Na porção situada nos Terraços Marinhos Holocênicos, a vegetação é composta por espécies herbáceas, bastante degradada pela ocupação antrópica, reduzindo-se a estreita faixa descontínua ao longo da costa.
Na faixa correspondente aos Terraços Marinhos Pleistocênicos que não foram ainda degradados pela ocupação antrópica encontra-se vestígios da vegetação de restinga, destacando-se o cajueiro e a mangabeira, ainda bastante representativa no trecho da praia do Sossego e Enseada dos Golfinhos. Nas demais áreas, esta vegetação foi substituída por plantações de coco e/ou edificações.
Nas áreas de tabuleiros da Formação Barreiras encontram-se testemunhos da Mata Atlântica. Em função do relevo plano, esta área tem uma ocupação histórica com a cana-de- açúcar. Com a preocupação de garantir a preservação do que ainda resta deste patrimônio natural do Litoral Norte de Pernambuco, foi criada em 1995, pelo governo federal, a Reserva da Biosfera da Mata Atlântica, incorporando os municípios de Igarassu, Itapissuma e Itamaracá.
3.3 – Recursos Hídricos 3.3.1 - Superficiais
A Ilha de Itamaracá possui uma única bacia hidrográfica com cerca de 730 km2, cujo
dreno principal é o rio Jaguaribe com aproximadamente 9 km de extensão e 212 ha de área estuarina (Fidem, 1987). O Jaguaribe é perene e segue a direção Sudoeste-Nordeste. Ao sul encontra-se o rio Paripe. Contornando toda a Ilha, separando-a do continente e possibilitando a entrada das águas oceânicas, encontra-se o Canal de Santa Cruz, braço de mar de 22 km de extensão aproximadamente, largura máxima de 1,5 km e com uma área estuarina de cerca de 5.292ha. Essa rede de drenagem fluvial da Ilha de Itamaracá, no inverno, contribui com uma
descarga média total de 55,9m 3/s e no verão de 0,8m3/s.
3.3.2 – Subterrâneos
Os aquíferos existentes na área são enquadrados nos domínios hidrogeológicos da Bacia Sedimentar Paraíba e do Embasamento Cristalino. A Bacia Paraíba, no estado de Pernambuco, localiza-se na parte norte da zona costeira, estendendo-se do município de
Olinda em direção ao estado da Paraíba. Sua extensão está na ordem de 750km2. O domínio
da Bacia Paraíba é constituído por aquíferos dotados de porosidade e permeabilidade boas a regulares. Ali se encontra o Aquífero Beberibe considerado o mais importante. Porém o domínio do Embasamento Cristalino constitui um aquífero fissural característico de rochas cristalinas fraturadas, com porosidade e permeabilidade baixas.
Nessa área, as águas subterrâneas vêm sendo explotadas há mais de 50 anos. Entretanto, nas três últimas décadas (1980 e 2000), com a expansão urbana e o crescimento populacional decorrente, a demanda por água potável aumentou causando um déficit, suprido através da perfuração de poços artesianos e poços rasos.
3.4 – Solos
Os principais tipos de solo da Ilha de Itamaracá são: podzólicos amarelo, podzóis hidromóficos, solos de mangues, areias quartzosas marinhas e gleissolos (Embrapa, 2003). Esses solos refletem a relação entre o clima, às unidades litoestratigráficas e os componentes biológicos. Nas praias, os solos apresentam granulometria maior e maior seletividade em seus
grãos, são de baixa fertilidade natural e se mantêm sempre enxutos devido à sua baixa capacidade de reter água (Figura 03).
Figura 03 - Mapa de solos do litoral norte de Pernambuco (CPRH)
3.5 – Condições Oceanográficas 3.5.1 - Ondas
As ondas geradas pelo vento são umas das principais fontes de energia que governam as mudanças da praia. Quando uma onda quebra, dependendo da inclinação da praia, alguma energia pode voltar para o mar (quanto menor for o ângulo de inclinação da praia, menor será a energia refletida), mas boa parte é dissipada. Uma parte dessa energia contribui para fraturar rochas e minerais transformando-os em partículas menores, mas a maior parte da energia será para movimentar sedimentos e aumentar a altura e, consequentemente, a energia potencial da forma da praia (Brown, 1999).
Os processos que causam mudanças morfológicas na costa são os de transporte de sedimentos. Essas mudanças ocorrerão indefinidamente até que, eventualmente, a entrada de energia seja dissipada sem qualquer transporte de sedimento (Peyhick, 1986). Portanto, mudanças na morfologia ocorrem sempre que ocorre uma mudança na entrada de energia e a função da zona costeira é de, justamente, dissipar esta energia.
As correntes longitudinais (longshore currents) são correntes paralelas à costa que transportam sedimentos colocados em suspensão pelas ondas incidentes, potencialmente podendo movê-los ao longo de vários quilômetros através do processo de meso-escala temporal conhecido deriva litorânea (litoral drift). Tipicamente, estas correntes crescem em intensidade da costa em direção ao mar, atingindo um máximo aproximadamente no meio da zona de surfe, a partir de onde passam a decrescer. Em praias interrompidas por obstáculos naturais ou artificiais os efeitos da deriva litorânea são visivelmente notados, embora sejam igualmente importantes para o balanço de sedimentos de praias não interrompidas. Já em praias semi-fechadas como as praias de bolso, a deriva litorânea tende a ser fraca em comparação ao transporte normal à costa.
A direção da corrente longitudinal está associada com a direção dos ventos que são responsáveis pelo clima de ondas na região. Assim foi verificado por Bittencourt et al (2000) em seus estudos na costa da Bahia. Eles constataram que a deriva para sul produzida pelas ondas vindas de NE associadas aos ventos alísios, por serem as mais freqüentes, forneciam grande influência sobre a dispersão de sedimento nesta região. Entretanto, regularmente, a deriva litorânea mostrou uma direção prevalecente de sul para norte, que estava relacionada com o avanço da Frente Polar Atlântica que é responsável pelas ondas vindas de S e SE. Os autores também verificaram que a dispersão do sedimento ao longo da costa da Bahia era também regulada pela orientação do litoral. A deriva litorânea era mais forte em alguns trechos onde a direção da linha de costa favorecia a chegada das ondas formando expressivos ângulos de incidência.
As correntes de retorno (rips currents) são caracterizadas por fluxos estreitos, posicionados normal ou obliquamente em relação à costa, que atravessam a zona de surfe em direção ao mar. Sua origem pode estar associada às correntes longitudinais convergentes nas proximidades da praia e tendem a desaparecer logo após a zona de surfe em direção ao mar, formando células de circulação e, como é mais comumente aceito, são originadas pelas variações longitudinais na altura da arrebentação que, por sua vez, são produzidas pelas ondas de borda (edge waves). Diferentemente das ondas incidentes, essas são ondas estacionárias por formarem alternadamente uma crista e uma cava em pontos fixos, os anti-nós, e, entre
esses pontos, os nós, pontos onde a superfície da água se mantém em nível constante. Os fluxos longitudinais à praia desenvolver-se-ão a partir dos pontos de maior elevação da superfície média (os anti-nós) em direção àqueles de menor elevação (os nós), para os quais devem convergir e formar as correntes de retorno propriamente ditas (Pethick, 1986).
A presença dessas correntes pode ser notada pelas variações topografias rítmicas sobre a face da praia, denominadas cúspides. A intensidade, o tamanho e o espaçamento das correntes de retorno e, conseqüentemente das cúspides, variam em função do clima de onda incidente. Ondas altas produzem correntes fortes e pouco espaçadas, enquanto ondas mais baixas produzem correntes numerosas, porém, fracas (Davis, 1985).
Assim como as correntes longitudinais, as correntes de retorno são efetivas no transporte de sedimentos e desempenham um papel importante nas zonas de surfe em que ocorrem, apesar de não serem necessariamente erosivas (Short, 1985)
O clima de ondas da área caracteriza-se por duas estações anuais bem definidas: verão, entre os meses de dezembro e abril, e inverno, correspondendo ao período de maio a novembro.
Apesar de distintas, as estações têm valores médios de altura significativa da onda (Hs), do período significativo (Tz) e direção bastante próximos. Os valores médios anuais são
os seguintes: direção média anual =115q;Hs = 1,05 m e Tz = 6,5 s.
3.5.2 – Marés
As marés são importantes ondas dos oceanos, e apresentam um movimento de levantamento e abaixamento rítmico num intervalo de tempo de várias horas. Traduzem-se por uma oscilação periódica do nível do mar, de período e amplitude variáveis no tempo e no espaço, causados pela força gravitacional exercida pelo planeta terra, a lua e o sol sobre as águas oceânicas.
No sistema costeiro a amplitude da maré pode ser a causadora de profundas modificações no processo de sedimentação do litoral, seja acumulando ou erodindo a zona costeira.
Hayes (1979) distingue as seguintes classes de marés: micromarés (0.1m); fraca mesomaré (1-2m); forte mesomaré (2-4m); fraca macromaré (4-5m) e macromré (>5m). As marés que atuam na costa de Pernambuco são do tipo mesomaré, dominada por ondas e sob constante ação dos ventos alísios, representando grande influência sobre o ambiente praial e estuarino. São marés semi-diurnas, representada por um ciclo de preamar e baixa-mar que se
repete duas vezes ao dia, com diferenças pequenas de altura e duração entre sucessivas preamares e baixa-mares.
A maré na Ilha de Itamaracá é do tipo semi-diurna, com período médio de 12 h e 30 minutos, apresentando duas preamares e duas baixamarés por dia. Os valores representativos da altura da maré são: 2,40m para sizígia máxima; 2,10m para sizígia média; 1,10m para maré intermediária e 0,70m para quadratura. E devido à presença de barras arenosas e recifes, que promovem a refração das ondas, fazendo-as chegar às praias com tamanho diminuto, as marés exercem um papel relevante nas modificações morfológicas e sedimentológicas desta parte do litoral pernambucano.
3.5.3- Ventos
Os ventos são os grandes responsáveis pela dinâmica costeira, caracterizando-se, principalmente, pela sua direção (sentido) e velocidade, exercendo um papel importantíssimo na sedimentação litorânea. Sobre um plano d’água, são responsáveis pela formação das ondas, contribuindo, também, para a geração das correntes litorâneas.
O transporte de sedimentos que ocorre na zona costeira é influenciado pela ação dos ventos que incidem sobre ela, podendo produzir depósitos de areia que contribua para o equilíbrio das praias. Os campos de dunas constituem uma das principais fontes supridoras de areia para as praias.
A direção predominante dos ventos na área de estudo é de SE, cujas velocidades máximas estão compreendidas entre 12 e 14 m/s, porém com frequências bastante reduzidas. A classe de maior frequência pertence ao intervalo de 4 a 6 m/s.
3.6 – Geologia
O Litoral Norte de Pernambuco geologicamente faz parte da Bacia Costeira Paraíba, constitui- se, na sua maior parte, por depósitos Terciários e Quaternários, e apenas numa faixa estreita a oeste da área é que aflora o Embasamento Cristalino. Conforme estudos realizados pelo Laboratório de Geofísica e Geologia Marinha (LGGM da UFPE, 1992), que serviu de suporte para o Diagnóstico Socioambiental do Litoral Norte de Pernambuco (CPRH, 2001), identificaram-se seis Formações Geológicas, a saber: Formação Barreiras, Formação Beberibe, Formação Gramame, Formação Maria Farinha, Embasamento Cristalino e
Sedimentos Recentes (terraços marinhos, depósitos aluviais, depósitos flúvio-lagunares, depósitos de mangue, depósitos de praia e recifes).(Figura 04).
Figura 04 – Mapa da Geologia do Litoral Norte de Pernambuco (CPRH).
O Embasamento Cristalino, de idade Pré-Cambriana, aflora na porção ocidental da área. Mergulha suavemente para leste ao longo da Bacia Sedimentar, servindo de substrato impermeável. É encontrado em profundidades que variam de 20 a 30m na periferia da planície costeira e até 240m nas proximidades da costa litorânea. Na Ilha de Itamaracá foi encontrado em profundidade de 401m. É constituído por granitos, gnaisses, migmatitos e xistos e apresenta-se cortado por falhas transversais. O relevo resultante apresenta-se de forma mamelonizada com altitude superior a 60m e declividade alta, e recoberto por um espesso manto de alteração.
A Formação Beberibe, datada da transição entre o Cretáceo Médio e Superior, encontra-se assentada diretamente sobre o Embasamento Cristalino. É a segunda unidade geológica em extensão da área. Localiza-se na borda continental entre a Formação Barreiras e os depósitos de Mangue, tem cerca de 25km de extensão e largura média de 3 a 4km, estendendo-se no sentido norte-sul. O relevo dessa Formação varia de plano a suave ondulado, com altitudes, em geral inferiores a 30m e baixa declividade. Devido ao seu caráter aqüífero, é considerada a mais importante reserva de água subterrânea.
A Formação Gramame, de idade Cretáceo Superior, é a terceira em extensão e aflora na porção oriental da área, à retaguarda dos Terraços Marinhos, dos depósitos de mangue e dos depósitos aluviais. De origem marinha e caráter fossilífero tem sua deposição associada à fase de transgressão marinha do Cretáceo Superior. Apresenta duas fácies: uma fosfática sobreposta diretamente na Formação Beberibe, e uma calcária, constituída por calcários areno-argilosos e argilosos, sobreposta na fácies anterior. O relevo oriundo desta Formação apresenta altitude entre 10 e 40m, constituído por colinas com encostas de média e baixa declividade.
A Formação Maria Farinha (Foto 03), de idade Terciária (Paleoceno-Eoceno) apresenta-se como uma sequência sedimentar incompleta, típica do início da regressão marinha. Ocorre em alguns pontos da área. É um calcário de origem marinha, apresenta elevado teor fossilífero, tem uma espessura máxima de 35m, e encontra-se diretamente sobreposto na Formação Gramame. Tanto os depósitos da Formação Gramame quanto os da Formação Marinha Farinha têm sido bastante explorados pela indústria para produção de cimento e cal, provocando o desmonte do relevo e a degradação ambiental nas áreas de lavra desse mineral.