Ahlaki Varoluş Biçimi

As feições esculpidas na ponta de Jericoacoara foram originadas por processos desencadeados pelas mudanças do nível relativo do mar durante o Quaternário. Em resultado disso, este promontório exibe entalhes basais (wave-cut notches), cavernas (caves), costões rochosos (rocky shores), rochas de praia (beachrocks), plataformas de abrasão (shore platforms), pilares marinhos (stacks) e o famoso arco marinho (natural sea arch) conhecido como Pedra Furada, todas essas feições registradas em rochas quartzíticas, com exceção das rochas de praia. As unidades sedimentares do parque, cuja origem também está ligada ao avanço e recuo do mar, incluem as dunas (dunas barcanas e cadeias barcanoides).

A maioria dos estudos que englobam o território brasileiro sobre mudanças no nível do mar durante o Quaternário concentra-se entre os litorais dos estados do Paraná e Bahia (BITTENCOURT et al., 1979; SUGUIO et al., 1988; MARTIN, 1988; SUGUIO et al., 1993, entre outros).

Um dos eventos mais antigos de transgressão marinha, ocorrido durante o Pleistoceno é chamado de Transgressão Mais Antiga e ocorreu há mais de 120.000 anos A.P. de acordo com Bittencourt et al. (1979). De acordo com Suguio et al. (1993), evidências no Rio Grande do Sul (cordões arenosos ou Barreiras I e II), em Santa Catarina, no Paraná e talvez em São Paulo (terraços de cascalho, provavelmente marinhos com mais de 13 m de altura) indicam uma idade de mais de 123.000 anos. Segundo Suguio et al. (1985), esta

transgressão foi responsável pelo entalhamento das falésias da Formação Barreiras9 e afogamento dos baixos cursos de rios nos estados da Bahia e Sergipe. Já na costa oeste do Rio Grande do Norte, a datação feita por Barreto et al. (2002) indica uma idade de 117.000 e 220.000 anos A.P. em dois afloramentos diferentes de terraços marinhos sobrepostos à Formação Barreiras. Segundo eles, o primeiro está a 20 m acima do nível do mar, provavelmente em função de um soerguimento de 10 a 12 m, ocorrido há 120.000 anos na região, e o segundo encontra-se a 7,5 m (topo) acima do nível do mar.

Nas Bermudas e Bahamas, América Central, Hearty et al. (1999) registraram terraços marinhos de mais de 20 ± 3 m com idades entre 390 e 550 ka. Segundo eles, esses depósitos marinhos apoiam a evidência de um colapso parcial da camada de gelo antártica durante o Pleistoceno Médio.

Segundo Bittencourt et al. (1979) e Suguio et al. (1985), a regressão que se seguiu à Transgressão Mais Antiga, foi responsável pela deposição de sedimentos continentais pós- Barreiras sob clima semiárido e chuvas esparsas e violentas. Formaram-se leques aluviais coalescentes no sopé das falésias da Formação Barreiras. O regime de ventos e sedimentos da planície costeira contribuíram para a formação de campos de dunas que cavalgaram as falésias. Três grandes gerações de dunas, as mais internas e mais antigas, já fixadas pela vegetação, do tipo parabólico, são encontradas sobre os tabuleiros da Formação Barreiras na região da foz do rio São Francisco, AL, construídas por ventos de leste e sedimentos da planície costeira. O limite exterior desse campo de dunas coincide exatamente com uma linha de falésias na Formação Barreiras, não havendo mais atualmente nenhuma cobertura arenosa na parte inferior da encosta, o que sugere que o mesmo é mais antigo que a Penúltima Transgressão, que erodiu em seu máximo aquela cobertura, formando uma falésia e depositando, na regressão subsequente, os terraços marinhos pleistocênicos.

Segundo dados de Yee et al. (2004), duas fases de dunas inativas no Rio Grande do Norte apresentam idades entre 390 e 190 ka e entre 64 e 15 ka, que correspondem respectivamente aos períodos glaciais Illinoiano (entre cerca de 300 ka e 130 ka A.P.) e Wisconsiniano (entre 110 ka e 10 ka A.P.), quando o nível do mar abaixou. Segundo Barreto et al. (2004), desde 390.000 anos A. P. até os dias atuais ocorreram seis fases de atividade eólica no referido estado.

9 _{A Formação Barreiras foi depositada provavelmente durante o Plioceno, quando o clima era semiárido, com}

chuvas esporádicas e violentas e durante a formação dos leques aluviais coalescentes no sopé das encostas mais íngremes, recobrindo o que é hoje a plataforma continental (BIGARELLA; ANDRADE, 1964)

Na chamada Penúltima Transgressão (BITTENCOURT et al., 1979) ou Transgressão Cananeia (chamada assim por Martin e Suguio, 1978 no litoral paulista), houve erosão quase total dos sedimentos pós-Barreiras, que atingiu seu máximo em 120.000 anos A.P., quando ocorreu afogamento dos vales nos baixos cursos dos rios, formando estuários e lagunas e o nível do mar chegou a 8 ± 2 metros acima do atual na região de Cananeia, SP (MARTIN et al., 1982). Segundo Suguio et al. (1985), o nível máximo atingido por esse evento foi de cerca de 2 m acima do atual. De acordo com Suguio et al. (1993), na Bahia foram datados corais em terraços marinhos pelo método Io/U. Sua idade é de 123.500 ± 5.700 anos A.P. Ainda segundo estes autores (op.cit.), terraços marinhos são encontrados desde o estado da Paraíba até o Rio Grande do Sul, porém com datações escassas.

Associado a um evento de transgressão marinha, o primeiro registro de nível marinho alto no promontório de Jericoacoara é representado pela formação de cavernas, arcos naturais, pilares marinhos e entalhes basais. Em campo, foram medidas as dimensões de uma caverna localizada no centro do promontório, com duas entradas, uma voltada para o mar e outra para a lateral (FIGURA 45). O sopé desta caverna está a 5,8 metros do nível do mar e a parte interior de seu topo (lintel) está a 7,8 metros (o lintel é irregular e alcança, dentro do conduto, cerca de 3 metros de altura). O arco natural (Pedra Furada) foi medido da mesma forma. A altura máxima de seu lintel é de 5,9 metros. Em vários afloramentos ao longo da costa norte e leste do promontório são observados pilares marinhos com características de abrasão marinha em níveis elevados, em relação à maré atual.

A seguir, houve a formação dos terraços pleistocênicos na regressão subsequente que, em consequência, foram abandonados a partir das falésias e depósitos de leques aluviais. Seus topos atingem de 8 a 10 m acima do nível do mar (BITTENCOURT et al., 1979). Uma rede de drenagem foi instalada sobre os mesmos. Antigas cristas de cordões litorâneos são observados em Sergipe e no sul de Alagoas (BITTENCOURT et al., 1979), na parte inferior dos vales entalhados da Formação Barreiras. Houve retrabalhamento dos terraços pleistocênicos que resultaram em dunas. Mais recente que a anterior e, da mesma forma, já fixada pela vegetação, encontra-se uma segunda geração de dunas parabólicas. São bem desenvolvidas na região entre o rio Piauí e o rio Vaza-Barris, litoral de Sergipe, conforme reportado por Bittencourt et al., 1979. Nos barrancos de um pequeno afluente do rio Piauí foi observado que essas dunas cobrem os terraços marinhos pleistocênicos, sendo assim mais recentes que 120.000 anos A.P. Por outro lado, o que pode ser observado na extremidade sul dessa faixa de dunas, onde os terraços marinhos holocênicos encostam-se às mesmas, é que elas foram erodidas no máximo da Última Transgressão sendo, portanto, mais antigas que

5.100 anos A.P. e, desse m por Martin et al. (1980) na Touros, litoral norte do R 20.000 anos A.P.

Figura 45 – Alturas de feições Quaternário.

Levando-se em acima descritas podem te marinha.

Os dados de te estudadas por Tsoar et al. ( existia desde o fim do penú que muitas das dunas fora termoluminescência fornec bem recentes (80 e 250 ano fixas ou estabilização artific ka.

As paleodunas, do litoral cearense (BRAG também se formaram ness litoral do Ceará realizadas

modo, contemporâneas às denominadas duna na região de Salvador. Segundo a modelagem Rio Grande do Norte, o mar chegou a recua

ões erosivas marinhas originadas pelas flutuações do

m conta alguns fatos sobre erosão marinha, con ter sido produzidas durante a chamada Pen

termoluminescência de 12 amostras de areia . (2009) revelam que a estabilização das dunas enúltimo período glacial (cerca 130 ka A.P.). E

oram estabilizadas durante o último período ecer a idade do início da estabilização. Duas anos), que podem ser o resultado de remobiliza

ificial de dunas ativas. Outras amostras tem ida

s, chamadas de dunas de primeira geração por GA et al., 1981 apud CASTRO; RAMOS, ssa época. Datações recentes de depósitos co as por Maia et al. (2011) indicam que estas

nas externas, mapeadas m de Peltier (1998) em uar 107 m há cerca de

do nível do mar durante o

conclui-se que as feições Penúltima Transgressão

ia de dunas coletadas e as costeiras do Ceará já ). Estes autores afirmam do glacial, apesar de a as amostras têm idades lização recente de dunas idades entre 1,75 e 40,8

or serem as mais antigas S, 2006; MAIA, 1998), correlatos ao longo do stas unidades tem entre

108.000 e 103.000 anos. A no sudeste do promontório d

Este estágio de v para a formação de uma no pela vegetação, localizadas satélite em função da fixaçã deslocada no sentido dos pa ventos atuais, já que as ba parabólicas. É comum o apa Dessa forma, é entre a Penúltima Transgre quando o mar começou a re fixas adjacentes ao promo recuo de mar, tal como a reg

Figura 46 – Dunas parabólicas fix

Extrato de image O mar dissecou Formação Barreiras no má Transgressão Santos (MAR de ilhas-barreiras, que sep Lagunas instalaram-se em a

Afloramentos das mesmas unidades ocorrem io de Jericoacoara.

e variação do nível do mar evidentemente disp nova geração de dunas, de formato parabólico as no sudoeste do Parque Nacional. São obser ação de seus flancos ou braços por vegetação, paleoventos (FIGURA 46). O sentido destes n barcanas móveis apresentam eixos com mesm aparecimento de lagoas interdunares entre seus , é possível correlacionar as paleodunas com o gressão e a regressão subsequente definido pa

recuar seus cerca de 6 metros acima do atual. ontório demonstram que foram formadas du regressão acima citada.

fixadas por vegetação em amarelo a sudoeste do Parque

gem obtida do Google Earth (2006).

ou os terraços marinhos pleistocênicos e inva áximo da Última Transgressão (BITTENCOU RTIN; SUGUIO, 1978), afogando a planície c separavam o mar aberto do restante dos ter algumas regiões por trás das ilhas-barreiras,

m em pequenas porções

isponibilizou sedimentos ico e atualmente fixadas servadas em imagens de , com sua parte central s não é diferente do dos esmo sentido que estas us braços.

o período de transição para o litoral brasileiro, al. As dunas parabólicas durante um período de

ue Nacional de Jericoacoara.

vadiu os sedimentos da OURT et al., 1979) ou e costeira com formação terraços pleistocênicos. s, cuja idade de datação

por radiocarbono em conchas de moluscos e fragmentos de madeira nelas encontrados forneceu uma idade de 7.000 anos, mostrando que estas ilhas-barreiras já estavam instaladas antes do máximo da Última Transgressão (5.100 anos A.P.), quando o nível do mar ultrapassou em 5 metros o nível atual (MARTIN et al., 1980) ou 2,5 m, segundo Suguio et al. (1993). Para a região de Touros, o modelo de Peltier (1998) indicou um nível marinho 2 m acima do atual em cerca de 5.000 A.P. Em Salvador, há registros de um nível de mar alto (4,7 m) há 5.660 anos A.P. (MARTIN et al., 2003). No litoral norte do Rio Grande do Norte, Caldas et al., 2006 dataram rochas de praia ao radiocarbono em cerca de 5.900 anos de idade a uma altitude de 1,3 m do nível médio atual. Os corpos mais extensos de rochas de praia da referida região apresentam 7.400 a 5.600 anos e 5.310 a 4.380 anos (BARRETO et al., 2004).

Sobre o clima por volta de 6.000 anos A.P., Melo e Marengo (2007), realizaram simulações acerca do clima na América do Sul e observaram que neste período houve maior umidade na região nordeste do referido continente. Também ocorreu redução da precipitação e temperatura e aumento da intensidade do fluxo médio do vento sobre o continente em função da diminuição na variação sazonal da insolação no Hemisfério Sul. Após isso, houve uma gradativa redução da precipitação, segundo Pimentel et al. (2011), com dois períodos bastante secos, o primeiro entre 2,3 e 2,8 ka A.P. e o segundo há aproximadamente 1,5 ka A.P.

Na última transgressão, na área de Jericoacoara, houve retrabalhamento da plataforma de abrasão e dos arcos e pilares marinhos, além do entalhe de alguns entalhes basais (notches). Os entalhes basais registrados em rochas quartzíticas, concentrados na costa setentrional do promontório, encontram-se a 1,3 metros acima do nível médio do mar atual (FIGURA 45).

A seguir, ocorreu a formação de terraços marinhos de idade holocênica (confirmados por datação de 14C), durante a regressão que se seguiu à Última Transgressão (5.100 anos A.P.), a partir das ilhas-barreiras originais, à medida que linha de costa passava por um período de progradação. Este rebaixamento do nível do mar foi transformando as lagunas primeiramente em lagoas e depois em pântanos. Por fim, foi constatada a existência de uma nova geração de dunas mais recentes que 5.100 anos A.P., posto que se posiciona sobre os terraços marinhos holocênicos. São divididas em dois conjuntos, um mais antigo de parabólicas fixadas pela vegetação e ocupando a parte mais interna dos terraços holocênicos e outro de barcanas móveis bordejando o litoral de Sergipe e sul de Alagoas, segundo observações de Bittencourt et al. (1979).

Santos e Silva, 2009 apresentaram datações de dunas do Parque Nacional dos Lençóis Maranhenses. As idades variam entre 1.080 a 23.800 anos, sem seguir uma sequência ascendente de idades em direção ao interior do continente. Três amostras no entorno do parque apresentam idades entre 3.100 e 4.400 anos. Dunas com idades semelhantes, porém fixas e mais distantes da linha de costa atual são sugestivas, segundo os autores op cit., de uma intensa atividade eólica na região possivelmente interrompida por um clima mais úmido, acarretando a fixação das mesmas. Uma duna parabólica de morfologia dissipada a sudoeste do parque apresentou idade de 8.950 anos e outra duna de 12.000 anos situa-se relativamente próximo da linha de costa e de dunas mais jovens. A mais antiga, com 23.800 anos, situa-se a 72 km da costa (SANTOS; SILVA, 2009).

No Ceará e Rio Grande do Norte, Castro e Ramos, 2006 dataram eolianitos de 1.780 ± 80 a 1.320 ± 50 anos e dunas móveis atuais de 1.320 ± 50 anos.

Durante a última fase regressiva, houve, segundo Martin et al., 1998, interrupção por oscilações de alta frequência, com amplitudes de 2 a 3 metros e duração de aproximadamente 300 anos. Os indicadores presentes na planície costeira de Jericoacoara parecem confirmar esses eventos oscilatórios de alta frequência do nível relativo do mar, de acordo com Meireles e Raventos, 2002. Uma provável evidência disso, segundo estes autores, são diferenças geomorfológicas entre as gerações de dunas. As da geração pós-barcanas apresentam dimensões reduzidas e não superiores a 10 % do volume das barcanas e barcanoides. As condições originais para a formação destas últimas aconteceram durante os últimos dois mil anos (MAIA, 1998). Adicionalmente, houve o retrabalhamento da plataforma de abrasão, dos paredões rochosos, dos pilares e do arco marinho, conferindo-lhe a configuração atual. Com a reincidente abertura de grandes planícies na costa, os ventos carrearam sedimentos para zonas interiores originando os campos de dunas barcanas e barcanoides da planície de Jericoacoara. Entre a última transgressão e a esta última regressão, foram formadas as rochas de praia em três níveis topográficos diferentes, conforme Meireles e Raventos (2002), sendo que o nível mais baixo encontra-se, grosso modo, dentro da faixa de oscilação diária da maré.

Na etapa seguinte, foram depositadas as dunas recentes no lado leste do promontório, que são até dez vezes menores do que as da geração anterior, o que indica que houve um decréscimo no fornecimento de sedimentos em relação à fase anterior (MEIRELES; RAVENTOS, 2002).

Um quadro resumido com as principais feições discutidas neste tópico e suas idades pode ser visto na tabela 4.

Tabela 4 – Quadro resumido com as principais feições indicadoras de mudança do nível marinho em Jericoacoara, idades e paleoclima.

Feições Época Geológica/Idade Paleoclima Cavernas, Arco

Marinho, Pilares Marinhos

Penúltima Transgressão há cerca de 120 ka A.P. (Pleistoceno)

Interglacial de Riss-Würm, temperatura alta, clima seco na fase final (Europa)

Paleodunas Entre Penúltima Transgressão e regressão seguinte

Deslocamento da ZCIT, Glacial de Würm, clima úmido

Dunas Parabólicas fixas

Regressão após Penúltima Transgressão

Glacial de Würm, clima úmido (NE do Brasil)

Entalhes basais Última Transgressão (Holoceno) há cerca de 5 ka A.P.

Transgressão flandriana (pós-würmiana), ocasionalmente seco

Rochas de praia (beachrocks)

Entre transgressão holocênica e regressão seguinte

Aumento da umidade, diminuição da temperatura

Dunas barcanas e barcanoides

Regressão holocênica Redução da precipitação

4.8 Vulnerabilidade e medidas de proteção existentes

A vila de Jericoacoara, cuja porção mais setentrional localiza-se na parte oeste do promontório, era uma comunidade pesqueira até início dos anos 80. Hoje, é principalmente sustentada pelo turismo e recebeu, em 2010, 144.189 turistas (SETUR-CE, 2011).

Para chegar até a vila, é necessário percorrer o campo de dunas, seja por quem vem da Praia do Preá ou de Jijoca de Jericoacoara. O acesso de veículos e pessoas à Pedra Furada e arredores tem aumentado o processo erosivo natural, causando desmonte de rochas e aumento do desmoronamento das dunas (FIGURA 47).

Dentre os fatores de cunho natural que causam vulnerabilidade ao local estão os agentes do sistema marinho como correntes, ondas e oscilação das marés que atuam no sentido de causar erosão nos quartzitos e rochas de praia, mobilizar sedimentos arenosos e promover sua deposição ao longo da costa.

Neste ambiente também predominam condições físicas que variam ao longo do ano como a incidência solar, precipitação, temperatura, ventos fortes e salinidade da água, fatores estes que o tornam naturalmente ríspido. Soma-se a isso a poluição e a pressão causada pelo turismo que também o ameaçam.

As principais limitações ambientais da área relacionam-se com o fluxo desordenado de veículos e as várias trilhas que produzem (FIGURA 48). Também há o problema do aumento de edificações e asfaltamento na vila (ARRUDA, 2007).

A circulação de veículos destrói a vegetação e compacta o solo. Nos caminhos por onde os mesmos passam, as espécies herbáceas acabam sendo encontradas apenas em áreas

afastadas ou em pequenos g líquidos pelo solo, afetando no grau de permeabilidade condição do aquífero local. Figura 47 – Acesso de pessoas à

Figura 48 – Planície de deflação e

Na faixa de p contribuição de sedimentos

s grupos. Ocorre diminuição da capacidade de do a penetração de raízes. A compactação do s de e condutividade hidráulica da área, o que r al.

à Duna do Pôr-do-Sol em primeiro plano e vila de Jerico

o e as várias trilhas diferentes produzidas por veículos.

praia, o fluxo de veículos pode represent tos para a deriva litorânea. Esta região é marcad

de circulação de gases e o solo também interfere e reflete diretamente na

ricoacoara em segundo.

entar um problema na cada pela ação de ondas

e marés que tornam o transporte de areia sempre ativo. O mar traz sedimentos da região de antepraia para a de pós-praia, que, em seguida, são selecionados pelo vento e levados para o interior do promontório, frequentemente acumulando-se em forma de dunas. Se os sedimentos forem compactados pelos veículos, adicionando-se a isso a umidade da água na zona de estirâncio, que também contribui para sua imobilidade, então haverá menos sedimentos disponíveis para a formação ou manutenção das dunas.

Na faixa de praia norte, a influência de veículos é mínima uma vez que a mesma é estreita e rochosa. A erosão marinha atua no sentido de continuar a modelar as rochas quatzíticas que constituem a plataforma de abrasão da área.

A faixa de praia oeste recebe muitos sedimentos provenientes das dunas barcanas à retaguarda desta área e do fundo do mar. Em seguida, eles voltam para a praia ou para o mar através da deriva litorânea. Esta zona é comumente frequentada por turistas e acessada por veículos, visto estar próxima da vila. Os muros de enrocamento paralelos à linha de costa interferem na oscilação diária da maré e no transporte de sedimentos uma vez que foram construídas sobre a zona de berma. Em função disso, a faixa de praia deve ser limitada à recreação e ao turismo controlado, pois estas não representam riscos potenciais para a dinâmica costeira (SOUZA, 2003). Devem-se seguir as trilhas-eixo já estabelecidas em alguns trechos para minimizar o impacto causado por veículos, além de melhorar a fiscalização, visto que muitas vezes essas não são obedecidas.

A vila de Jericoacoara com suas várias construções se encontra na passagem do fluxo de vento, especialmente forte no segundo semestre do ano com direção nordeste sudoeste nesta área, segundo observações de campo. As consequências incluem a acumulação de areia nas ruas e a dificuldade de acessar certos caminhos.

Em relação às dunas, sua importância reside no fato de fornecerem, estocarem e receberem sedimentos transportados pelo vento da praia e/ou para a praia. Quando transportam areia para a praia, contribuem para nivelar a faixa de antepraia, diminuindo a energia das ondas na costa. Quando recebem sedimentos da praia, protegem a costa e adjacências da ação erosiva de ondas. Assim, é importante que sejam preservadas, juntamente com a vegetação que porventura houver, mantendo a harmonia paisagística e ambiental.

Em Jericoacoara, apesar de atendidas muitas restrições impostas pela legislação vigente em relação às dunas (Resolução CONAMA 341/2003 para dunas móveis e Código