ZEE do Nordeste brasileiro aspectos geológicos

A ZEE nordestina está situada na região oeste do Atlântico, e vai da superfície da água, com profundidades variadas de 500 m, e em caso específico de até 6.000 m. Perfazendo o limite das 12 milhas náuticas do mar territorial brasileiro até o contorno de 200 milhas náuticas da linha de costa do Brasil, entorno do Arquipélago de São Pedro e São Paulo, passando por Salvador (BA) e a norte pelo meridiano que corta a foz do rio Parnaíba (PI), totalizando 2000 km de linha de costa e uma extensão de 1.451.000 km² (Palma 1984, Flores- Montes et al. 2009, Medeiros et al. 2009).

O relevo da plataforma continental é do tipo planície, porém, estreita, com no mínimo 8 km em frente a Salvador, e pouco profunda, com quebra de plataforma entre 40 e 80 m de profundidade (Palma 1984). Sedimento do tipo biodetrítico, arenoso e lamoso, tendo influência costeira devido a desembocaduras de rios que ocasionam modificações consideráveis nas características físicas e químicas do mar adjacente próximo à região oceânica (Brandini et al. 1997). A margem continental brasileira é do tipo “Atlântica”, e se divide em três províncias fisiográficas: Plataforma, Talude e Sopé Continental (Schmiegelow 2004, Freire et al. 2009). Em estudos recentes sobre essa área, Freire et al. (2009) dividiram a plataforma continental da ZEE-NE em dois trechos: o primeiro vai do Delta do Parnaíba até a Ponta do Calcanhar e o segundo, da Ponta do Calcanhar até Salvador-BA.

O primeiro trecho apresenta largura média de 63 km e máxima de 112 km na região do Delta do Parnaíba, limite da área, e mínima de 41 km em Tremembé, município de Icapuí, a leste de Fortaleza e 112 km no limite leste na área, na região próxima da Ponta dos Três Irmãos-RN, área de extensão em torno de 21 km². A plataforma

continental desta região apresenta um pequeno declive constante de 0 a 15 m, considerado como o gradiente de passagem da parte emersa para a plataforma continental. Nas proximidades de Fortaleza, ela é estreita, alargando- se tanto para o leste como para oeste e chegando a apresentar 8 km de largura.

De acordo com a batimetria dessa região, foram observados vários patamares que indicavam uma ruptura múltipla em degraus, que correspondem a terraços de borda de plataforma, bem individualizados. O primeiro patamar é formado por bancos algálicos poucos espessos, visto que esta espessura diminui em direção à costa; situada próximo à desembocadura dos rios Pirangi e Jaguaribe, há ocorrências de patamares com marmitas oriundas da Formação de Barreiras (Freire et al. 2009).

No trajeto entre o primeiro e o segundo patamar, o relevo é variável, tanto ser abrupto quanto apresentar um gradiente de declive mais suave. O segundo patamar possui relevo irregular devido aos remanescentes erosivos e/ou bioincrustações recifais, que podem ser alternadas como áreas depressão do relevo (Freire et al. 2009). O tipo de fundo nesta região é constituído, em grande parte, por fragmentos de algas calcárias Rhodophycea e Melobesias, que se apresentam sob a forma de pequenos talos ramificados ou de bocós de tamanho variado. Este tipo de fundo ocorre desde o Período Terciário, e sofrem pouca influência da circulação oceânica (Kempf 1970).

O terraço de borda de plataforma está individualizado por um escarpamento associado a uma pequena elevação do fundo submarino e a uma quebra da plataforma continental. Em áreas próximas a Fortaleza, encontra- se um terraço soterrado a profundidade média de 10 milisegs., situado abaixo do piso atual. Esta feição topográfica sugere que este terraço representa um nível de mar estático durante os períodos glaciais (Freire et al. 2009).

No Ceará, a quebra da plataforma continental ocorre em uma área sísmica, situada a oeste de Fortaleza, caracterizada por ser mais larga, diminuindo progressivamente no sentido leste, onde se apresenta bem mais estreita e com declividade mais acentuada (Freire et al. 2009).

O segundo trecho da plataforma continental é caracterizado pelo estreitamento gradativo, com largura máxima de 42 km e profundidade de até 60 m. Seu relevo é irregular, com canais rasos e estreitos, bem como feições erosionais do tipo hummocky. A partir do Rio São Francisco em direção ao sul, a plataforma se torna mais regular, com o desaparecimento dessas feições (Freire et al. 2009).

O Talude Continental se caracteriza por apresentar encosta estreita e íngreme, que se inclina na borda da plataforma continental até profundidades de 1.600 a 3.600 m, com declividade na parte superior em torno 4º a 12º, atenuada para 1,5º a 2º na porção inferior. Estas inclinações variam de acordo com a região e são condicionadas por diferenças no regime de sedimentação e por feições estruturais específicas (Palma 1984, Advíncula 2000).

Nessa região, há áreas intensamente ravinadas; o escoamento de material ao longo do talude relativamente inclinado contribui para acentuar a declividade. Neste setor, há ocorrência frequente de montes submarinos que lhe modificam o perfil, aumentando o gradiente de alguns segmentos e ocasionando, em outros, a formação de pequenos terraços ou feições morfológicas denominadas de platôs (Palma 1984, Freire et al. 2009). As feições mais características dessa província são representadas pelo Platô do Rio Grande do Norte, Terraço de Natal, Platô de Pernambuco, Terraço de Maceió e os cânions próximos a Aracaju.

Neste setor, destaca-se o Platô de Pernambuco, considerado a feição mais importante por Freire et al. (2009). Apresenta superfície irregular, com níveis superiores situados entre 700 e 1.250 m de profundidade; além de terraço inferior entre 2.000 a 2.400 m, a estrutura do platô é condicionada por feições provavelmente vulcânicas. Nas adjacências do Platô de Pernambuco, o talude continental tem largura entre 56 e 140 km (Palma 1984, Freire et al. 2009).

O Sopé Continental é a província fisiográfica mais extensa da margem continental brasileira. Sua superfície é formada pela deposição de material terrígeno e de plataforma, transportados pelo fluxo gravitacional da massa, que mergulha suavemente a partir da base do talude continental até profundidades abissais. O limite do talude para o sopé é, em geral, bem definido, com uma marcada diminuição de gradiente de inclinação (Palma 1984).

Segundo Palma (1984) na margem continental brasileira, o Sopé se desenvolve a partir de profundidades que variam de 2.000 a 4.300 m próximo à base do talude, até cerca de 4.000 a 5.600 m no limite Sopé-fundo da bacia oceânica. No Sopé, a porção superior apresenta relevo com desníveis locais menores que 100 m, formado predominantemente por colinas baixas, arredondadas e cavas intermediárias. Na porção inferior, o revelo é plano, dominado por planícies lisas e, ocasionalmente, regiões suavemente onduladas, ou seja, é mais horizontal.

A 345 km da costa do estado do Rio Grande do Norte, encontra-se o arquipélago de Fernando de Noronha, de natureza vulcânica e situada no Atlântico Sul Equatorial, entre os paralelos 3º51’S a 32º25’W. O arquipélago constituí as porções emersas de um conjunto de montanhas submarinas de 75 km de diâmetro na base alongada a leste-oeste, cuja base repousa a 4.000 m de profundidade. O alto fundo do Drina é outra elevação desta montanha localizada a 23 km a oeste do arquipélago, tendo seu cimo subnivelado em torno de 60 m de profundidade (Almeida 2006). O arquipélago ocupa uma área de 26 km² e é formado por doze ilhas. Fernando de Noronha é a ilha principal, cuja extensão territorial é de 16,4 km²; ao seu redor, encontram-se 20 ilhotas, das quais as principais são as do Lucena, Rata, do Meio, Sela Gineta, Rasa, do Padre ou dos Sinos, de São José, Cabeluda, Morro do Leão e Morro da Viúva. Rata é a maior delas, com de 81 ha (Mendes 2006, Alves & Castro 2006).

A estrutura das ilhas é composta por uma mistura de lava, tufos e piroclastos, intrusivas hipabissais e superficiais, plugs, domos e chaminés vulcânicas. Seu substrato é formado por rochas piroclásticas, consequência das grandes atividades eruptivas alcalinas que, posteriormente, foram recobertas por derrames de lavas basálticas alcalinas. A ilha de Fernando de Noronha possui contorno irregular, com reentrâncias e superfície ondulada, formada por planaltos, morros, depósitos fluviais e baixada litorâneas. Na parte central, encontra-se um planalto de relevo suave, com latitudes entre 50 e 70 m, que apresenta a superfície erodida devido aos processos decorrentes das ações fluviais e evolução dos interflúvios. Este relevo se ergue de forma aprazível em direção aos morros fonolíticos; não é contínuo, devido a relevos marcadamente ondulados ou por falésias, que são sofrem a ação da erosão marinha (Almeida 2006, Marques et al. 2007).

De acordo com a classificação de Köppen, o clima do arquipélago de Fernando de Noronha é do tipo Aw’, ou seja, tropical com características semiáridas, com duas estações bem definidas: uma chuvosa (de fevereiro a junho) e uma seca (de agosto a janeiro). A média anual de temperatura é de 25ºC, devido a ocorrência dos ventos alísios; a precipitação média é de 1.400 mm. A umidade relativa do ar é em torno de 85% no período chuvoso e 81% no período seco (Marques et al. 2007).

Quanto à hidrografia, duas correntes influenciam o arquipélago: a Corrente Sul Equatorial, caracterizada pelas correntes de águas quentes em torno de 28ºC e salinidade de 30 ppm, e a Corrente Equatorial Atlântica, que flui por baixo e em sentido oposto à Corrente Sul Equatorial. O arquipélago está localizado na Zona de Convergência Intertropical (ZCIT), zona de baixa pressão atmosférica com ventos alísios constantes (Mendes 2006). Durante os meses de abril a outubro, os ventos dos quadrantes leste e sudestes atingem o lado sudeste do arquipélago, conhecido como Mar de Fora, e causa ondas de forte arrebentação e condições de mar agitadas, enquanto na fase nordeste do arquipélago e conhecida como Mar de Dentro, as condições do mar são de calmaria.

De novembro a março, predominam os ventos dos quadrantes oeste e sudoeste, que provocam fortes ondulações no Mar de Dentro e de calmaria no Mar de Fora (Leite et al. 2008). O ciclo de maré é semidiurno, com amplitude de 3,2 m durante as marés de sizígia e 2 m nas marés de quadratura (Mendes 2006).

O Atol das Rocas é uma formação de recife circular, situado a 124 km a oestes do arquipélago de Fernando de Noronha e a 260 km de Natal (RN), entre as coordenadas 3º51’S e 33º49’W. Possuem uma lagoa em seu centro e, no seu interior, duas ilhas rasas: a do Farol e a do Cemitério, formadas pelo acúmulo de carbonatos detríticos (Gorini & Carvalho 1984, Alves & Castro 2006). Os detritos são constituídos por fragmentos de algas calcárias dos gêneros Halimeda, Jania e Amphiroa, com pequena porcentagem de outros organismos, tais como: corais, briozoários, equinóides e foraminíferos (Gorini & Carvalho 1984). O Atol está localizado no topo de uma cadeia de montanhas submarinas cuja base está a 4.000 m de profundidade, no leito oceânico do Atlântico. De acordo com Soares et al. (2009), o crescimento recifal do Atol ocorreu sobre uma base vulcânica situada em um alinhamento de montes submarinos que consistiram numa ramificação da dorsal meso-oceânica. O monte submarino está alinhado na direção leste-oeste e faz parte da cadeia de ilhas de Fernando de Noronha.

No Atol das Rocas, os ventos de leste e sudeste são predominantes ao longo do ano, com uma frequência de 45% e velocidades variando entre 6 a 10 m/s. Nos meses de junho a agosto, período de inverno, observa-se 35% para ventos de SE e 15% para E, com velocidades variando entre 11 a 15 m/s; nos meses de dezembro a abril, período de verão, a frequência fica em torno de 20% para os ventos SE e E, com velocidade acima de 20 m/s. Nas piscinas, a média da temperatura da água do mar é de 27ºC, podendo alcançar 42ºC, e salinidade superficial variando entre 36 a 37 ups. O regime de marés é semidiurno, com variação máxima de 2,7 m, deixando exposto o platô recifal em maré de sizíga baixa (Soares et al. 2009).

A Cadeia Norte Brasileira é formada por montes submarinos e guyots com alinhamentos leste-oeste; situada na parte sul do oceano Atlântico Equatorial, ela é marcada ao norte pela constricção equatorial (região em que os continentes americano e africano estão mais próximos), e ao sul é delimitado pela Convergência Subtropical. Os montes submarinos desta cadeia têm topografia irregular, rochosa e estão dispostos adjacentes à base do talude continental (Becker 2001, Araújo et al. 2009).

O arquipélago de São Pedro e São Paulo (ASPSP) está situado no topo de uma saliência morfológica tabular, com 90 km de comprimento, 2 km de largura e 3.800 m de altura relativa, saliência denominada de Cadeia Peridotítica de São Pedro e São Paulo (Motoki et al. 2009). Ocorre em uma região profunda do Oceano Atlântico a 0º55’02”N e 29º20’42”W, a pouco menos de um grau do Círculo Equatorial. A distância do arquipélago para o continente (Natal-RN) é aproximadamente 1.010 km. O arquipélago é formado por quatro ilhotas e seis penedos, dispostos em forma de arco. A maior delas é Belmonte; todas são pequenas e isoladas no Atlântico Equatorial, estando a apenas 23 m acima do nível do mar. Elas ocupam uma área emersa de 13.000 m² e a altitude máxima é de 18 m. As ilhotas apresentam contornos sinuosos, irregulares e reentrantes, e suas encostas apresentam forte declives (Gorini & Carvalho 1864, Campos et al. 2005, Almeida 2006, Medeiros et al. 2009, Motoki et al. 2009).

A parte emersa do revelo submarino do arquipélago se caracteriza por apresentar elevações alongadas, com declive suave na direção E-W, e forte declividade na direção N-S. O patamar é considerado como plataforma de abrasão marinha, devido que o arquipélago não possui praia. A formação rochosa do ASPSP não é de origem magmática, as rochas que compõem o solo são peridotitos serpentizados do manto abissal. Formação esta originária do manto superior da crosta oceânica e afloram na superfície através de forças tectônicas nas falhas transversais da Cordilheira Meso-Atlântica e da Fratura de São Pedro e São Paulo (Motoki et al. 2009, Vaske

Júnior et al. 2010). Segundo Campos et al. (2005) a região desta cadeia de montanhas submarinas é tectonicamente ativa e, consequentemente, sujeita a terremotos, o que sugere que sua formação foi controlada pela movimentação da falha e de seu conjunto de fraturas. Com isso, o ASPSP torna-se peculiar no Atlântico, porque é formado essencialmente por rochas plutônicas ultramáficas e não vulcânicas, que foram milonitizadas durante o seu posicionamento através de ações de forças tectônicas correlacionadas com a quebra do supercontinente Pangea e a expansão do Oceano Atlântico, bem como os derrames basálticos que formam a crosta oceânica atual.

À medida que o fenômeno do soerguimento acontecia, houve a deposição de sedimentos que deram origem à formação São Pedro e São Paulo no Quaternário. Consequentemente, as rochas que constituem o embasamento do ASPSP são representantes do interior da Terra, que vieram à superfície de uma profundidade de 15 km (Campos et al. 2005).