
Além das características topográficas, o contorno do planalto é recortado,
fragmentado e entalhado por paleovales que, se encontram colmatadas e ocupadas por
estreitas planícies de maré, cuja largura varia de 300 a 1.300 m.
Planície Costeira
A planície costeira ocupa a parte centro-oriental da margem Leste da ilha do
Marajó, com cerca de 377,18 km2, apresenta cotas topográficas inferiores a 5 m e se
estende para o interior até o alcance máximo da zona de influência das marés, onde se
limita com o planalto costeiro.
Esta planície é constituída por sedimentos lamosos e arenosos, cuja deposição
foi realizada por processos estuarinos e eólicos, durante a fase progradacional da linha
de costa, sob condições regressivas ou de mar estável, no Holoceno (Souza Filho, 1995;
2000), com desenvolvimento dos ambientes de planície de maré, manguezal, cordões de
praias e dunas.
Em Soure, a planície costeira possui disposição N-S, apresentando uma borda
leste retilínea, controlada por possíveis falhas normais NW-SE, e cortada por
desembocaduras com orientação preferencial NW-SE. Em Salvaterra, as planícies
costeiras têm orientação W-E, NESW e NNW-SSE, e se estendem pelo interior dos
paleovales, dispondo-se provavelmente segundo o controle de estruturas neotectônicas
(Costa et al., 2002).
Nesta planície costeira, foram identificadas as seguintes sub-unidades: terraços
arenosos, planície lamosa de supramaré recoberta por campos inundáveis, planície
lamosa de intermaré recoberta por manguezais, cordões arenosos antigos, cordões
arenosos de dunas e praias atuais, canais de maré e deltas de maré vazante.
Terraços arenosos
Os terraços arenosos ocupam as áreas topograficamente mais elevadas da
planície costeira, entre o planalto e a planície lamosa de intermaré, com uma
distribuição descontínua, irregular, e topografia suave. Segundo Teixeira e Costa
(1992) estes terraços marinhos podem ser o resultado de depósitos de antigas praias,
formadas durante a última transgressão (Holoceno), e que marcam uma linha de costa
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pretérita. Os limites dos terraços arenosos com o planalto costeiro são gradacionais, do
ponto de vista topográfico. A transição para a planície lamosa de intermaré é abrupta,
nos aspectos topográfico e vegetacional. A vegetação de duna ou campo arenoso é
substituída bruscamente pelo manguezal, que ocupa um nível topográfico inferior.
Planície lamosa de supramaré
Localiza-se na parte interna da área, formando estreitas faixas de larguras entre
200 e 2.300 m, com disposição N-S (em Soure) e E-W (em Salvaterra), entre o planalto
costeiro e a planície lamosa de intermaré. Esta planície é constituída por sedimentos
clásticos. No período de dezembro a maio, o regime é controlado pela pluviosidade,
sendo secundária a influência das marés.
Entre junho e novembro, a redução das chuvas favorece a maior introdução das
marés.
A planície lamosa de supramaré com cotas topográficas inferiores a 5 m, é coberta por
vegetação campestre, onde ocorrem espécies tais como: Eleocharis interstincta R. Br.
(“junco poque-poque”), Eleocharis mutata R. et Sch. (“junco triângulo”), Fimbristylis
capillaris (L.) Kunth., Xyris jupicai L.C.Rich., Borreria laevis (Lam.) Gris., Tonina
fluviatilis Aubl., Nymphoides indica O. Kuntze, Panicum sp. e Hidrolea spinosa L.
O contato com a planície de intermaré se dá por gradação suave no sentido da
declividade e, com o planalto costeiro, por pequeno desnível (falésias “mortas”), com
mudança vegetal abrupta (da mata secundária ou capoeira para a vegetação campestre).
Planície lamosa de intermaré
Em Soure, as planícies lamosas de intermaré estendem-se longitudinalmente,
alargando-se para norte. Ocupam, na área, aproximadamente uma superfície de 155,95
km2 e possuem larguras entre 1 a 3,8 km. Limitam-se a oeste com o planalto costeiro e
com a planície lamosa de supramaré, a leste com os cordões de dunas e praias, e ao Sul
com o rio Paracauari.
Em Salvaterra, as planícies de intermaré ocupam o interior dos paleovales,
escavados no planalto costeiro, até o limite de influência das marés. Ocupam uma área
de aproximadamente 59,63 km2 , com larguras entre 0,1 a 1,3 km.
Na extremidade leste da planície costeira de Soure (parte externa), em contato com os
cordões arenosos de praias e dunas atuais, sob a ação das ondas e correntes de maré da
Baía de Marajó, os manguezais apresentam feições erosivas, como formação de terraços
lamosos, tombamento de árvores adultas, refletindo a migração dos cordões praiais
sobre os depósitos lamosos e a retrogradação da linha de costa, que alcançou um recuo
linear máximo de 344 m, no período de 1986 a 2001, com uma taxa de 22 m/ano. Na
parte interna, nos setores protegidos da costa, atrás da praia-barreira do Garrote e nas
margens deposicionais dos canais de maré, desenvolvem-se formas acrecionais que
respondem pela progradação da linha de costa, com instalação de espécies vegetais
pioneiras e mangues jovens. Na parte Sul da costa de Soure, a taxa máxima de acreção
chegou a 23 m/ano, no período de 1986 a 2001 (França e Souza Filho, 2003a; 2003b).
Na orla da Baía de Marajó, em Soure, os manguezais adultos estendem-se desde os
limites da praia do Garrote.
43
Cordões arenosos antigos
Os cordões arenosos antigos ou cheniers formam cristas lineares situadas no
interior dos manguezais de intermaré, representando depósitos de antigas praias que
ficaram preservadas em meio aos sedimentos siltosos/argilosos das planícies de maré
progradantes (Souza Filho, 1995).
Na planície costeira de Soure, os cordões arenosos antigos dispõem-se paralela
ou quase paralelamente à linha de costa atual, distando entre 0,2 a 1,5 km da mesma, e
possuem comprimentos variados e formas lineares ou curvadas. Apresentam direção
preferencial N-S e NW-SE, e ocupam uma área de 5,2 km2.
Em Salvaterra, os cordões arenosos são em menor número e formam
agrupamentos próximos à foz do canal do Jubim. Apresentam forma estreita e retilínea,
e posição no sentido NE-SW, com área de 0,8 km2.
A cobertura é representada por vegetação herbácea e arbustiva aberta, e espécies
como: Borreria sp., Cyperus laxus Vahl., Byrsonima crassifolia (L.) H.B.K. (“murucidocampo”), na zona arenosa, e Eleocharis caribea (Rot.) Blake, Avicennia schaweriana
Stapf & Leech. (“siriúba preta”), Fimbristylis spadicea (L.) Vahl e Paspalum vaginatum
Sw (“capim-de-praia”), na zona de transição para o mangue.
Cordões arenosos de dunas e praias atuais
- Dunas
Em Soure e Salvaterra, a maioria das dunas se enquadra na primeira
classificação. São dunas baixas, longitudinais e cobertas por vegetação
predominantemente arbustiva (vegetação de restinga), abrangendo uma área de 3,29
km2. Ocorrem espécies como: Paspalum vaginatum Sw. (“capimde-praia”), Ipomea
pes-caprae Rott., Psydium guajava L. (“goiabeira”), Byrsonima crassifolia (L.) H.B.K.
(“murucido-campo”) e Chrysobalanus icaco L. (“ajuru”).
Nas praias do Pesqueiro e Araruna (Soure), as cristas paralelas à costa possuem
direção preferencial N-S e, próximo à foz do canal do Pesqueiro, apresentam cristas
descontínuas. Na praia Grande (Salvaterra), as cristas dispõem-se no sentido NNWSSE, são ainda mais baixas e de maior granulometria em função das características da
costa.
- Praias
Na margem Leste, as praias estendem-se pelo extremo oriental da planície
costeira, sob a dinâmica da Baía de Marajó e do estuário do Paracauari. O
posicionamento espacial das praias e suas características obedecem a um possível
controle estrutural e às diferenças fisiográficas entre as costas de Soure e Salvaterra.
As principais praias de Soure, como Cajuúna, Pesqueiro, Araruna (com
orientação espacial N-S), Barra Velha (orientação NNW-SSE) e Garrote (orientação EW), formam extensos cordões entre 1,7 a 4,5 km, apresentando forma retilínea a
convexa. São praias-barreiras que permitem o desenvolvimento de zonas protegidas no
litoral e extensos manguezais. Pertencem a uma costa de baixo gradiente, seccionada
por grandes canais de maré. São praias que possuem zonas de estirâncio com larguras
que variam de 180 a 430 m, com gradientes entre 1:52 e 1:95 e sistemas de barras e
calhas desenvolvidos.
44
Canais de Maré e deltas de maré vazante
Os canais de maré constituem vias de drenagem de sedimentos, conforme os
ciclos de maré, sendo importantes no desenvolvimento das planícies de maré e
manguezais. Para montante, os canais tornam-se bifurcados, estreitos, rasos e de fundos
lamosos e, na direção de jusante, apresentam-se largos, retilíneos e com fundos
arenosos, em resposta às atividades das correntes de maré e ao retrabalhamento dos
sedimentos (Reineck e Singh, 1980; Souza Filho, 1995; Silva, 1996).
As margens erosivas dos canais de maré formam escarpas íngremes com terraços
lamosos. Nas margens deposicionais, favorece a colonização por mangues,
preferencialmente pela Avicennia sp., Laguncularia sp. e Rhyzophora sp..
Em Soure, os principais canais de maré (Cajuúna, Pesqueiro, Barco, Glória,
Araruna e Uruci) apresentam larguras máximas entre 112 e 468 m, e direções
preferenciais NW-SE e N-S. Em Salvaterra, os canais Guajará e Jubim possuem
larguras máximas de 58 e 150 m, respectivamente, e direções NE-SW e W-E. Todos os
canais de maré desembocam no estuário do Paracauari e Baía de Marajó.
Os deltas de maré vazante ocorrem nas desembocaduras dos canais de maré. A
morfologia caracteriza-se pela presença de dois ou mais braços rasos, separados por
bancos arenosos de foz de canal, que ficam expostos na maré baixa. Os canais do
Cajuúna, Pesqueiro, Glória, Araruna e Jubim possuem deltas de maré vazante.
45
Figura 29 - Mapa morfológico da zona costeira dos municípios de Soure e Salvaterra
(margem leste da Ilha de Marajó-PA), entre as desembocaduras dos canais do Cajuúna e
Jubim (França e Souza Filho, 2006).
46
DELTA SUBAQUÁTICO DO AMAZONAS
De acordo com Wright (1978), a foz do rio Amazonas representa um delta ou
um estuário (Friedman & Sanders, 1978; Nittrouer et al., 1986). Segundo Nittrouer et
al. (1986), o delta é representado por 3 regiões: (i) <40 m topset composto por
sedimentos lamosos e intercalações de areias (Nittrouer et al., 1983), se desenvolve em
direção a offshore, com um gradiente suave (<1:3,000); (ii) entre 40 e 60 m (foreset)
ocorre com um gradiente também suave (1:1,000) ao longo da parte Sul da região e a
lama fluida se expande até o limite externo (Cacchione et al., 1995), e (iii) entre 60 e
100 m (bottomset) areias transgressivas formam uma camada fina de lama, que
desaparece em direção a offshore.
Principais Grupos de Solos
Os solos que ocorrem com maior expressão na ilha do Marajó são classificados
como Hidromórficos Indiscriminados e solos Hidromórficos Gleyzados (Correa et al.,
1974): os primeiros, apresentam perfis com horizonte superficial orgânico e orgânicomineral, com grande variação em espessura, nos quais a matéria está total ou
parcialmente decomposta ou em ambas as formas, este agrupamento é constituído de
solos pouco evoluídos, medianamente profundos, muito pouco porosos, muito ácidos
com baixa capacidade de troca de cátions e saturação de bases; e, os últimos são
constituídos por solos desenvolvidos sobre sedimentos relativamente recentes, em geral,
fortemente ácidos, podendo apresentar-se neutros e alcalinos de textura argilosa e às
vezes com considerável conteúdo de silte. No litoral da ilha, ocorrem os solos
Halomórficos, com pouca expressão, representados por solos indiscriminados de
mangues. Os solos de maior expressão na ilha são os hidromórficos indiscriminados e
hidromórficos gleyzados (Correa et al., 1974). Os primeiros apresentam perfis com
horizonte superficial orgânico e orgânico-mineral, com grande variação em espessura,
nos quais a matéria orgânica está total ou parcialmente decomposta. Este tipo de solo é
pouco evoluído, medianamente profundo, pouco poroso, ácido, com baixa capacidade
de troca de cátions e saturação de bases. Já os gleyzados são constituídos por solos
desenvolvidos sobre sedimentos relativamente recentes, em geral fortemente ácidos,
podendo apresentar-se neutros e alcalinos, de textura argilosa e, às vezes, com
considerável conteúdo de silte.
Adicionalmente, solos halomórficos ocorrem no litoral da ilha, sendo eles de
pouca expressão e representados por solos indiscriminados de mangue (Bemerguy et al.,
2003). A topografia da ilha é tipicamente plana, com pequenos desníveis, apresentando
duas áreas distintas: os campos baixos que permanecem inundados seis meses ou mais
por ano, e terrenos ligeiramente mais elevados que não são atingidos pelas cheias.
LOCALIZAÇÃO E DESCRIÇÃO DAS ÁREAS COM TENDÊNCIA EROSIVA,
BYPASS E ACREÇÃO
Erosão
A erosão praial é um dos fenômenos mais impressionantes entre os processos
costeiros, que acabou transformando-se em um problema emergencial, na maioria das
áreas costeiras do mundo. Segundo BIRD (1985, apud Souza & Angulo, 1997), mais de
47
70 % das costas arenosas têm exibido uma tendência erosiva nas últimas décadas,
menos de 10 % apresentam progradação de 20-30 % e mostram-se estáveis.
Trabalhos descritivos de erosão na ilha do Marajó são realmente escassos.
Esta tendência à erosão das praias arenosas, nos dias de hoje, têm sido discutidas
por numerosos autores, e a maioria deles admite um aumento do nível do mar relativo,
como causa mais importante. Komar (1983) sugeriu que a erosão costeira é o resultado
de uma complexa interação entres os processos físicos, bem como de movimentos
combinados de águas induzidos pelas ondas incidentes e de tempestades, marés e
correntes litorâneas, interagindo com a costa.
Short (1979), Wright et al. (1979), Short & Hesp (1982), Alves (2001) e ElRobrini (2001) sugeriram que os estados morfodinâmicos da praia e da zona de surfe
são também outros fatores importantes nos processos erosivos de escala local e de curta
duração.
Souza Filho & El-Robrini (1997) observaram que a posição geográfica do NE do
Pará (0-1°S), aliada às suas reentrâncias e à grande extensão da Plataforma Continental
do Pará, proporcionam o desenvolvimento de um ambiente de alta energia, dominado
por macro-marés semidiurnas, ondas geradas por ventos alísios de NE, correntes de
maré de vazante de SE-NW e correntes de maré de enchente de NW-SE.
De acordo com França (2003), toda a margem leste da ilha do Marajó (Soure e
Salvaterra) sofreu o predomínio da erosão nos últimos 15 anos, sendo um total de 2.02
km2 de áreas erodidas e 0.61 km2 de áreas progradadas.
Acreção
De acordo com França (2003), toda a margem leste da Ilha do Marajó (Soure e
Salvaterra) sofreu o predomínio da erosão nos últimos 15 anos, sendo um total de 2 km2
de áreas erodidas e 0,6 km2 de áreas progradadas.
TAXAS DE EROSÃO/ PROGRADAÇÃO COM INCLUSÃO DE
ÍNDICE DE MOBILIDADE
Os balanços negativos (perdas sedimentares) estão relacionados, principalmente,
às zonas de intermaré superior dos perfis praiais, quando ocorre erosão das dunas
frontais.
Os balanços positivos (ganhos sedimentares) são justificados pela migração de
bancos arenosos e retrabalhamento dos sedimentos pelas marés de sizígia que retiram os
sedimentos da zona de intermaré superior, transportando-os para as zonas de intermaré
média e inferior.
Os geoindicadores são a base da análise das mudanças costeiras, fornecendo
elementos para a mensuração e avaliação de processos e formas, que ocorrem em
escalas de tempo de até 100 anos (Berger 1996). Na região, o geoindicador, adotado foi
a posição da linha de costa, tida como a linha de maré alta de sizígia (França e Souza
Filho, 2006). Assim, a linha de
maré alta de sizígia estabelece os limites da vegetação permanente de manguezais ou a
interface destes com unidades morfológicas, tais como os cordões arenosos de praias e
dunas, canais de maré, estuários, etc. O movimento da linha de costa fornece um
registro da direção das mudanças e dos setores costeiros em erosão e acreção (Forbes &
Liverman 1996).
Na ilha do Marajó, França e Souza Filho (2006), mostram as mudanças costeiras
(progradacionais e retrogradacionais) de médio período, de Soure e Salvaterra,
48
relacionadas aos avanços e recuos da linha de costa, à migração das principais
desembocaduras e ao crescimento de praias-barreiras, entre 1986/1995, 1995/1999 e
1999/2001.
Variações da linha de Costa Interface Manguezal – Cordão Arenoso Duna/Praia Soure
Em Soure, registraram-se durante o período de 1986/1995 um total de 168.120 m2 de
áreas progradacionais (19 % do total de áreas submetidas às mudanças costeiras), com
avanço linear máximo da linha de costa calculado em 148 m, à taxa máxima de 16
m/ano. A taxa média anual de progradação costeira foi de 18.680 m2/ano. As áreas
retrogradacionais totalizaram 727.804 m2 (81 % do total de áreas submetidas a
mudanças costeiras), com taxa de recuo da linha de costa de 80.867 m2/ano, e distância
linear máxima de 192 m, que equivale à taxa de 21 m/ano.
Os setores Araruna e Barra Velha-Garrote apresentaram as maiores áreas erosionais do
período (205.573 m2 e 215.890 m2, respectivamente).
Entre 1995/1999 (4 anos), a costa de Soure apresentou 266.275 m2 de áreas de
progradação de manguezais (43 % do total de áreas submetidas a mudanças costeiras),
quando a linha de costa alcançou a distância máxima de 182 m. A taxa de progradação
foi de 66.568 m2/ano e a taxa de avanço linear da linha de costa foi estimada em 45
m/ano. A área de maior crescimento de manguezais situou-se entre a praia do Garrote e
o planalto costeiro, na parte sul de Soure, totalizando 159.620 m2, com taxa de
crescimento de 109 m/ano. O total de áreas retrogradacionais chegou a 351.877 m2 (57
% do total de áreas submetidas a mudanças costeiras), entre 1995/1999, com taxa anual
de 87.969 m2/ano e recuo linear da linha de costa de 39 m/ano. Os setores Cajuúna e
Barra Velha-Garrote mostraram as maiores áreas de retrogradação, isto é, 159.200 m2 e
104.264 m2, respectivamente (Figura 30).
Figura 30 – Áreas progradacionais e retrogradacionais na interface manguezal/cordão
duna-praia, da costa de Soure, entre 1986/1995, 1995/1999 e 1999/2001 (França e
Souza Filho, 2003).
49
De 1999 a 2001, apresentou 78.355 m2 de áreas de progradação de manguezais
(10 % do total de áreas submetidas a mudanças), com taxa anual de 39.177 m2/ano, e as
áreas de retrogradação de manguezais de 703.443 m2 (90 % do total de áreas
submetidas a mudanças costeiras), e taxa anual de 351.721 m2/ano. As taxas de avanço
e recuo linear da linha de costa foram de 93 e 185 m/ano, respectivamente. Os setores
Pesqueiro e Cajuúna apresentaram as maiores áreas erosionais (184.788 m2 e 326.562
m2) (Figura 30).
Ao longo da costa de Soure, a distribuição das áreas progradacionais e retrogradacionais
não foi uniforme, apresentando variações nos diferentes setores. Os setores Cajuúna
(entre o canal do Cajuúna e o canal do Pesqueiro), Araruna (entre os canais da Glória e
do Araruna) e Barra Velha/Garrote (entre o canal do Araruna e a praia do Garrote),
mostraram as maiores áreas de erosão de manguezais, durante os últimos 15 anos. Essas
áreas de recuo máximo da linha de costa estão relacionadas à posição dessas sub-regiões
próximo à desembocadura de grandes canais de maré e à ponta de Soure, que são
trechos da costa considerados de grande dinamicidade, devido à atuação de fortes
correntes de maré e transporte de sedimentos.
Salvaterra Em Salvaterra, registraram-se, durante o período de 1986/1995, 18.326 m2
de áreas de progradação de manguezais contra 124.243 m2 de áreas de retrogradação.
Os manguezais progradaram à taxa de 2.036 m2/ano e deslocaram a linha de costa em
62 m. A taxa de retrogradação foi de 13.804 m2/ano, com recuo máximo da linha de
costa na ordem de 77 m à taxa de 8 m/ano.
Entre 1995 e 1999, as áreas progradacionais expandiram-se, chegando a 49.445 m2
diante de 2.340 m2 de áreas retrogradacionais. A taxa de avanço da linha de costa foi de
12.361 m2/ano, e a distância linear máxima alcançada foi de 95 m, representando 23
m/ano.
De 1999 a 2001, as áreas retrogradacionais alcançaram 42.162 m2, à taxa anual de
21.081 m2/ano, contra 8.035 m2 do total de áreas progradacionais. O recuo máximo da
linha de costa foi de 73 m, equivalente à 36 m/ano (Figura 30).
Os pulsos de variação da linha de costa, registrados como crescimento e diminuição de
áreas progradacionais e retrogradacionais, relativos aos diferentes intervalos de tempo
(9, 4 e 2 anos), revelaram um brusco aumento da retrogradação de manguezais, nos
últimos dois anos. O recuo linear dos manguezais, em Soure, apresentou taxas máximas
anuais, que variaram de 21 m/ano (1986/1995) para 39 m/ano (1995/1999) e 185 m/ano
(1999/2001). Enquanto que, em Salvaterra, as taxas lineares pularam de 8 m/ano
(1986/1995) para 36 m/ano (1999/2001). Esses valores quantificados demonstram um
recrudescimento dos processos erosionais da linha de costa em toda a área de estudo,
nos últimos anos.
Interface Falésia – Cordão Arenoso Praial
Na costa de Salvaterra, cuja morfologia se caracteriza por um alinhamento de falésias
esculpidas no planalto costeiro, registraram-se apenas recuos da linha de costa. No
período 1986/1995, totalizaram-se 34.988 m2 de áreas retrogradacionais, com taxa de
3.887 m2/ano.
O recuo máximo da linha de falésias chegou a 65 m ou 7 m/ano.
Entre 1995/1999, não se registraram mudanças na linha de costa.
Porém, em 1999/2001, totalizaram-se 6.331 m2 de áreas de falésias que foram erodidas,
à taxa de 3.165 m2/ano (Fig. 31).
Interface Campo – Cordão Arenoso Duna/Praia
50
Em Salvaterra, a planície lamosa de supramaré coberta por campos estende-se desde os
limites com os cordões de praias e dunas até os limites com o planalto costeiro,
ocupando o interior de um paleovale. No período de 1986/1995, registraram-se 28.085
m2 de áreas progradacionais, que diminuíram para 5.901 m2, em 1995/1999. Essa
redução da progradação das áreas campestres refere-se à queda da taxa anual de 3.120
m2/ano (1986/1995) para 1.475 m2/ano (1995/1999).
As áreas retrogradacionais apresentaram comportamento inverso, isto é, representavam
em 1986/1995 apenas 3.460 m2, e aumentaram bruscamente para 26.866 m2, entre
1995/1999. A taxa de retrogradação passou de 384 m2/ano para 6.716 m2/ano,
respectivamente.
O recuo máximo da linha de costa chegou a 167 m, no período 1995/1999, à taxa de 41
m/ano. Entre 1999/2001, não se registraram recuo na área de campos (Fig. 31).
As flutuações sazonais da pluviosidade influenciaram sobremaneira no comportamento
da vegetação campestre, no entanto, o adensamento da ocupação humana na zona de
pós-praia e de duna, nesse trecho da costa de Salvaterra, foi o principal fator
responsável pelas mudanças nos limites entre os campos inundáveis e o cordão
duna/praia, nos últimos anos.
Migração de desembocaduras de canais de maré e desenvolvimento de praias-barreiras
Em Soure, as principais redes de drenagem da planície costeira, representadas pelos
canais do Cajuúna, Pesqueiro, Barco, Glória, Araruna e Uruci e, em Salvaterra, pelo
canal do Jubim, apresentaram migração de suas desembocaduras, que foi analisada em
imagens Landsat de 1986 e 1995, tomadas durante a maré baixa, o que permitiu melhor
visualização dos contornos e do deslocamento de cada foz. Para a comparação dos
movimentos das desembocaduras, foi utilizada a linha de maré baixa ou linha d’água,
no momento da aquisição das imagens.
O canal do Cajuúna desaguava, em 1986, em uma única desembocadura de direção SWNE. Em 1995, este canal passou a desaguar em duas desembocaduras, uma no sentido
SW-NE e outra W-E. Esta última foi resultado da migração da margem direita por cerca
de 615 m para sul, equivalente a 68 m/ano, o que rompeu o delta de maré vazante na sua
extremidade sul, dividindo-o em dois segmentos.
O segmento norte permaneceu isolado do continente, durante a maré baixa, com
ramificações para NE. O segmento sul ficou ligado à praia do Cajuúna, na maré baixa, e
se alongou para E (Fig. 32A).
O canal do Pesqueiro, em 1986, vertia no sentido SW-NE e construía um delta que se
estendia no sentido S-N. Em 1995, apresentou uma inflexão para norte, deslocando sua
desembocadura cerca de 179 m, à taxa de 19 m/ano, porém manteve a posição da foz no
sentido SW-NE. O deslocamento relacionou-se ao crescimento longitudinal do delta
para norte que, ao mesmo tempo, mudou sua forma, tornando-se mais estreito e
recurvado para NW (Fig. 32B).
O canal do Barco fluia, em 1986, segundo N-S, e mudou a foz para NW-SE, em 1995,
após uma migração de 896 m para norte, equivalente à taxa de 99 m ao ano. Isso
diminuiu a extensão da praia do Pesqueiro, no trecho entre os canais do Pesqueiro e do
Barco, de 3.188 m em 1986 para 2.292 m, em 1995 (Fig. 32C).
A migração do canal do Barco foi acompanhada pelo deslocamento do canal da Glória
em sentido oposto. Em 1986, este canal desaguava na direção NW-SE, desenvolvendo
um delta que se estendia nas direções W-E e N-S, devido ao seu efeito de barragem
hidráulica para os sedimentos despejados ao norte pelo canal do Barco. Em 1995, o
curso terminal do canal da Glória infletiu para para sul, deslocando-se 586 m ( isto é, 65
m ao ano), mas manteve a direção NW-SE da desembocadura. A migração do canal
51
resultou no aumento da extensão da praia do Pesqueiro, no trecho entre os canais do
Barco e da Glória, de 335 m, em 1986, para 1.901 m , em 1995, correspondendo a uma
taxa de crescimento de 174 m/ano. Os deslocamentos de ambos canais que seccionavam
a praia do Pesqueiro, no período 1986/1995, associados à mobilização de sedimentos
arenosos, nesse setor da costa, acabaram por ampliar a extensão total desta praia de
3.524 m, em 1986, para 4.193 m, em 1995, representando um crescimento de 74 m/ano
(Fig. 32C).
Em 1986, o canal do Araruna vertia por uma única desembocadura, no sentido SW-NE,
e desenvolvia um delta de maré vazante no sentido S-N. Em 1995, o canal bifurcou e
rompeu o delta ao sul, abrindo uma segunda foz e desaguando em dois sentidos. A
primeira desembocadura manteve o sentido SW-NE, após um deslocamento da margem
esquerda de 112 m para noroeste, e a segunda posicionou-se para W-E, depois de uma
migração da margem esquerda de 291 m para sul. A taxa de migração da margem
esquerda foi de 12 m/ano, e da margem direita chegou a 32 m/ano.
Áreas progradacionais e retrogradacionais na interface manguezal/cordão duna-praia,
da costa de Soure, entre 1986/1995, 1995/1999 e 1999/2001
Figura 31 - Áreas progradacionais e retrogradacionais (m2) da costa de Salvaterra,
entre 1986/1995, 1995/1999 e 1999/2001 (França e Souza Filho, 2006).
52
Figura 32 – Migração das desembocaduras dos principais canais de maré de Soure e
Salvaterra, entre 1986 e 1995 (sobreposição do vetor 1986 à imagem 1995) (França e
Souza Filho, 2006).
1986/1995. O deslocamento para sul seccionou o delta, gerando um segmento isolado e
separando ambas desembocaduras. A migração do canal da Glória para S e do Araruna
para NE reduziu a extensão da praia do Araruna de 2.751 m, em 1986, para 2.137 m, em
1995, com uma taxa de 68 m/ano (Fig. 32D).
O canal do Uruci apresentava uma desembocadura bifurcada, em 1986, desaguando nas
direções NE-SW e NNW-SSE, numa enseada na costa sul de Soure, entre o continente e
a praia do Garrote. O crescimento desta praia-barreira, na direção oeste, fechou a
desembocadura NNW-SSE e o canal passou a verter somente pela saída NE-SW, após
um deslocamento de 174 m para oeste, à taxa de 19 m ao ano. A praia do Garrote
expandiu-se de 1.516 m para 1.775 m, no período 1986/1995, à taxa de 28 m/ano,
representando um aumento linear de 17 % (Fig. 32E).
53
O canal do Jubim, em 1986, lançava-se no sentido NW-SE. Em 1995, infletiu para
norte, mudando sua desembocadura para W-E, após um deslocamento de 254 m, com
taxa de migração de 28 m/ano. Ao mesmo tempo, desenvolveu um delta de maré
vazante, no sentido S-N, com ramificações para SE e E (Fig. 32F).
A acreção e a erosão costeira resultam de alterações no suprimento sedimentar e nos
processos costeiros, refletidas pela movimentação da linha de costa. Os processos
acrecionais, relacionados a um maior aporte de areia e silte/argila, nos trechos mais
protegidos do litoral, acarretam migração da linha de costa na direção do mar,
permitindo, nos setores de sedimentação lamosa, a progradação da vegetação de
mangues (Souza Filho 2000b).
Na margem esquerda da desembocadura do estuário Paracauari, na costa sul de Soure, o
crescimento de um cordão arenoso, a partir da ponta de Soure para oeste, nos anos de
1986 a 2001, deu origem à praia-barreira do Garrote. Isso causou: a) formação de um
sistema lagunar entre a praia-barreira e o continente; b) preenchimento por sedimentos
arenosos e lamosos; c) abandono da crista da antiga praia do Mata-Fome em meio à
planície de lama; d) Migração da desembocadura do canal do Uruci por cerca de 174 m
para oeste; e e) crescimento de manguezais.
Em 1986, a flecha arenosa extendia-se por 1.516 m e, em 1995, alcançou 1.775
m, crescendo 17 % em 9 anos (Figura 32). Hoje, estima-se que o cordão chegue a 2.000
m de extensão, na maré baixa. É o setor costeiro de maior progradação da linha de
mangue e de acreção sedimentar de Soure, chegando à distância linear máxima de 138
m, entre 1999 e 2001, à taxa de 69 m/ano. Porém, a taxa máxima de progradação de
manguezais, nesse setor costeiro, ocorreu no período 1995/1999, quando alcançou a
acreção linear máxima de 438 m, com taxa de 109 m ao ano, correspondendo a cerca de
60 % do crescimento dos últimos 15 anos (Figura 30).
Os limites dos manguezais de Soure com os cordões de dunas e praias, no trecho
desde a praia do Cajuúna até a praia do Garrote, numa extensão de aproximadamente 14
Km, e em Salvaterra, nos limites das falésias, mangues e campos com as praias, numa
extensão de 5 Km, caracterizam-se por taxas crescentes de retrogradação, controladas
pela dinâmica da Baía de Marajó.
As feições morfológicas resultantes da erosão costeira são: a) os terraços de
lama de 0,5 a 1 m de altura, que se formam na zona de contato dos manguezais com as
praias, devido à morte e queda das árvores, às alterações pedogênicas do substrato e ao
solapamento pelas ondas, e b) as falésias cujo desmantelamento progressivo gera
escarpas de até 6 m de altura, bancos de cascalhos e blocos rolados.
Entre 1986 e 2001, ocorreu também uma diminuição da área total dos manguezais. Em
Soure, os manguezais diminuíram de 37 km2, em 1986, para 26 km2, em 2001,
representando uma redução de 10 km2 nos últimos 15 anos.
Em Salvaterra, a área total dos manguezais reduziu-se de 3 km2, em 1986, para
2,8 km2 em 2001, equivalentes à perda de 0,22 km2. As taxas mostraram reduções
anuais de 0,72 km2/ano, para a costa de Soure, e de 0,01 km2/ano para a costa de
Salvaterra.
A configuração costeira exerceu influência na extensão e intensidade dos
processos. Os padrões naturais de erosão e sedimentação, que condicionam a
morfologia e a posição da linha de costa, mostraram diferenças entre Soure e Salvaterra
em função da própria diversidade fisiográfica. Apesar do predomínio dos processos
retrogradacionais sobre os progradacionais, a extensão e a altimetria do planalto
costeiro, em Salvaterra, proporcionou uma maior estabilidade e proteção à zona
costeira, enquanto que, em Soure, a área maior e o baixo gradiente da planície costeira,
que tornaram essa região mais propensa à inundação, à mobilidade sedimentar e às
54
mudanças topográficas, responderam pela maior magnitude e intensidade das mudanças,
relacionadas principalmente à erosão da linha de costa, controlada por fatores
eminentemente naturais ligados à dinâmica da Baía de Marajó.
Tabela 1– Total de áreas progradacionais e retrogradacionais (m2), da costa de Soure e
Salvaterra, nos intervalos de tempo 1986/1995, 1995/1999 e 1999/2001 (França e Souza
Filha, 2006).
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS
55

Relatório Parcial II ILHA DO MARAJÓ: CARACTERIZAÇÃO

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