Recursos Minerais

Geo 19 recursos geológicos - recursos minerais

View more presentations from Nuno Correia.

Cianite

Cianite ou distena, cujo nome (cianite) deriva do grego kyanos, que significa azul.

O nome "distena" deriva do grego "stenos" que significa "dureza", apontando para um mineral com 2 medidas de dureza. A cianite é um mineral de silicato tipicamente azul. A cianite é um membro da família dos aluminossilicatos, que inclui minerais polimórficos como a andaluzite e a silimanite.

Material de Metamorfismo (Link)

Fluxo de calor e cinturas metamórficas

A repartição do fluxo de calor nas zonas de subducção é extremamente característica. Na fossa oceânica nota-se a pre­sença de um fluxo muitíssimo fraco, que aumenta bruscamente quando nos aproximamos da zona de vulcanismo activo, local onde atinge quinze vezes o valor médio terrestre, tornando-se pouco a pouco normal, à medida que nos afastamos da fossa e o vulcanismo se desvanece.

 Plano de Benioff-Wadati

A primeira utilização geológica desta observação foi desen­volvida por Miyaxiro, no Japão, e por Gary Ernst, nos Esta­dos Unidos, para explicar o metamorfismo das zonas orogénicas.

O metamorfismo, no sentido geológico do termo, é o fenómeno que, por cristalização ou recristalização no estado sólido, transforma uma determinada rocha, sedimentar ou magmática, numa nova rocha: a rocha primária cristaliza-se em rocha metamórfica.

Um grés feldspático transforma-se em gneisse, o calcário em mármore, uma rocha argilosa em xisto. Esta metamorfose é originada pelas modificações de tempera­tura e pressão a que as rochas estão submetidas, mas, inversa­mente, a natureza dos minerais assim criados revela as condi­ções de temperatura e pressão que induziram aquelas transformações graças ao código mineralógico do metamor­fismo já por nós invocado.

Miyaxiro e Gary Ernst notam ser possível definir duas cin­turas de rochas metamórficas no Japão e na Califórnia.

A cin­tura próxima do oceano caracteriza-se por um metamorfismo que se desenvolveu em condições de pressão elevada, mas de temperatura relativamente baixa (300°), enquanto a cintura situada mais para o interior do continente corresponde a um metamorfismo quente (300° a 600°), de pressão intermédia.

Os mesmos investigadores atribuem o metamorfismo «frio» ao mergulho dos sedimentos na fossa oceânica. Sob o efeito da acumulação dos sedimentos, a pressão aumenta, mas a tempe­ratura mantém-se relativamente baixa, já que os sedimentos estão em contacto com a placa mergulhante fria. Inversamente, a cintura metamórfica no continente estará ligada ao reaquecimento originado pela intrusão de magmas basálticos e andesíticos. Estas múltiplas fontes de calor provocariam o cozimento da crusta continental adjacente.

Assim, o estudo das cinturas metamórficas permite recons­tituir os regimes térmicos antigos, de algum modo fossilizados pelo arranjo espacial dos diversos minerais de metamorfismo. Como as medições geofísicas do fluxo de calor actual permi­tem reconstituir o regime térmico actual das profundezas, o estudo das cinturas metamórficas torna-se, assim, o seu com­plemento para a estimativa dos fluxos antigos.

Figura - Distribuição dos vulcões activos no Japão. As linhas a cheio repre­sentam o traço do plano de Benioff-Wadati a diversas profundidades (curvas de nível). Nota-se, para sul, a complicação devida à presença do segundo plano de Benioff-Wadati.

Geo 16 rochas metamórficas

View more presentations from Nuno Correia

Diferenciação Magmática

A transformação do magma em rocha concretiza-se pela passagem ao estado sólido da maior parte dos constituintes químicos presentes nesse fundido, isto é, pela cristalização dos minerais (na grande maioria, silicatos) possíveis de edi­ficar a partir dele, à medida que se dá o arrefecimento.

Os diversos minerais envolvidos neste processo não se formam ao mesmo tempo.
Primeiro cristalizam os mais refractários, ou seja, os de ponto de fusão mais elevado, que são aqui também os mais densos, seguindo-se-lhes, numa sequência conhecida, os sucessivamente menos refractários e, ao mesmo tempo, os menos densos.

Esta transformação tem lugar num intervalo de temperaturas (variável com a pressão que é, já de si, função da profundidade a que se dá o arrefecimento) compreendido entre, aproximadamente, 1550°C e 500°C.

Rela­tivamente aos silicatos mais comuns e característicos, surgem em primeiro lugar os mais ricos em ferro, magnésio e cálcio, isto é, olivina, piroxenas e plagioclases cálcicas.

Se estes minerais, uma vez formados, forem separados do banho magmático, o que pode acontecer por precipitação gravítica (eles são mais den­sos) no fundo da câmara magmática, o que resta do fundido inicial fica mais pobre em elementos dos minerais cristalizados a temperaturas mais elevadas, mas mais rico em silício, sódio e/ou potássio, ou seja, em elementos consti­tuintes dos minerais que cristalizam a temperaturas sucessivamente mais baixas e, também, os menos densos.

Este processo sequencial, conhecido por cristali­zação fraccionada conduz a que, a partir do mesmo banho, se possam formar produtos rochosos diferentes, isto é, possa ocorrer diferenciação, neste caso, por precipitação ou decantação dos minerais no seio de um líquido menos denso.

Por outras palavras, e de um modo muito esquemático, pode dizer-se que uma fracção magmática que, pela sua composição e em profundidade, conduziria à formação de, por exemplo, um diorito (rocha sem quartzo, com feldspato calco-alcalino e anfíbola), dar origem a um tipo petrográfico formado por cristais de olivina e de piroxena acumulados no fundo da câmara, ou seja, um peridotito, razão pela qual as rochas ígneas formadas por separação gravítica, são designadas por cumulados.

Sobre o peridotito e através do mesmo processo formam-se sucessivamente gabros, diorito, sienito e, até, eventualmente, granito.

O mesmo tipo de dife­renciação poderá ser exemplificado pela sequência basalto, andesito, traquito, riolito, sequência, aliás, conhecida nas lavas de uma série de vulcões, em Cascade Range, nas Montanhas Rochosas (EUA), nascidos de um mesmo magma parental.

A decantação é assim um processo de diferenciação graví­tica, mas não é o único. Inversamente, aos cristais que se afundam na câmara magmática opõem-se os que, sendo menos densos, têm tendência a flutuar, sobretudo se envolvidos por bolhas gasosas.

Terá sido uma diferenciação por flutuação que deu origem aos anortositos da crosta lunar que, assim, envolvi­dos numa espécie de espuma, se separaram dos materiais ultramáficos do res­pectivo manto.

É também esta a explicação dada para os leucititos do Vesúvio, quase exclusivamente formados por cristais de leucite aglutinados uns aos outros. A diferenciação gravítica conduz, assim, a que, na base do reservató­rio, se concentrem os materiais mais ricos em ferro, magnésio e cálcio, ao con­trário do topo, essencialmente constituído pelos mais ricos em silício, alumínio, sódio e potássio e, ainda, em voláteis.

Entre os dois extremos situam-se os materiais de composição intermédia, numa sequência que depende muito das condições de arrefecimento.

Uma variante da diferenciação gravítica por flu­tuação, é a levada a cabo pela subida de gases e vapores magmáticos. Com efeito, na sua subida no seio dos reservatórios magmáticos, sejam eles as câmaras magmáticas que alimentam o vulcanismo ou o interior dos orógenos na sequência da anatexia, os gases magmáticos, em particular o vapor de água, arrastam consigo silício, sódio e potássio, além de outros elementos como lítio, berílio, césio, tântalo.

Se os primeiros silicatos, gerados a uma temperatura relativamente alta, per­manecerem em contacto com o banho, tornam-se instáveis e essa instabilidade aumenta com o arrefecimento. Assim, estes silicatos dissolvem-se no líquido residual a temperaturas mais baixas, reedificando outras estruturas, ou seja, outros silicatos mais estáveis a essas temperaturas.

Por exemplo, uma olivina pode ser dissolvida e, os seus componentes reagem com a sílica ainda no banho, dando origem a uma piroxena magnesiana. O processo repete-se à medida que progride o arrefecimento: a piroxena magnesiana gera uma outra, calco-magnesiana, e esta, por seu turno, uma anfíbola e essa anfíbola dá, em seguida, lugar a biotite. A par desta sequência, que se processa por saltos descontínuos, tem lugar uma outra, em continuidade composicional, entre a anortite e a albite, os dois extremos (o cálcico e o sódico) de uma solução sólida que constitui as plagioclases.

Num magma excedentário em sílica forma-se, por fim, o quartzo. O feldspato potássico não faz parte destas séries, dando-se a sua cristalização no mesmo patamar comum às plagioclases mais sódicas (albite e ortoclase) e à biotite, e, daí, a sua participação conjunta em certos granitos.

Estas sequências ou séries de reacção dos silicatos no magma foram estabelecidas em 1928 por N. L. Bowen.

Fonte do Texto: Rochas Magmáticas. Galopim de Carvalho. Âncora.

Geo 14 génese das Rochas Magmáticas

View more presentations from Nuno Correia

Preparação para a Prova Intermédia

• Ficha de trabalho 1 (Preparação para a Prova Intermédia) 
• Fotossíntese 
• Sistema Digestivo (com ficha associada)

Megatherium

O Megatherium (ou em português, Megatério), cujo nome significa "Besta gigante", era uma preguiça gigantesca que viveu do Plioceno até o Pleistoceno, há aproximadamente 20 mil anos, nas Américas do Sul e do Norte. Era do tamanho de um elefante de porte médio e comia folhas como tal, em enormes quantidades. Passava o dia todo comendo folhas de árvores e arbustos, utilizando sua língua comprida para obtê-las e manejando os galhos com suas garras que eram grandes e fortes.

Apesar de enormes os Megatérios eram criaturas pacíficas e muitos predadores pleistocênicos deviam atacá-los pela enorme quantidade de carne que elas podiam fornecer e por não serem velozes evitando desperdício de energia na perseguição. No entanto, podiam se defender muito bem no combate corpo a corpo, pois eram muito fortes e uma patada de um Megatherium deveria fazer um bom estrago no adversário. Entre esses predadores estavam os tigres-dentes-de-sabre, os ursos das cavernas, grandes felinos pleistocênicos, lobos, enormes marsupiais carnívoros e aquele que acredita-se ter extinguido essa espécie, o Homo sapiens.

Fonte : Wikipédia (http://pt.wikipedia.org/wiki/Megatherium)

Darwin e a Geologia

Aula de preparação - Prova intermédia de Biologia (Parte 1)

Aula de preparação para a Prova Intermédia de Biologia (Aula 1) - Clique para download

Espeleolitos

As estalagmites e estalactites são geradas no interior dos maciços calcários.

Referidos em conjunto como espeleolitos ou espeleotemas, são calcários estritamente quimiogénicos, edificados e litificados durante a precipitação na sequência e ao ritmo do gotejar da água no interior dos maciços.

Travertino

O travertino é uma rocha utilizada na construção.

É um calcário quimiogénico toscamente laminado, de cor amarela acastanhada, vacuolar e conserva por vezes, restos de vegetais muito bem preservados a ponto de poderem ser identificadas as respectivas espécies.

Texto adaptado de Geologia Sedimentar - A.M. G. Carvalho - Âncora Editores

Travertino

Calcários Biogénicos

Podem ser formados essencialmente pela acumulação de conchas de seres vivos marinhos. Estes seres vivos fixam o carbonato de cálcio formando peças esqueléticas, como no caso das conchas. Quando estes organismos morrem as conchas acumulam-se no fundo do oceano, onde podem ser cimentadas por carbonato de cálcio. Os calcários assim formados são designados por calcários conquíferos. Nos locais em que existem corais podem formar-se calcários como resultado da acumulação de polipeiros, carapaças de ouriços-do-mar, conchas e fragmentos de algas. Estes calcários são designados por calcários recifais ou coralinos.

Apontamentos - clique aqui

Alguns calcários biogénicos:

Calcário com Orbitolinas - Guincho. Pt

Calcário Conquífero - Serra da Boa Viagem - Figueira da Foz. Pt

 Estromatólitos - Serra da Chela - Lubango . Angola

Princípios do raciocínio geológico

Geo 12 rochas sedimentares - arquivos históricos da terra ii

View more presentations from Nuno Correia

A História da Vida na Terra

A chave para compreendermos a história da vida está nos fósseis.

Os fósseis são os vestígios das plantas, dos ani­mais ou dos micróbios que existiram. Podem tratar-se de petrificações, o que significa literalmente «transformados em pedra», e estes são alguns dos exemplos mais comuns. Os fósseis petrifi­cados podem ser de dois tipos, o primeiro dos quais correspon­de àqueles que se transformaram literalmente em pedra, e em que nada do organismo original se conservou. A folha ou o tronco da árvore, ou a concha, ou o verme, desapareceram por com­pleto, e a cavidade que ficou para trás foi substituída por grãos de areia ou lama, ou mais frequentemente por minerais, através de uma solução que se foi entranhando nos espaços da pedra em volta e depois se infiltrou naquele espaço e cristalizou.

O segundo tipo de petrificação, mais habitual, retém ainda parte da matéria original do animal, por vezes o carbonato de cálcio que compunha a concha, ou alguma cutícula ou resto car­bonizado da planta. Nesse caso, os grãos ou os minerais limi­tam-se a preencher as cavidades. Assim, muita gente pode surpreender-se ao perceber que os fósseis mais comuns, as trilobites com 400 milhões de anos ou as amonites com 200 milhões de anos, são na verdade compostos em grande parte pelo carbo­nato de cálcio original do seu esqueleto externo ou da sua con­cha, tal como em vida. De igual forma, a esmagadora maioria dos ossos de dinossauro é feita do fosfato de cálcio (apatite) ori­ginal, o principal constituinte mineralizado do osso, então como hoje. Ao olharmos atentamente para a superfície exterior destes fósseis, talvez com uma lupa de aumentar, conseguimos distin­guir características extremamente precisas, tais como pústulas ou marcas de crescimento na caparaça das trilobites, a multico­lor madrepérola original da concha das amonites e as cicatrizes nos músculos ou marcas dentárias na superfície dos ossos dos dinossauros. Se os fósseis de conchas ou ossos forem objecto de um corte longitudinal e examinados ao microscópio, poder-se-ão encontrar todas as camadas originais de crescimento e as estruturas internas. Por isso, uma amostra retirada de um osso de dinossauro parecerá tão jovem quanto uma amostra de um osso recente.

Nem todas as plantas e todos os animais que alguma vez existiram se transformaram em fóssil. De facto, se assim fosse, a superfície da Terra estaria coberta por avalanches de fósseis em todo o lado, grandes pilhas de ossos de dinossauros, trilobites, gigantescas árvores dos pântanos do período Carbonífero, amonites, estendendo-se provavelmente até à Lua. Ninguém sabe que percentagem de vida acabou fossilizada, mas é evi­dente que se trata de uma fracção minúscula, muito inferior a 1%. Tanto plantas como animais têm de ter necessariamente elementos de protecção corno um esqueleto, uma concha ou um tronco endurecido para poderem garantir um estado de conser­vação. Mesmo assim, a maioria das carcaças de animais e das plantas mortas entra na cadeia alimentar quase de imediato, sendo atacada por animais ou decomposta por bactérias. Os organismos mortos só podem fossilizar se a sedimentação esti­ver a ocorrer, ou seja, se areia ou lama forem despejadas para cima dos restos, talvez no chão de um lago fundo, por baixo de um banco de areia num rio, ou nas profundezas do oceano, abaixo da zona constantemente agitada por correntes e marés.

Fonte do Texto : Breve História da Vida - Michael J. Benton

Geo 11 rochas sedimentares - arquivos históricos da terra i

View more presentations from Nuno Correia

Rochas sedimentares biogénicas

A turfa é a matéria-prima a partir da qual se forma o carvão.

Numa turfeira, há abundância de água e pouco oxigénio, pelo que a decomposição da matéria vegetal por bactérias aeróbias é retardada, permitindo um elevado grau de concentração.

A incarbonização é um processo de evolução que conduz à transformação da turfa em carvão.

O carvão, até um determinado ponto do seu desenvolvimento é considerado uma rocha sedimentar biogénica.

O aprofundamento do material vegetal leva a alterações de pressão e temperatura que fazem cessar as trasnformações bioquímicas iniciais (incarbonização) e dão início a transformações geoquímicas, em que se verifica a perda de água e de substâncias voláteis, a diminuição da porosidade e o aumento da concentração de carbono. Nos estádios posteriores aos estados de lignite, a alteração do material orgânico é tão severa que pode ser vista como metamorfismo.

Geo 10 formação das rochas sedimentares (biogénicas)

View more presentations from Nuno Correia.

Rochas sedimentares quimiogénicas

A Diagénese compreende, entre outras etapas, a compactação e a cimentação.
Durante a compactação, o aumento de pressão, que é provocado pelas camadas de sedimentos suprajacentes, leva à redução do espaço entre as partículas e à deslocação da água intersticial.
A cimentação ocorre pela precipitação de substâncias em solução, as quais formam um cimento que une os sedimentos.

Geo 9 formação das rochas sedimentares (quimiogénicas)

View more presentations from Nuno Correia.

Rochas sedimentares detríticas

Geo 7 formação das rochas sedimentares (detriticas)

View more presentations from Nuno Correia.

Meteorização ou intemperismo

Geo 6 formação das rochas sedimentares (meteorização)

View more presentations from Nuno Correia.

Ficha de apoio da aula (link)

Aula de Revisões

Preparação para o teste intermédio (11º)

View more presentations from Nuno Correia.

Ciclo sexual em basidiomicetos

Durante o ciclo de vida da maioria das espécies do filo Basidiomycota, o micélio passa por duas fases distintas: uma em que as hifas são monocarióticas e outra constituída por hifas dicarióticas. A germinação de um esporo origina hifas constituídas por células dotadas de um único núcleo (monocarióticas), as quais constituem o micélio primário.

O processo sexuado tem início com o encontro de dois micélios sexualmente compatíveis. Ao entrarem em contato, as hifas + e as hifas - se fundem (plasmogamia), originando hifas dicarióticas. Estas são constituídas por células com dois núcleos, cada um deles descendente de um núcleo de um dos micélios que se fundiram. Ao se dividirem, as células fornecem um exemplar de cada um de seus núcleos a suas células-filhas, de modo que a condição dicariótica se mantém nas novas hifas formadas. O novo micélio constituído por hifas dicarióticas, micélio secundário, cresce e desenvolve-se, às vezes durante anos, antes que ocorra a fusão dos núcleos (cariogamia) e a formação de basidiósporos. Os micélios secundários dicarióticos constituem a fase predominante no ciclo de vida dos basidiomicetos.

Em determinada fase do ciclo, a célula terminal de certas hifas adquire a forma de uma clava e passa a ser denominada basídio. Os dois núcleos do basídio fundem-se (cariogamia), originando um núcleo diplóide que, imediatamente, se divide por meiose e produz quatro núcleos haplóides. Enquanto a meiose ocorre, formam-se na superfície do basídio quatro protuberâncias em forma de dedos. Cada um dos núcleos haplóides gerados na meiose migra para o interior de uma dessas protuberâncias, a qual se isola do resto do basídio e desenvolve uma parede grossa e resistente, transformando-se em um basidiósporo. Os basidiósporos maduros desprendem-se do basídio e dispersam-se pelo ar. Ao encontrar condições favoráveis, o basidiósporo germina e origina um novo micélio primário, que repetirá o ciclo.

Nos basidiomicetos, apenas as espécies da classe Basidiomycetes formam corpos de frutificação. Nas espécies das outras duas classes do filo - Teliomycetes e Ustomycetes - os basídios ficam agrupados sobre o micélio secundário, formando estruturas denominadas soros.

A formação dos corpos de frutificação dos basidiomicetos requer luz e taxas relativamente baixas de dióxido de carbono (CO2), condições indicativas de que o micélio está próximo da superfície do substrato. Nessas condições formam-se hifas especiais, que crescem como uma estrutura compacta que emerge do substrato. Essas hifas constituem o chamado micélio terciário, que se organiza de maneira compacta, formando estruturas altamente elaboradas, de formas e cores variadas; são os corpos de frutificação, denominados basidiocarpos (cogumelos). Os basídios formam-se na superfície das lamelas localizadas na parte inferior do chapéu dos cogumelos.

Questão de aula :

Ficha de Trabalho : Ciclo de Vida (Fungos)

Muitos fungos produzem substâncias denominadas ciclopéptidos, capazes de inibir a síntese de mRNA nas células musculares do miocárdio, Basta a ingestão de um único corpo de frutificação (cogumelo) do basidiomiceto Amanita phalloides,  por exemplo, para causar a morte de uma pessoa. Este cogumelo apresenta semelhanças morfológicas com espécies de cogumelos comestíveis. Explique por que razão é muito frequente a morte de pessoas por ingestão acidental de cogumelos da espécie Amanita phalloides.

Protecção do sistema dunar

Dependente do volume de areias transportado pela deriva litoral para o fornecimento de areia que alimenta o processo de evolução dunar, este sistema é muito sensivel a qualquer modificação nos mecanismos de transporte de sedimentos das zonas que lhe são adjacentes.

Alterações profundas na dinâmica destes processos levam inevitavelmente a alterações nos sistemas dunares. Da mesma forma, a sua estabilidade está intimamente ligada à conservação do coberto vegetal.

A destruição da vegetação, ou a sua ausência, levam a uma movimentação das areias para o interior, sobretudo sob acção do vento e dos galgamentos pelo mar.

Em situações em que se verifica um avanço do mar, o processo inverso ao da formação das dunas irá verificar-se. Em primeiro lugar, irão desaparecer as duas primeiras faixas da duna embrionária. Situadas a uma cota mais baixa, são efectivamente as zonas mais frágeis e que irão sofrer mais depressa as acções destrutivas do jacto da rebentação. Praias nesta situação apresentam um perfil truncado, que da vegetação original apenas mantêm alguns tufos de O. maritimus e montículos residuais com A. arenaria a morrer.

Numa fase mais avançada, todo o sistema dunar frontal irá ser atingido, podendo mesmo levar à destruição total da duna mais próxima do mar, começando por nela se modular uma arriba que vai recuando gradualmente.

Nalgumas zonas do  litoral português, o sistema dunar está a ser destruído pela acção do mar e pelas obras de defesa costeira (esporões). Retendo a as areias transportadas pela deriva sedimentar os esporões provocam uma área de erosão que faz recuar uma arriba modelada na frente do sistema dunar, cujas areias são, deste modo, retiradas para alimentar a deriva sedimentar.

Os galgamentos do mar através da duna frontal e o pisoteio da vegetação dunar favorecem a sua degradação, destabilizando as comunidades vegetais e abrindo corredores eólicos que levam as areias para o interior, muitas vezes sob a forma de dunas móveis. A duna frontal fica reduzida a montículos residuais (hummocky dunes).

Adaptado de : http://repositorium.sdum.uminho.pt/bitstream/1822/2140/1/Sistemas%20dunares%202002.pdf

Ecossistema dunar

View more presentations from Nuno Correia.

Zonas Costeiras

A maioria da população mundial concentra-se nas zonas costeiras dos conti­nentes. Em Portugal, que possui uma grande extensão de costa (cerca de 900 km), é no litoral que se verifica a maior densidade populacional e que se localizam as principais cidades.

A faixa litoral é a zona de transição do continente para o oceano. Nessa transição, é possível distinguir:

• Arribas - costas altas e escarpadas, constituídas por material rochoso consoli­dado e com escassa cobertura vegetal;
• Praias - zonas baixas onde ocorre a acumulação de sedimentos, de dimensões variadas, a grande maioria dos quais de origem fluvial. Em algumas praias, exis­tem dunas litorais.

A faixa litoral, em especial as arribas, sofre fenómenos de abrasão marinha, que é o desgaste provocado pelo rebentamento das ondas nas rochas. A abra­são marinha é particularmente intensa, quando as ondas transportam partícu­las que são atiradas contra as rochas.

Na base das arribas, existem, por vezes, plataformas de abrasão, que são

superfícies relativamente planas e próximas do nível do mar onde se encon­tram sedimentos de grandes dimensões que resultam do desmoronamento das arribas.

O litoral é uma zona dinâmica que evolui naturalmente, modificando-se. A evolução do litoral é, actualmente, condicionada por factores antrópicos, para além dos factores naturais. Algumas das causas antrópicas que afectam a evolução do litoral são as seguintes:

• ocupação da faixa litoral com construções (habitações, empreendimentos turísticos, zonas de lazer e outras);
• diminuição da quantidade de sedimentos, devido à construção de barra­gens e/ou exploração de inertes nos rios;
• destruição de defesas naturais, como dunas e vegetação costeira.

Em Portugal, a linha de costa está a recuar em praticamente toda a sua extensão, ameaçando construções, colocando em risco a vida e os bens das populações e provocando desequilíbrios nos ecossistemas.

A erosão do litoral pode ser combatida pelas seguintes medidas:

• construção de obras de engenharia, como paredões, esporões e quebra-mares;
• estabilização de arribas;
• alimentação artificial das praias com inertes;
• recuperação de dunas.

Na costa portuguesa, têm sido construídos numerosos paredões, esporões e quebra-mares. No entanto, a protec­ção conferida por estas estruturas é limitada no tempo e no espaço, uma vez que se verifica a acumulação de sedimen­tos transportados pelo mar num dos lados da estrutura e a sua erosão do lado oposto. Outras medidas, como a alimen­tação artificial contínua das praias e a recuperação das dunas, permitem uma protecção mais eficaz e prolongada.

Geo 3 ocupação antrópica e problemas de ordenamento - zonas costeiras

View more presentations from Nuno Correia.