Planície de Santos

Conforme descrição de Suguio & Martin (1978), a Planície de Itanhaém, localizada no litoral central do Estado de São Paulo, estende-se por cerca de 50 km e atinge 15 km na sua porção mais larga. Figura 4.1.1.1-1

Figura 4.1.1.1-1 Perfil Esquemático da Planície de Itanhaém (Fonte Suguio & Martin 1976).

Os sambaquis contendo conchas de um bivalve denominado Azara prisca, encontrados nos morros do Cristalino (Morros do Araraú e Mundo Novo), próximos ao sopé da Serra do Mar, indicam que a maior parte da planície de ltanhaém devia formar uma vasta baía por ocasião do primeiro nível máximo holocênico. Uma restinga existente em frente à Serra do Mar, apoiada sobre pontões de rochas cristalinas, deve ter fechado esta baía isolando uma laguna correspondente à zona baixa, drenada atualmente pelo Rio Preto, ao sul, e pelo Rio Aguapeú, ao norte.

Durante a regressão houve acreção de cordões litorâneos à restinga original. Em certos locais foram formadas dunas bastante elevadas sobre estes cordões litorâneos, como aquelas encontradas atualmente em certos pontos da margem do mar. Durante o segundo episódio transgressivo, o mar erodiu uma parte destes depósitos arenosos e deve ter penetrado em certas zonas baixas depositando aí sedimentos argilosos ricos em matéria orgânica. No processo de retorno do nível marinho à situação atual, foram depositadas areias marinhas sobre cordões litorâneos mais antigos. O esquema é o mesmo para a parte nordeste.

Na planície a NE de Itanhaém, denominada Planície de Santos, no intervalo entre os máximos transgressivos, com o recuo pronunciado do nível marinho durante o Último Máximo Glacial (aproximadamente 120 metros abaixo do nível atual), expondo totalmente a planície costeira santista e quase toda a plataforma continental paulista, foram depositados cordões arenosos sobre um conjunto de sedimentos finos transicionais (argilo-arenosos, síltico-argilosos) e de areias litorâneas transgressivas.

Neste evento regressivo, que teve seu máximo há cerca de 20.000 anos, os sedimentos expostos sofreram erosão, originando os vales, ou ainda pronunciando os vales de controle tectônico pré-existentes, que durante o evento transgressivo subseqüente foram afogados, formando-se extensas lagunas onde foram depositados sedimentos finos (argilas arenosas), ricos em matéria orgânica. Suguio & Martin

(1978) indicam, a partir de sondagens, que em certas áreas da planície costeira de Santos, esses depósitos podem atingir até 50 metros de espessura.

Ao longo deste evento ocorreu erosão das porções mais elevadas dos cordões arenosos pleistocênicos, possibilitando a re-sedimentação holocênica desses materiais erodidos.

A partir do máximo transgressivo holocênico, quando a linha de costa recuou para seu nível atual, originou-se um segundo conjunto de cordões arenosos. Na planície costeira de Santos, à medida que o nível do mar assumia sua posição atual, uma vasta laguna, colmatada e colonizada parcialmente pela vegetação de mangue, foi formada por trás desses depósitos arenosos.

Segundo o modelo evolutivo para a Planície de Santos proposto por Suguio & Martin (1978), por ocasião do máximo da transgressão Cananéia o mar atingia o sopé da Serra do Mar. Baseado nos perfis de sondagens da época, pôde-se afirmar que uma formação argilosa do tipo transicional foi depositada sobre sedimentos continentais provavelmente equivalentes à Formação Pariquera Açu.

Sobre os sedimentos argilosos foram depositadas as areias transgressivas. Quando ocorreu a regressão, foram formados cordões litorâneos e dunas eólicas (Figuras 4.1.1.1-2 e 4.1.1.1-3).

Figura 4.1.1.1-2 - Perfil interpretativo dos depósitos sedimentares na Planície Costeira de Santos. (Fonte: Suguio & Martin, 1978).

Figura 4.1.1.1-3. Perfil interpretativo do sudeste da Planície Costeira de Santos entre a Serra do Mar e Guarujá (Fonte: Suguio & Martin, 1978).

É possível que essas areias regressivas tenham coberto parte da planície atual. Durante a última grande fase regressiva, quando o nível do mar se achava a - 110 m em relação ao nível atual, uma parte dos depósitos precedentes foi erodida, talvez até mesmo o seu Embasamento Cristalino (- 50 m). Por ocasião da última transgressão o mar penetrou nessas zonas baixas criando uma rede de lagunas onde se depositaram sedimentos argilosos contendo restos de conchas e fragmentos vegetais. Numerosas sondagens mostram que, em certas partes da planície, esses depósitos lagunares podem atingir até cerca de 50m de espessura. Na mesma época, o mar erodia as partes altas dos depósitos marinhos pleistocênicos que forneciam areias para os depósitos holocênicos transgressivos.

Por trás desses depósitos foi formada uma vasta laguna, que foi parcialmente colmatada e colonizada pela vegetação de mangue à medida que o nível do mar retornava a sua posição atual. Até o momento não foi possível reconhecer a existência de várias gerações de cordões holocênicos. Entretanto, o mínimo de 3.800 anos B.P. parece ser confirmado pela datação de conchas do sambaqui de Maratuá de 3865 + 95 anos B.P., conforme Garcia (1977).

Suguio & Martin (1978), baseados em datações de conchas em Sambaquis, admitem que, por volta de 3 800 anos B.P., o nível do mar encontrava-se próximo ao nível atual ou mesmo inferior.

A formação da parte da Ilha de Santo Amaro situada entre as praias da Enseada, Pernambuco e Perequê, merece atenção especial (Figura 4.1.1.1-4).

Por ocasião do primeiro máximo da transgressão holocênica o mar atingiu o sopé da parte rochosa da Ilha de Santo Amaro. Pouco depois deste máximo, formou-

se um tômbolo apoiado na parte rochosa da Ilha de Santo Amaro e sobre o Morro do Clube Tortuga foi formado. Em seguida, sedimentos arenosos apoiados sobre os morros de rochas pré-cambrianas delimitaram a Praia de Pernambuco, formando, como conseqüência, uma baia profunda aberta para o atual sítio da Praia de Perequê. O sambaqui do Mar Casado, datado por Duarte (in:Uchoa, 1973) em 4.400 + 130 anos B.P., foi localizado sobre estas areias, mostrando que esta baia foi formada antes dessa época. Amostras de conchas foram coletadas no local da antiga baía, tendo sido datadas de 4.210 ± 145 anos B.P., mostrando que, nesta época, a baía ainda existia. Com o paulatino retorno do nível marinho ao nível atual, a baía foi desaparecendo, e este recuo do mar era acompanhado pela formação de cordões litorâneos.

Figura 4.1.1.1-4. Esquema evolutivo da planície costeira na região entre as Praias da Enseada, Pernambuco e Perequê. Fonte: Suguio & Martin (1978).

4.1.1.2 - Planície de Cananéia-Iguape

A Planície Sedimentar Cananéia-lguape representa a região de maior desenvolvimento da sedimentação costeira cenozóica no Estado de São Paulo. Caracteriza esta região a existência da Ilha Comprida e da Ilha de Cananéia, ambas feições sedimentares de idade cenozóica, separando dois canais principais que definem zonas lagunares.

(1978). Besnard (op. cit.) baseou-se nas características geomorfológicas da região lagunar, enquanto Suguio e Martin (op. cit.) elaboraram o modelo com base na coluna estratigráfica local e suas relações espaciais e temporais.

Suguio e Martin (1978) apresentam um mecanismo de formação da planície quaternária de Cananéia - Iguape através de um modelo evolutivo dividido em cinco estádios distintos (Figura 4.1.1.2-1), conforme descrito na seqüência:

• 1° Estágio: há aproximadamente 100 mil anos ocorreu uma transgressão (transgressão Cananéia), que por ocasião do seu máximo atingiu o sopé da Serra do Mar, ocasionando a sedimentação de argilas-arenosas transicionais e areias litorâneas transgressivas, recobrindo os sedimentos da Formação Pariquera-Açu.

• 2° Estágio: com o início da regressão, passaram a ser depositados cordões litorâneos no topo dos depósitos arenosos.

• 3° Estágio: essa regressão atinge seu máximo (-110m) há cerca de 17.000 B.P. e os sedimentos depositados durante a Transgressão Cananéia passam a ser erodidos, dando origem a vales. Segundo os autores, estes vales seriam bastante parecidos com os encontrados na Formação Barreiras, no sul do Estado da Bahia.

• 4º Estágio: novamente ocorre uma transgressão marinha, que primeiramente penetra nas zonas baixas, formando extensas lagunas onde foram depositados sedimentos argilo-arenosos, ricos em matéria orgânica. Com o avanço do mar, ocorre erosão nas partes mais altas da Formação Cananéia, possibilitando a ressedimentação holocênica desses materiais erodidos.

• 5° Estágio: finalmente, ocorre uma regressão quando o mar ruma ao seu nível atual, originando a formação de cordões litorâneos de regressão de diferentes fases, devido as oscilações do nível do mar nessa época.

Figura 4.1.1.2-1 Estágios de Formação da Planície de Cananéia-Iguape. Fonte Suguio & Martin (1976)

De acordo com Suguio & Martin (1978), na ilha Comprida não se reconhecem todos os eventos citados, pois o sul da ilha na margem da laguna, é formado por areias limonitizadas da Formação Cananéia. Por ocasião do máximo da transgressão holocênica, a extremidade sul da ilha deveria estar submersa. Ela cresce rumo ao norte (Iguape) depois de 5.100 anos B.P., quando também sofre um processo de alargamento pela acreção de cordões paralelos à linha de costa atual. Uma parte desses cordões acrescidos à ilha são novamente erodidos quando o segundo (2°) máximo transgressivo, ocorrido há cerca de 3.500 anos B.P., após o qual forma-se toda a parte baixa da ilha situada junto ao oceano (Figura 4.1.1.2-2).

Figura 4.1.1.2-2. Esquema de evolução da Ilha Comprida durante o Holoceno. Fonte: Suguio & Martin (1978)