UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
DISTRIBUIÇÃO SEDIMENTAR E GEOMORFOLOGIA
DA PLATAFORMA INTERNA ADJACENTE AO
ESTUÁRIO DO RIO AÇÚ, MACAU-RN
Autor:
Pedro Thiago de Moura Paiva
Orientadora:
Helenice Vital (DG/PPGG/UFRN)
Dissertação n°224 /PPGG
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
PEDRO THIAGO DE MOURA PAIVA
DISTRIBUIÇÃO SEDIMENTAR E GEOMORFOLOGIA DA
PLATAFORMA INTERNA ADJACENTE AO ESTUÁRIO DO RIO
AÇÚ, MACAU-RN
Natal/RN, Março de 2019
Dissertação apresentada no dia 27 de Março de 2019, ao Programa de Pós-graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG) da UFRN, como requisito à obtenção do título de Mestre em Geodinâmica e Geofísica, área de concentração Geodinâmica.
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO NORTE CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E DA TERRA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
PEDRO THIAGO DE MOURA PAIVA
DISTRIBUIÇÃO SEDIMENTAR E GEOMORFOLOGIA DA
PLATAFORMA INTERNA ADJACENTE AO ESTUÁRIO DO RIO
AÇÚ, MACAU-RN
COMISSÃO EXAMINADORA:
Dra. Helenice Vital (PPGG/UFRN)-Orientadora/Presidente
Dra. Narelle Maia de Almeida (IFRN)-Membro externo
Dr. Yoe Alain Reyes Perez (PPGG/UFRN)-Membro Interno
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEODINÂMICA E GEOFÍSICA DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
Dissertação de Mestrado desenvolvida na Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN) no âmbito do Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica, tendo sido subsidiada pelos seguintes agentes financiadores:
Auxílio PQ CNPq – Margem Equatorial Brasileira: Da Fonte a Deposição (Processo nº311413/2016-1);
Projeto PVE (88881.068034/2014-01) Evolução Holocênica e dinâmica atual do delta do Parnaíba (CAPES);
INCT AmbTropic – Instituto Nacional de Ciência e Tecnologia “Ambientes Marinhos Tropicais” (Heterogeneidade Espaço-Temporal e Respostas a Mudanças Climáticas (CNPq – FAPESB – CAPES).
Esforço contínuo é a chave para
desvendar nosso potencial.
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RESUMO
Os sistemas estuarinos semi-áridos tropicais apresentam baixo suprimento sedimentar, mas contribuem para a deposição e desenvolvimento de depósitos sedimentares em sua foz. Desta forma, tanto o litoral quanto o estuário encontram-se sob ação dos processos deposicionais e erosionais, influenciados pela oferta de sedimentos e hidrodinâmica local. Constituem-se ainda em áreas muito vulneráveis devido à alta densidade populacional em sua zona estuarina. A região de estudo desempenha atividades socioeconômicas voltadas para o turismo, pesca, carcinicultura, indústria do petróleo, entre outros. Neste sentido, este trabalho teve como objetivo entender a geomorfologia submarina, distribuição sedimentar, correlacionar estas morfologias com o sistema estuarino, bem como ação hidrodinâmica na plataforma interna adjacente ao estuário do Rio Açú, nordeste brasileiro. Os dados utilizados consistiram de registros batimétricos (monofeixe), sonográficos, sedimentológicos e imagem de satélite. A análise, interpretação e integração desse conjunto de dados permitiram a identificação de 8 padrões texturais associados a 8 fácies sedimentares e 1 padrão textural com afloramentos rochosos submersos. Na plataforma, as coberturas das fácies siliciclásticas e bioclásticas encontram-se depositadas em distintos locais, influenciados pelas morfologias, atuação estuarina e hidrodinâmica. As facies siliciclásticas, compostas por lama e areia são depositados nas regiões em frente a foz do estuário, e por outro lado, as facies bioclásticas estão situadas nas porções mais a leste da área, porém, associados com facies siliciclásticas. A diversidade morfológica desenvolvida na plataforma esta correlacionada com a variação do nível do mar, onde as principais feições identificadas são os cordões arenosos, vale inciso, bancos de areia e de lama, sobrepostos por morfologias de ordem menor, tais como, relevo ondulado com presença de ripples e dunas 2D subaquosas. As correntes de maré e direção dos trend de ondas são consistente com as pequenas dunas 2D e ripples, respectivamente. Além disso, diversidade das orientações dos ripples da desembocadura do Rio Açú indica uma maior complexidade das correntes e ondas nesta região.
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ABSTRACT
The tropical semi-arid estuarine systems have a scarce sediment supply, but contribute to the deposition and development of sedimentary reserves at its mouths. Thus, the coastline and estuary undergo the depositional and erosional processes influenced by sediment supply and hydrodynamic. The estuarine zones have a high population density and are a region very vulnerable.The region of study develops socioeconomic activity focused on tourism, fishing, shrimp farming, oil industry, etc. This work aims to understand the submarine geomorphology, associated sediment distribution, and hydrodynamic performance as well, located on the inner shelf adjacent to Açú, a tropical semi-arid estuary on the Brazilian NE. The databank consisted of single-beam bathymetry, side-scan sonar records, surface sediment samples and satellite images. In the inner continental shelf were identified 8 textured patterns associated with 8 sedimentary facies, and 1 textural pattern as submerged rocky outcrops. In the shelf, the coverings of the siliciclastic and bioclastic facies are deposited in different places, influenced by the morphologies, estuarine performance and hydrodynamic. Thus, the siliciclastic facies (composed of mud and sand) are deposited in the regions in from ofthe Açú River mouth,and on the other hand, the bioclastic facies are located in the eastern portions of the area, but also associated with siliciclastic facies. The morphological diversity developed in the shelf is correlated with the sea level rise and fall,where the main features identified are sand ridges, incised valley, sand and mud banks, superimposed by lower order morphologies, such as, wavy relief with the presence of subaqueous 2D dunes and ripples. The tidal currents and wave trend direction are consistent with the subaqueous 2D dunes and ripples, respectively. In addition, the
diversity of the ripples orientations in the Açú River mouth indicates a higher complexity of the currents and waves in this region.
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Agradecimentos
A Universidade Federal do Rio Grande do Norte (UFRN) através do Programa de Pós-Graduação em Geodinâmica e Geofísica (PPGG) e Departamento de Geologia por toda a infraestrutura disponibilizada durante minhas atividades acadêmicas. Ao CNPq (Bolsa de Mestrado e Auxílio PQ n°311413/2016-1), CAPES (Projeto PVE 88881.06034/2014-01) e INCT AmbTropic (CNPq-FAPESB-CAPES) pelo investimento financeiro.
A Deus, por tudo em minha vida, principalmente pela proteção e por guiar minha jornada.
A minha orientadora, professora Helenice Vital, por todo o acompanhamento, disponibilidade, confiança, críticas construtivas e conhecimentos transmitidos desde meu primeiro dia no Laboratório de Geologia e Geofísica Marinha e Monitoramento Ambiental (GGEMMA), em meados de 2014, que me acompanhou sob sua orientação desde a graduação, e por isso minha enorme gratidão. Ao professor Moab Gomes, que me acompanhou também desde a graduação, onde me ensinou e auxiliou no processamento dos dados acadêmicos, disponibilizando o seu tempo à correção e críticas. Ao Dr. André, que transmitiu seus conhecimentos em campo, além de contribuir com o processamento e esclarecimento de dúvidas que surgiram ao longo do mestrado. E todos os professores que fazem parte da grade acadêmica que contribuem na evolução profissional dos discentes, em especial a professora Valéria Córdoba.
Aos amigos do GGEMMA por toda ajuda, parceria, conversas descontraídas e construtivas; a Luzia, Tezeus, Diego, Flávia, Úrsula, Daniela, Diogo, Canindé, Junior, Francisco Neto, Isabelle, Tiago, Yoe, Vanessa, João Paulo e Felipe.
A minha família que sempre me ajudou durante toda a vida: a meus pais Ivone e José; a minha irmã, cunhado e sobrinho/afilhado, Thaize, Daniel e Benjamin, respectivamente; a minhas avós Rita (In Memorian) e Maria; e aos meus tios e padrinhos.
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SUMÁRIO
Capítulo 1 - INTRODUÇÃO ... 10
1.1 APRESENTAÇÃO ... 11
1.2 JUSTIFICATIVA ... 12
1.3 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO ... 13
Capítulo 2 – REFERENCIAL TEÓRICO ... 15
2.1 CONTEXTO REGIONAL... 16
2.1.1 Geologia do Oligoceno-Holoceno ... 17
2.1.2 Evolução da Plataforma no Quaternário ... 24
2.2 PROCESSOS COSTEIROS ... 27
2.3 A PLATAFORMA CONTINENTAL ... 29
2.3.1 Contexto Morfológico da Plataforma Continental ... 30
2.3.2 Sedimentologia da Plataforma Continental ... 33
2.4 SONOGRAFIA ... 35
2.5 FORMAS DE LEITO ... 40
Capítulo 3 – MATERIAIS E MÉTODOS ... 46
3.1 METODOLOGIA ... 47
3.2 PROCESSAMENTO DOS DADOS SONOGRÁFICOS ... 51
3.3 PROCESSAMENTO DIGITAL DE IMAGEM ... 53
Capítulo 4 – RESULTADOS ... 57
Capítulo 5 – CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES ... 70
5.1 CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES ... 71
Referências Bibliográficas... 73
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SUMÁRIO DE FIGURAS
Figura 1.1: Mapa de localização da área de Estudo. (A) Município de Macau na região norte do RN. (B) Plataforma continental interna adjacente ao estuário do Rio Açú...14 Figura 2.1: Carta Estratigráfica da Bacia Potiguar (Fonte: modificado de PESSOA NETO et al., 2007)...17 Figura 2.1.1: Falésia Chico Martins (adjacente a comunidade Barreiras/RN) composta pelas Formações Tibau, Barreiras e Depósitos Aluvionares Antigos...18
Figura 2.1.2: Falésia evidenciando os contatos da Formação Barreiras com rochas do Cretáceo (base) e sedimentos pós-barreiras (topo) (Fonte: ROSSETTI et al., 2013) ...19 Figura 2.1.3: Depósitos aluvionares antigos compostas por areias quartzosas finas (a) (Fonte: VITAL et al., 2014) e conglomerados (b) (Fonte: BEZERRA et al., 2009) ...20 Figura 2.1.4: Depósitos flúvio-marinho situados na região de Galinhos-RN (Fonte: VITAL et al., 2014)...21 Figura 2.1.5: Depósitos de mangue compostos pelo desenvolvimento de vegetação halófita na região de Guamaré-RN (Fonte: VITAL et al., 2014)...22 Figura 2.1.6: Depósitos Litorâneos praiais associados a zona de estirâncio e sistemas ilhas barreiras-pontais arenosos (Fonte: VITAL et al., 2014)...23 Figura 2.1.7: Mapa da região de Macau/RN (Fonte: modificado de BEZERRA et al., 2009)...23 Figura 2.1.8: Unidades sedimentares evidenciando os horizontes e suas estruturas nos perfis sísmicos III e IV da plataforma Setentrional do RN (Fonte: modificado de SCHWARZER et al., 2006)...25 Figura 2.1.9: Curva de variação do nível do mar ao longo do Holoceno no estado do RN (Fonte: modificado de CALDAS et al., 2006)...27 Figura 2.2.1: Medições oceanográficas de velocidade e direção das correntes (A) e variação temporal da direção das corrente (B) da estação Minhoto (junho/2004), setor norte da plataforma do RN (Fonte: modificado de VITAL et al., 2008)...28 Figura 2.3.1: Compartimentação da margem continental passiva (Fonte: modificado de GARRISON, 2010)...29 Figura 2.3.2: Distribuição das morfologias de fundo na plataforma setentrional do RN a partir de imagem de satélite (Landsat 7ETM). As numerações representam: (I) Dunas longitudinais muito grandes; (II) Dunas transversais muito grandes; (III) Dunas longitudinais pequenas; (IV) Corpo arenoso marinho raso isolado; (V) Beachrocks; (VI) Sistemas de vales incisos (Fonte: VITAL et al., 2008)...31
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Figura 2.3.3: Distribuição das litofácies sedimentares da plataforma setentrional do RN (Fonte: modificado de VITAL et al., 2008)...35 Figura 2.4.1: Comparação do range das frequências utilizadas pelos equipamentos hidroacústicos (Fonte: modificado de Blondel (2009) e Silva (2006))...36 Figura 2.4.2: (a) modelo de aquisição por meio de um sonar de varredura lateral rebocado pela embarcação (Fonte: modificado de GARRISON, 2010) e (b) emissão do sinal acústico pelos transdutores...37 Figura 2.4.3: Aumento da frequência proporcional a resolução nos sonogramas A-D (avião naufragado) adquiridos por um side-scan sonar 6205 e inversamente proporcional ao range máximo de varredura (Fonte: modificado de HILLER & BRISSON, 2015)...38 Figura 2.4.4: Diferença da intensidade de Backscatter em razão da inclinação e textura da superfície (Fonte: modificado de BLONDEL, 2009)...39 Figura 2.4.5: Imagens sonográficas apresentado diferentes tipos de textura: Textura rugosa (A) e lisa (B) (Fonte: SOUZA, 2006), textura rugosa típica de morfologias recifais (C) - reefs ridges (cumes recifais, Fonte: SILVA, 2018) e (D) – patch reef (corpos isolados, Fonte: SOUZA, 2006), textura com feições não naturais (E) – extração de sedimentos, (F) e (G)- embarcações naufragadas (Fonte: HILLER & BRISSON, 2015, SCHULTZ et al., 2013)...40 Figura 2.5.1: Terminologia e escalas de diferentes formas de fundo induzidas por corrente e onda (Fonte: modificado de TUCKER (2001) e STOW (2005))...41 Figura 2.5.2: Diversos tipos de formas de fundo induzidos por corrente e onda e suas estratificações apresentadas nos blocos 3D (Fonte: modificado de TUCKER (2003) e
STOW (2005))...43 Figura 2.5.3: Formação das formas de leito a partir do gráfico da velocidade média do
fluxo versus a granulometria do sedimento (Fonte: modificado de ASHLEY (1990) e STOW (2005))...44 Figura 3.1.1: Fluxograma da metodologia empregada na referida pesquisa...47 Figura 3.1.2: ilustração do método de aquisição dos dados sonográficos com o sonar 272-TD. Modificado do site educa2.madrid.org...48 Figura 3.1.3: Área de estudo indicando a localização das linhas sonográficas e batimétricas e das amostras sedimentares...49 Figura 3.1.4: Especificação dos dados das amostras sedimentares utilizadas de acordo com os autores SOUZA (2008), LOUREIRO (2009) e SILVA (2010b) e suas respectivas nomenclaturas...50 Figura 3.2.1: Processo da retirada da coluna d’água pela ferramenta Bottom Track no SonarWiz, visualizada pela demarcação da linha azul limitando a coluna d’água com a superfície de fundo...51
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Figura 3.2.2: Janela de aplicação dos filtros TVG e EGN nos sonogramas, com os respectivos valores empregados...53 Figura 3.3.1: Sequencia do processamento da imagem de satélite Landsat 8 RGB 4-3-1. Imagem bruta Landsat 8 (A), imagem com a aplicação da correção radiométrica evidenciando um aumento do brilho (B) e a imagem processada final com o equilíbrio do contraste, gama e brilho onde as feições submersas podem ser visualizadas com maior clareza comparada com as imagens anteriores (C)...56
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SUMÁRIO DE TABELAS
Tabela 2.5: Classificação das formas de leito (Fonte: modificado de ASHLEY (1990))...45
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SUMÁRIO DE ANEXOS
Anexo 1: Amostras do banco de dados do GGEMMA utilizadas nesta pesquisa, com classificação segundo FREIRE e al., (1997) modificado por VITAL et al., (2005)...84
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1.1 APRESENTAÇÃO
A geomorfologia e sedimentologia da plataforma continental são influenciados pelos processos hidrodinâmicos, controle climático, variações do nível do mar, processos erosionais e deposicionais costeiros e fluviais ao longo do tempo (KLEINHANS, 2002; MOUNTAIN et al. 2007; QUARESMA et al. 2015; ROVERE et al. 2019), além da atuação dos processos neotectônicos (e.g. SCHWARZER et al., 2006; GOMES e al., 2014).
O estudo em regiões marinhas é auxiliado por equipamentos hidroacústicos onde é possível extrair dados de forma indireta sobre este ambiente (SOUZA, 2006; FIGUEIREDO, 2008). Assim, cada equipamento hidroacústico trabalha com a obtenção de informações específicas, cuja a escolha é de acordo com o objetivo da pesquisa (e.g. KUIJPERS et al., 2007; SCHULTZ et al., 2013; SILVA et al., 2018). O uso de sonar de varredura lateral, ecobatímetros, perfilador de subfundo, ADCP, entre outros, contribuem para o imageamento da superfície de fundo, identificação morfológica, evolução estratigráfica, hidrodinâmica, respectivamente (e.g. STATTEGGER et al., 2006; KUIJPERS et al., 2007; ROCHA, 2010; GOMES et al., 2015; PAIVA et al., 2017). A obtenção destes dados ajuda a compreender a geomorfologia, sedimentologia e a dinâmica no ambiente marinho.
Nos últimos 8200 anos, a plataforma do RN registra a evolução dos sistemas deposicionais durante a transgressão, nível de mar alto e regressivo. A transgressão iniciou há aproximadamente 8.200 anos A.P. no holoceno médio (BOSKI et al., 2015) e atingiu seu máximo em 5900-6000 anos A.P. (STATTEGGER et al., 2006). O nível de mar alto no Holoceno ocorreu entre 5900-5000 anos A.P. (STATTEGGER et al., 2006), e em seguida o início da regressão, aproximadamente após 5000 anos BP (STATTEGGER et al., 2006). As morfologias que evidenciam a variação do nível do mar desde a transgressão são principalmente os beachrocks, recifes, cordões litorâneos (onshore), paleo-lagunas, campos de cordões arenosos, etc. (STATTEGGER et al., 2006; GOMES et al., 2015; NASCIMENTO NETO et al., 2018).
A plataforma continental setentrional do Estado do RN esta compartimentada em plataforma interna (até 15 m), média (de 15 a 25 m) e externa (25 a 60 m) (VITAL et al.,
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2010). As principais feições geomorfológicas são representadas pelos vales incisos do antigo rio Piranhas-Açú e rio Mossoró, campo de dunas subaquosas longitudinais, transversais e oblíquas, corpos arenosos marinho raso isolados, beachrocks e recifes de corais (TABOSA e VITAL, 2006; VITAL et al., 2008, 2010; GOMES, 2009; GOMES e VITAL, 2010). Esta plataforma é composta por sedimentos siliciclásticos e carbonáticos, sendo classificada como uma plataforma mista, com sedimentos siliciclásticos na porção proximal e carbonáticos na distal (PESSOA NETO, 2003; VITAL et al., 2005, 2008). A região encontra-se sob regime de mesomarés do tipo semidiurna (VITAL et al., 2008; VITAL, 2009).
O imageamento sonográfico integrado a imagens Landsat, dados batimétricos e amostras de sedimentos aqui apresentados, teve como objetivo identificar as morfologias e os diferentes padrões sonográficos de fundo na plataforma continental interna. Desta forma, o processamento dos sonogramas também foi voltado para o reconhecimento da morfologia da superfície de fundo, e como estão dispostas na plataforma interna e sua possível gênese ao longo da evolução plataformal, além de compreender a hidrodinâmica local.
A integração dos dados sonográficos com a imagem satélite, dados batimétricos e amostras sedimentares teve o objetivo de:
Identificar a distribuição sedimentar da plataforma interna; Reconhecer as morfologias da superfície de fundo;
Correlacionar o sistema estuarino com as morfologias plataformais; Compreender a hidrodinâmica local e
Discutir sobre a gênese destas morfologias
1.2 JUSTIFICATIVA
Estudos da geomorfologia e sedimentologia na plataforma continental brasileira são de suma importância para a compreensão dos regimes hidrodinâmicos, dinâmica sedimentar, evolução plataformal ao longo do tempo geológico, entre outros, onde o clima, aporte sedimentar, tectônica, variação do nível do mar, atuam em conjunto como modeladores dos ambientes marinhos (e.g. TABOSA & VITAL, 2006; LIMA & VITAL, 2006; SCHWARZER et al., 2006; GOMES et al. 2016).
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No contexto socioeconômico, a região de estudo contribui principalmente para o turismo, pesca, indústria salineira, carcinicultura, atividades exploratórias de petróleo em águas rasas, etc. Apesar dos diferentes estudos realizados nesta plataforma, principalmente no contexto regional, nenhum deles foi realizado na plataforma interna. Visando diminuir esta lacuna, este estudo foi realizado na plataforma interna na desembocadura do Rio Açú, utilizando a integração de dados de sensor remoto ótico, hidroacústicos (sonar de varredura lateral e ecobatímetro single-beam) e sedimentológico. Os estudos sonográficos, associados com outras ferramentas, contribuem para o monitoramento ambiental, resultando assim, no auxílio das atividades atuantes na plataforma, principalmente a indústria petrolífera, que instalaram dutos submersos. Além disso, a identificação das morfologias presentes auxiliam nos estudos futuros sobre a influência estuarina na plataforma e sua evolução ao longo da variação do nível do mar. 1.3 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
A área de estudo está situada no nordeste da margem continental Brasileira, mais especificamente a porção setentrional do estado do Rio Grande do Norte. Ela compreende um segmento da plataforma interna e estuarina pertencente ao município de Macau, com aproximadamente 120 km2. O acesso terrestre até Macau ocorreu pela BR-406,
apresentando uma distância de 190 km partindo de Natal. O mapa da área de estudo, como visualizada na Figura 1.1, apresenta coordenada UTM (Universal Translator Mercator) com DATUM WGS-84, além de localizada na zona 24S.
14 Figura 1.1: Mapa de localização da área de Estudo. (A) Município de Macau na região norte do
RN. (B) Plataforma continental interna adjacente ao estuário do Rio Açú. A
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2.1 CONTEXTO REGIONAL
A Bacia Potiguar está inserida na margem equatorial Brasileira, representando a região setentrional do Estado do Rio Grande do Norte e nordeste do Estado do Ceará. Espacialmente, a bacia posiciona-se a leste com a Bacia de Pernambuco-Paraíba, pelo Alto de Touros; a noroeste com a Bacia do Ceará, pelo Alto de Fortaleza; a sul com as rochas do embasamento; e a norte pela isóbata de 2.000m (PESSOA NETO et al., 2007). Segundo PESSOA NETO (2007), a Bacia Potiguar está compartimentada em 3 Supersequencia: a Supersequencia Rifte (Cretáceo Superior) representada pelas Formações Pendencia e Pescadas; a Supersequencia Pós-Rifte (Cretáceo Superior) constituída pela Formação Alagamar; e a Supersequencia Drifte (Cretáceo Superior/Inferior-Neógeno) pela Formações Açú, Ponta do Mel, Quebradas, Jandaíra, Ubarana, Tibau, Barreiras e Guamaré, como visualizada na Figura 2.1.
A supersequencia Rifte é composta por sequencias continentais de preenchimento de bacia durante o processo de rifteamento (PESSOA NETO et al., 2007). Com isso, esta sequência corresponde principalmente à sistemas fluviais, lacustrinos, fluvio-deltaicos, deltaicos e leques fandeltáicos (PESSOA NETO, 2003; 2007). A passagem da Supersequencia Rifte para a Pós-Rifte ocorre de forma gradativa, apresentando sistemas deposicionais transicionais (PESSOA NETO et al., 2007). O principal sistema depocisional da Supersequencia Pós-Rifte é representada por fluvio-lacustre, leques aluviais e fandeltas, lacustrinos e marinho raso (PESSOA NETO et al., 2007). A Supersequencia Drifte é compartimentada por sequencias marinhas transgressivas e regressivas. Assim, as Sequência flúvio-marinha transgressiva é composta por sistemas fluviais, marinhos rasos (plataforma siliciclástica e mista) e talude/bacia (PESSOA NETO et al., 2007). Durante a transgressão Neocretácea, ocorreu o afogamento dos sistemas fluviais, resultando na formação de extensas plataformas carbonáticas rasas dominadas por maré (PESSOA NETO, 2003; 2007). Após o episódio transgressivo, ocorreu o evento regressivo que é presenciado até o Holoceno (PESSOA NETO, 2003; 2007). Desta forma, este evento é composto por sequência marinha regressiva clástica e carbonática regressiva, relacionados a depósitos de leques costeiros, plataforma rasa e de talude/bacia (PESSOA NETO et al., 2007).
Segundo BEZERRA et al. (2009), a Bacia Potiguar esta sobreposta por unidades sedimentares de idade pleistocênica a holocênica. Estas coberturas sedimentares são
17
compostas pelos Colúvios e Alúvios Sub-Recentes, Depósitos Aluvionares Antigos,
beachrocks; Dunas, Sedimentos de Praia Recentes, Aluviões e Sedimentos de Mangue.
2.1.1 GEOLOGIA DO OLIGOCENO-HOLOCENO Formação Tibau:
A Formação Tibau é composta por arenitos finos a conglomeráticos com intercalações de argilitos oligocênicos (SOUSA, 2002; ANGELIM et al., 2006; VITAL et al., 2014). Segundo SOUSA (2002), os estratos desta Unidade apresenta estratificações cruzadas e plano-paralelas. Espacialmente, ele encontra-se interdigitado lateralmente com o Formação Barreiras e Formação Guamaré na porção continental e offshore, respectivamente, e discordante na porção basal com a Formação Jandaíra (ARARIPE & FEIJÓ, 1994). Além disso, os basaltos e diabásios da Formação Macau encontram-se
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capeando ou intrudidos na Formação Tibau (SOUSA, 2002). SOUSA (2002) também evidenciou a correlação das Unidades litoestratigráficas desta Formação entre os Estados do RN e CE, a partir da assembleia de minerais pesados, descrição de campo, entre outros. Assim, a Formação Tibau corresponde a um sistema de leques costeiros (ARARIPE & FEIJÓ, 1994; MOURA LIMA, 2011; VITAL et al., 2014). Já próximo à área de estudo, a Formação Tibau ocorre na porção emersa e em falésias (Figura 2.1.1).
Formação Barreiras:
A nomenclatura “Barreiras” por muito tempo foi utilizada para referir-se aos sedimentos terrígenos cenozoicos que afloram em contato discordante com as rochas do Pré-Cambriano ou rochas sedimentares mesozoicas na costa brasileira, do Amazonas até a região Sudeste, em formas de tabuleiros e falésias (NOGUEIRA, 2008). A Formação Barreiras pode apresentar estratos horizontalizados ou basculhados, cujo os estratos recobrem rochas do embasamento e do Grupo Apodi (SOUSA, 2002; MOURA-LIMA et al., 2010). De acordo com descrições sedimentares, a formação Barreiras é composta por conglomerados e arenitos ferruginosos de coloração variada, com matriz argilosa e presença de um nível laterítico no topo da unidade (MOURA-LIMA et al. 2010; MOURA-LIMA, 2011; VITAL et al., 2014). Com isso, a Formação Barreiras
Figura 2.1.1: Falésia Chico Martins (adjacente a comunidade Barreiras/RN) composta pelas Formações Tibau, Barreiras e Depósitos Aluvionares Antigos.
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corresponde a sistemas deposicionais fluviais entrelaçados associados por sistemas estuarinos e leques costeiros de idade miocênica. (BEZERRA et al., 2004). Os contatos da formação Barreiras, evidenciadas numa falésia, podem ser visualizadas na Figura 2.1.2.
Depósitos Aluvionares Antigos:
Os depósitos Aluvionares Antigos já foram denominados, por outros autores, como terraços aluvionares, paleocascalheiras, sedimentos aluvionares abandonados, Formação Faceira, Formação Potengi, Grupo Barreiras, etc (BEZERRA et al., 2009; VITAL et al., 2014). Este depósito está relacionado a sedimentos de antigos canais fluviais na forma de terraços aluviais (MOURA-LIMA et al., 2010; VITAL et al., 2014). Com isso, os depósitos Aluvionares Antigos são compostos por conglomerados e arenitos intercalados com granodecrescência ascendente (fining upward) (Figura 2.1.3), sobrepostos ás Formações Açú, Jandaíra, Barreiras e Tibau (SOUSA, 2002; BEZERRA et al., 2009; MOURA-LIMA et al., 2010) e rochas do embasamento cristalino (MOURA-LIMA et al., 2010). SOUSA (2002) descreveu esta Unidade com sendo composta por arenitos médio a grossos com estratificação cruzada tabular, com evidencias de discordância erosional e estrutural com a Formação Barreiras e Tibau. Além disso, esta Unidade apresenta evidencias de metamorfismo de contato com o basalto e diabásio da Formação Macau (VITAL et al., 2014).
Figura 2.1.2: Falésia evidenciando os contatos da Formação Barreiras com rochas do Cretáceo (base) e sedimentos pós-barreiras (topo) (Fonte: modificado de ROSSETTI et al., 2013).
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Depósitos Flúvio-Marinhos:
Os depósitos flúvio-marinhos (Figura 2.1.4) estão situados em regiões de baixa energia protegidos por esporões arenosos e ilhas barreiras, além de regiões estuarinas, sendo influenciado pela maré e sistema fluvial (BEZERRA et al., 2009; VITAL et al., 2014). A ocorrência dos depósitos de manguezais são muito frequentes associados a estes depósitos (DANTAS & AMARO, 2012). Assim, este depósito corresponde a sedimentos de granulometria areia fina a silte, pobremente selecionado, com presença de matéria orgânica e carbonato de cálcio (BEZERRA et al., 2009).
Estes depósitos podem ser compartimentados em depósitos flúvio-marinhos vegetados, com presença de manguezais, ou depósitos não vegetados (SILVA et al., 2010). A presença dos lineamentos NNE contribui com o desenvolvimento destes depósitos, devido ao rebaixamento nesta região ao longo do Holoceno (SILVA et al., 2010). Além disso, os depósitos flúvio-marinhos na região norte do RN são ocupadas por industrias salineiras e carciniculturas (DANTAS & AMARO, 2012).
Figura 2.1.3: Depósitos aluvionares antigos compostas por areias quartzosas finas (a) (Fonte: VITAL et al., 2014) e conglomerados (b) (Fonte: BEZERRA et al., 2009).
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Depósitos de Mangue:
Os depósitos de Mangue (Figura 2.1.5) são presentes nas zona costeiras planas abrigadas pelos cordões litorâneos, e situadas na zona de intermaré, ou seja, com forte influência de maré e cunha salina (BEZERRA et al., 2003; SILVEIRA, 2002; VITAL et al., 2014). Por outro lado, este depósito pode ser denominado de flúvio-marinho vegetados (SILVA et al., 2010). Em suma, os depósitos de Mangue são compostos por sedimentos de granulometria argila a areia fina com alto teor de matéria orgânica e bastante bioturbada por organismos marinhos (BEZERRA et al., 2003).
O alto teor de sais no solo, derivados da influência marinha, desta unidade propicia o desenvolvimento de ecossistema florestais formadas por vegetação halófita (SILVEIRA, 2002; VITAL et al., 2014). Os mangues vegetados são localizados principalmente em regiões de desembocadura dos rios e gamboas (SANTOS, 2008). As principais espécies de mangue são: o mangue vermelho, branco e siriúba (SANTOS, 2008). Vale ressaltar que em Diogo Lopes os depósitos de mangue fazem parte de uma Reserva de Desenvolvimento Sustentável Ponta do Tubarão (VITAL et al., 2014).
Figura 2.1.4: Depósitos flúvio-marinho situados na região de Galinhos-RN (Fonte: VITAL et al., 2014).
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Depósitos Litorâneos Praiais:
Esta unidade está situada majoritariamente na linha de costa, na zona de estirâncio, deltas de maré vazante e sistemas ilhas barreiras-pontais arenosos (VITAL et al., 2014), como visualizado na Figura 2.1.6. A presença dos deltas de maré vazante nos sistemas estuarinos e ilha barreiras-pontais arenosos evidenciam a influência das marés (VITAL et al., 2014). Em resumo, os sedimentos que compõem estes depósitos são derivados principalmente da deriva litorânea e campos de dunas, em razão da baixa competência fluvial (VITAL et al., 2014).
Estes depósitos são compostos por sedimentos siliciclásticos de granulometria areia fina a grossa com presença de bioclastos e minerais pesados (SOUTO, 2002; VITAL et al., 2014). Os beachrocks (Depósitos Litorâneos Antigos) ocorrem associados aos depósitos litorâneos, sendo assim, frequentes em toda linha de costa no RN (CALDAS et al., 2006; VITAL, 2009; VITAL et al., 2014). Estes sedimentos são constantemente retrabalhados pelos processos costeiros, resultando na diversidade morfológica da linha costa ao longo do tempo (SOUTO, 2004; VITAL et al., 2014).
Figura 2.1.5: Depósitos de mangue compostos pelo desenvolvimento de vegetação halófita na região de Guamaré-RN (Fonte: VITAL et al., 2014).
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Enfim, todos os depósitos e formações já citadas, referentes a região de Macau-RN, podem ser vistas na Figura 2.1.7. Este mapa apresenta apenas unidades aflorantes em superfície, e por isso, não incluem as visualizadas em afloramentos verticais (p.e. falésias).
Figura 2.1.7: Mapa da região de Macau/RN (Fonte: modificado de BEZERRA et al., 2009). Figura 2.1.6: Depósitos Litorâneos praiais associados a zona de estirâncio e sistemas ilhas barreiras-pontais arenosos (Fonte: VITAL et al., 2014).
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2.1.2 EVOLUÇÃO DA PLATAFORMA NO QUATERNÁRIO
A compreensão da evolução da quaternária da plataforma foi proporcionado principalmente a partir de estudos sismoestratigráficos e datações de afloramentos em regiões plataformais e costeiras. O último máximo glacial (LGM) ocorreu no Pleistoceno, aproximadamente entre 26.500 a 19.000 anos AP (Antes do Presente) (CLARK et al. 2009), onde o nível do mar estava 120 m abaixo do nível atual (PELTIER & FAIRBANKS, 2006; HANEBUTH et al., 2009). De acordo com dados de sismoestratigrafia, a unidade abaixo dos depósitos do vale inciso, e com estruturas
hummocky (ou estratificação cruzada acanalada), são representados como depositados
durante o nível de mar baixo (SCHWARZER et al., 2006). Durante o nível de mar baixo, o canal do rio Açú e Apodi-Mossoró prolongaram-se até a borda da plataforma, atuando como agentes erosionais para o desenvolvimento dos vales incisos (SCHWARZER et al., 2006; ALMEIDA et al. 2015). Além disso, a plataforma ficou exposta contribuindo assim com a erosão subaérea (GOMES et al. 2015). Esta unidade apresenta estruturas de corte e preenchimento, sendo representadas por sedimentos consolidados ou de granulometria muito grossa. A unidade com estruturas hummocky (ou estratificação cruzada acanalada) que ocorre lateralmente aos depósitos do vale inciso são indicativos da deposição de sedimentos fluviais meandrantes. Acima da unidade V observa-se uma unidade sem estruturas visíveis típica de depósitos pelíticos, depositados num sistema deposicional lagunar durante a estagnação do nível do mar. Os depósitos não marinhos, que representam estas unidades do pleistoceno e Holoceno superior, são separados dos depósitos marinhos Transgressivos do Holoceno pelo horizonte 1 (discordância) (SCHWARZER et al., 2006; VITAL et al., 2008). Desta forma, a unidade II encontra-se acima do horizonte 1, que marca o limite entre o pleistoceno e o holoceno. Ela apresenta estruturas sigmoidais que evidenciam a progradação da linha de costa durante o aumento do nível do mar. Por fim, a unidade I que está associado ao assoalho oceânico atual, encontra-se acima das unidades já citadas. Esta unidade apresenta camadas paralelas sub-horizontais composta por sedimentos marinhos e depositados desde a transgressão Holocênica ao recente (SCHWARZER et al., 2006). Enfim, a unidade transgressiva possui uma espessura de 10 e 30m, na plataforma continental e no vale inciso, respectivamente (GOMES et al., 2016).
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Nos últimos 8200 anos, a plataforma do RN registra a evolução dos sistemas deposicionais durante a transgressão, nível de mar alto e regressivo. A transgressão iniciou há aproximadamente 8.200 anos AP no holoceno médio (BOSKI et al., 2015) e atingiu seu máximo em 5900-6000 anos AP, não sendo superior a 1,2 m do nível do mar moderno (STATTEGGER et al., 2006). Durante a transgressão em 6700 anos AP, o nível médio do mar foi semelhante ao nível do mar moderno (CALDAS et al., 2006). As morfologias formadas ao longo da inundação foram construídas a partir do retrabalhamento e redeposicionamento dos depósitos plataformais. A transgressão na
Figura 2.1.8: Unidades sedimentares evidenciando os horizontes e suas estruturas nos perfis sísmicos III e IV da plataforma Setentrional do RN (Fonte: modificado de SCHWARZER et al., 2006).
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plataforma interna resultou na formação de praias de barreiras transgressivas (transgressive barrier beaches) (que hoje equivale aos beachrocks associados a ilhas barreiras), ilhas barreiras, lagunas e planície de maré (STATTEGGER et al., 2006). Essas lagunas costeiras favoreceram o desenvolvimento e a recolonização dos recifes que são evidenciados na plataforma (GOMES et al., 2015). Desta forma, as morfologias que evidenciam a transgressão são principalmente os campos de cordões arenosos e recifes, situados na porção offshore (GOMES et al., 2015; NASCIMENTO NETO, 2018) e o
beachrock São Bento, na porção onshore (STATTEGGER et al., 2006).
O nível de mar alto no Holoceno ocorreu entre 5900-5000 anos AP (STATTEGGER et al., 2006), atingindo aproximadamente 1,3 m acima do nível do mar atual em 5900 anos AP (CALDAS et al., 2006). As morfologias desenvolvidas são as ilhas barreiras, lagunas rasas, planícies de maré, paleo-canais (STATTEGGER et al., 2006) e a continuação do desenvolvimento dos recifes (por volta de 5.100 anos AP) (LEÃO et al., 2003). Os beachrocks Recuado (como é denominado localmente), cordões litorâneos na porção continental e pelitos de paleo-lagunas são evidencias deste período (STATTEGGER et al., 2006).
O início da regressão ocorreu aproximadamente após 5000 anos AP quando o nível do mar estava aproximadamente a 1 m acima do nível atual. As evidencias da regressão podem ser observadas pelas paleo-lagunas e beachrocks Guajiru, Galos e Galinhos (STATTEGGER et al., 2006). Durante este período, foram desenvolvidos cordões litorâneos regressivos, além da diminuição da largura dos paleo-canais e a deposição de minerais evaporíticos nas paleo-lagunas (STATTEGGER et al., 2006).
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2.2 PROCESSOS COSTEIROS
Segundo PERILLO (1996), a distribuição dos sedimentos, ao longo da linha de costa, são regidos por um conjunto de fatores oceanográficos, tais como, regime de maré, influxo fluvial, ondas e processos atmosféricos. Assim sendo, a variação da linha de costa é resultado da dinâmica sedimentar, por meio dos processos erosionais e deposicionais (TESSLER & GOYA, 2005; SOARES, 2012).
Os ventos alísios são atuantes no nordeste brasileiro, apresentando ventos provenientes do E/NE e E/SE (VITAL et al., 2008). Os ventos provenientes do NE ocorrem no setor setentrional do Estado apresentam uma maior competência. Por outro lado, no setor oriental do Estado, ocorre a atuação dos ventos provenientes do SE (TABOSA & VITAL, 2005; VITAL et al., 2008). Durante os meses de setembro a abril ocorre a predominância de ventos do E, e entre os meses de maio a agosto, os ventos vindos do SE (SILVEIRA, 2002). A velocidade anual média dos ventos alcança os 20,5 Km/h. Porém, ao longo os meses de abril e maio, os ventos atingem as mais baixas velocidades médias, com aproximadamente 15,8 Km/h. já em outubro ocorre a maior velocidade média dos ventos, com 25,5 Km/h (SILVEIRA, 2002).
Figura 2.1.9: Curva de variação do nível do mar ao longo do Holoceno no estado do RN (Fonte: modificado de CALDAS et al., 2006).
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As correntes de deriva litorânea são formadas pela combinação dos ventos alísios sobre as ondas, resultando assim, num conjunto de ondas atuando com um específico ângulo em relação a linha de costa (SILVEIRA, 2002). Em razão da atuação destas correntes costeiras no litoral setentrional do RN, os sedimentos são transportados de leste para oeste, com uma velocidade variando de 0,2-1,05 m/s (ROCHA, 2010). Comparado com as correntes de maré, as correntes de deriva litorânea apresenta uma competência maior na taxa de transporte sedimentar (VITAL, 2009).
A região de Macau é regida por mesomarés do tipo semidiurnas. Na foz do rio Açú, as marés de sizígia atinge um pico de 3,3 m, por outro lado, as marés de quadratura apresentam um range de 1,2 m (VITAL et al., 2008; ROCHA et al., 2009). A corrente de maré de enchente e vazante apresentam sentidos de W, SW e NW; e N, NW e NE, respectivamente (VITAL, 2009) (figura 2.2.1), com velocidade máxima de aproximadamente 0.2 m/s para NW, e podendo variar de 0.05 a 0,60 m/s (VITAL, 2009).
A região costeira é dominada por ondas e marés, porém, diferente das correntes de maré, as ondas influenciam apenas as porções mais distais do estuário (ROSSETTI, 2008; VITAL, 2009). A dinâmica sedimentar na costa setentrional é influenciada pelas correntes de maré de alta energia, com o desenvolvimento de deltas de maré vazante na desembocadura dos estuários e ao longo de sistemas de ilhas barreiras e pontais arenosos (VITAL et al., 2008; VITAL, 2009). Segundo PIANCA et al. (2010), as ondas da plataforma setentrional apresentam uma altura variando de 1 a 3m, atingindo a altura máxima no inverno e outono, provenientes do E, N, NE e SE.
Figura 2.2.1: Medições oceanográficas de velocidade e direção das correntes (A) e variação temporal da direção das corrente (B) da estação Minhoto (junho/2004), setor norte da plataforma do RN (Fonte: modificado de VITAL et al., 2008).
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2.3 A PLATAFORMA CONTINENTAL
A borda externa submersa do continente é denominada de margem continental (continental margin) (visualizado na Fig.2.3.1), sendo compartimentada em: plataforma continental (continental shelf), região mais rasa com presença de crosta continental granítica em sua base; talude continental (continental slope), porção estreita com declive acentuado com face voltada para a bacia oceânica; e elevação continental (continental
rise), região transicional da margem continental e bacia oceânica composto por depósitos
sedimentares provenientes de fluxos gravitacionais (GARRISON, 2010). Desta forma, a plataforma continental é definida como uma área integrante da Margem Continental, com uma superfície sub-horizontal, e que abrange a face de praia até o início do talude continental (quebra da plataforma) (BARROS, 2006). Ela compreende menos de 8% de toda a área oceânica (GARRISON, 2010). Em síntese, a topografia da plataforma continental é resultado da atuação dos processos erosivos e deposicionais, associados com as várias oscilações do nível do mar (MANSO et al., 2003).
A plataforma continental brasileira é considerada uma plataforma estreita e rasa que possui um comprimento de 8.000 km e uma extensão de varia de 17 a 300 km (MUEHE & GARCEZ, 2005; TESSLER & GOYA, 2005). A variação fisiográfica da
Figura 2.3.1: Compartimentação da margem continental passiva (Fonte: modificado de GARRISON, 2010).
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plataforma é resultado da diversidade climática e da descarga fluvial ao longo da costa brasileira (MUEHE & GARCEZ, 2005). Vale ressaltar que as maiores extensões plataformais brasileiras estão localizados principalmente nas plataformas continentais da Região norte e sul do País, como por exemplo a Bacia da Foz do Amazonas onde a descarga sedimentar é muito alta (MUEHE & GARCEZ, 2005). Já as menores, estão situadas na região nordeste do Brasil, com a presença de um clima tropical que favorece um baixo aporte sedimentar provenientes dos rios, resultando em plataformas continentais com extensões reduzidas (MUEHE & GARCEZ, 2005). As principais morfologias encontradas na plataforma continental brasileira são submarine canyons (cânions submarinos) e seamounts/guyouts (montes submarinos) (MATOS, 2000; MUEHE & GARCEZ, 2005).
No estado do Rio Grande do Norte (RN), a plataforma continental apresenta aproximadamente 40 km de largura, com profundidade máxima de 60 m, situada na quebra da plataforma (GOMES & VITAL, 2010; GOMES et al., 2015). Em razão da orientação da linha de costa no estado do RN, a plataforma continental está dividida em dois setores: a plataforma continental setentrional, com orientação leste-oeste; e plataforma continental oriental, com orientação norte-sul (VITAL et al., 2010; ARAÚJO, 2014).
A dinâmica atual da plataforma continental setentrional é controlada pelas correntes oceânicas de sentido noroeste, e de marés, geradas em um contexto de meso-maré semidiurnas (VITAL et al. 2008). Em algumas regiões da plataforma em questão foram observadas correntes oceânicas de sentido NE e W (VITAL et al., 2008).
2.3.1 Contexto morfológico da Plataforma continental
As principais feições geomorfológicas encontradas na plataforma continental setentrional, entre os municípios de Macau/RN e Guamaré/RN são: o vale inciso do antigo rio Piranhas-Açú e rio Mossoró, dunas subaquosas longitudinais, campo de dunas transversais e longitudinais, corpos arenosos isolados (denominados de Coroa Branca e Coroa das Lavadeiras), rochas praiais (beachrocks) e bioconstruções carbonáticas (recifes de corais) (VITAL et al., 2008; GOMES, 2009; GOMES & VITAL, 2010), como visualizada na Figura 2.3.2.
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A plataforma continental foi compartimentada em três partes em relação a sua morfologia e sedimentologia em plataforma interna, média e externa (VITAL et al., 2008, GOMES et al., 2015). A plataforma interna possui extensos campos de dunas longitudinais e está situada nas porções mais rasas, até a isóbata de 15m (VITAL et al., 2008, VITAL et al., 2010). Já a plataforma média apresenta dunas transversais e localiza-se entre a isóbata de 15m e 25m (VITAL et al., 2008, VITAL et al., 2010). Por fim, a plataforma externa limita-se entre a isóbata de 25m e 60m, com um aumento significativo em sua declividade (VITAL et al., 2010; BARBOSA, 2012). O limite da plataforma média com a externa é marcado por extensas linhas de antigas rochas praiais, denominadas de beachrocks, evidenciam uma antiga linha de costa (VITAL et al., 2005; GOMES, 2009).
No último máximo glacial, aproximadamente entre 26.500 a 19.000 anos A.P. (Antes do Presente) (CLARK et al., 2009), a queda no nível do mar (~120m abaixo do nível atual) (PELTIER & FAIRBANKS, 2006) expos toda a plataforma continental do RN, e em consequência disto, os processos costeiros atuaram além da quebra da plataforma (GOMES et al., 2014). Na plataforma continental setentrional, os rios Apodi-Mossoró e o Piranhas-Açú atuaram como agentes modeladores erosionais sobre plataforma, resultando assim na formação dos vales incisos perpendiculares à costa (GOMES & VITAL, 2010). Os vales incisos foram modelados pela atuação dos sistemas fluviais, e posteriormente, preenchidos por sedimentos pleistocênicos e holocênicos
Figura 2.3.2: Distribuição das morfologias de fundo na plataforma setentrional do RN a partir de imagem de satélite (Landsat 7ETM). As numerações representam: (I) Dunas longitudinais muito grandes; (II) Dunas transversais muito grandes; (III) Dunas longitudinais pequenas; (IV) Corpo arenoso marinho raso isolado; (V) Beachrocks; (VI) Sistemas de vales incisos (Fonte: VITAL et al., 2008).
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durante a subida do nível do mar ocorrida após o último máximo glacial (VITAL et al., 2008).
Os vales incisos do rio Apodi-Mossoró e Piranhas Açú estão situados próximos aos municípios de Areia Branca e Macau, respectivamente. Eles estão posicionados perpendicularmente à linha de costa, obtendo um baixo gradiente, e ambos atingindo uma profundidade máxima por volta de 30m (GOMES, 2009). Certamente, a atuação dos sistemas fluviais contribuíram para o processo erosional da plataforma durante o período de nível de mar baixo, resultando assim, a formação dos vales incisos (rio Apodi-Mossoró e Piranhas Açú) (SCHWARZER et al., 2006). Ademais, o paleocanal acompanha as mesmas direções do sistema de falhas Carnaúbais e Afonso Bezerra, evidenciando que a morfologia do canal foi regida pela tectônica local (LIMA, 2006). Espacialmente, o paleocanal do rio Açú inicia em sua atual foz até a borda da plataforma com direção NNE (GOMES, 2009).
Os beachrocks são arenitos cimentados por carbonato de cálcio (construções carbonáticas inorgânicas), também denominados de arenitos de praia, rocha praial e recifes inorgânicos (SUGUIO, 2010). O estudo dos beachrocks auxiliam na identificação do deslocamento da linha de costa, evidenciando a variação do nível do mar (GOMES, 2009). Na plataforma setentrional são identificados beachrocks com orientação E-W (GOMES, 2009), ou seja, paralelos a linha de costa, como por exemplo, a do Minhoto, Conceição e Tubarão (SANTOS, 2006). Segundo SANTO (2006), o Minhoto, Conceição e Tubarão são segmentos de um único banco arenítico. Eles estão situados na plataforma interna e média, atingindo uma profundidade entre 20-30m. A orientação dos beachrocks da plataforma são similares as situadas em terra (VITAL et al., 2008), porém existem
beachrocks submersos que ainda não foram datados para correlaciona-los no âmbito
temporal.
Na porção leste da plataforma continental setentrional em questão, em frente a São Bento do Norte, está localizado o corpo arenoso marinho raso isolado, também conhecido como Coroa das Lavadeiras (VITAL et al., 2008). Em suma, esta morfologia se apresenta como um alto de forma curva alongada, superior a 50 km, e largura variando de 400 m a 600 m, com orientação SW-NE na porção oeste, e uma orientação aproximadamente E-W na porção leste (VITAL et al., 2008; GOMES, 2009). O corpo arenoso apresenta uma assimetria, onde sua face voltada para a terra possui uma inclinação e altura menores que a outra face, atingindo em cada lado aproximadamente 5 e 15 m de altura (TABOSA & VITAL, 2006; VITAL et al., 2008).
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As dunas longitudinais muito grandes estão localizadas na porção oeste e leste na plataforma interna (~10 m), entre os vales incisos do rio Açú e Apodi e em frente a Galinhos, respectivamente (e.g. VITAL et al., 2008; 2010). No setor leste, a altura e largura destas dunas atingem aproximadamente 6 m e 900 m, estando espaçadas de forma paralela a linha de costa (orientação NE-SW), entre 1 a 1,5 km (VITAL et al., 2008; GOMES, 2009). Já no setor oeste, as dunas longitudinais encontram-se na plataforma interna e média, paralelas a linha de costa. Comparado com as dunas longitudinais da porção este, estas são menores, atingindo uma altura de 1 a 3m, com largura variando de 300 a 800m e comprimento de 300m a 1,5 km (GOMES, 2009). Entre os vale inciso do Rio Açú e as dunas longitudinais muito grandes ocorre a presença de dunas longitudinais pequenas com 0,5m de altura e 2 a 3m de largura (VITAL et al., 2008). Estas dunas são classificadas como simétricas e assimétricas, e de acordo com sua orientação, a corrente atuante nestas regiões apresentam sentido para NW (GOMES, 2009).
As dunas transversais muito grandes estão dispostas ao longo plataforma média setentrional (VITAL et al., 2008; 2010). Elas estão perpendiculares a linha de costa, e limita-se na porção leste com o corpo arenoso marinho raso isolado; na porção intermediária (em frente a Galinhos), entre os beachrocks, a norte, e as dunas longitudinais muito grandes, a sul; e na porção oeste, com as dunas longitudinais muito grandes (VITAL et al., 2008). GOMES (2009) sugere a formação destas dunas ás correntes marinhas que atingem a borda da plataforma.
2.3.2 Sedimentologia da Plataforma continental
A sedimentação na plataforma continental do Nordeste do Brasil é controlada por fatores geológicos, tectônico e meteorológicos (VITAL et al., 2005), os quais afetam sua dinâmica e o aporte sedimentar. A plataforma continental da Bacia Potiguar iniciou o processo de sedimentação durante o Neocampaniano, com a presença de sedimentos siliciclásticos na porção proximal e carbonáticos na distal (PESSOA NETO, 2003).
A plataforma continental setentrional do estado do RN é classificada como uma plataforma mista por ser composta por sedimentos siliciclásticos, carbonáticos e carbono-siliciclásticos (VITAL et al., 2005). Assim, os sedimentos carbono-siliciclásticos são derivados principalmente dos rios atuantes (com pouco aporte sedimentar), da linha de costa, dunas, barras arenonas e beachrocks (VITAL, 2009; GOMES et al., 2015). Por outro lado, uma parte dos sedimentos disponíveis atualmente foram depositados durante a rápida
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transgressão Holocênica, sendo sedimentos finos de composição siliciclástica e carbonática que preencheram parte do vale inciso (VITAL et al., 2008).
Os sedimentos Holocênicos que foram depositados em resposta da subida do nível do mar, juntamente com os fortes processos hidrodinâmicos plataformais, favoreceram a formação das dunas submersas, beachrocks, corpos arenosos isolados e os recifes de corais. A tectônica do Pleistoceno, associada a rápida transgressão Holocênica, regiram a morfologia dos beachrocks e dos corpos arenosos isolados (Coroa das Lavadeiras e Coroa Branca). Com isso, a orientação paralela e geometria destes corpos sugere que as falhas poderiam ter controlado a sedimentação Holocênica na plataforma (VITAL et al., 2008, 2010).
De acordo com a carta sedimentológica da plataforma entre Macau e Guamaré, elaborada por VITAL (2005), e associada com as formas de fundo da plataforma, segundo VITAL et al., (2008), é possível correlacionar as morfologias plataformais com suas respectivas fácies sedimentares. Em suma, a plataforma continental interna possui extensos campos de dunas longitudinais com predominância de sedimentos siliciclásticos. A sedimentologia das dunas longitudinais muito grandes da porção oeste da plataforma é composta por areias bioclásticas. A plataforma continental média apresenta dunas transversais composta por sedimentos siliciclásticos e bioclásticos. Assim, as dunas pequenas situadas a leste do vale inciso do Rio Açú são comportas principalmente por areias silici-bioclásticas e bio-siliciclásticas, e na porção sudeste das dunas, por areias siliciclásticas. As dunas longitudinais muito grandes em frente a Galinhos são constituídos principalmente por areias siliciclásticas, além de cascalhos siciliclásticos e bioclásticos. Segundo VITAL et al., (2008), as dunas transversais muito grandes localizadas em frente de São Bento do Norte são formadas por areias bio-siliciclásticas. A porção da plataforma interna em frente à Macau é composta por lama terrígenas, provenientes dos estuários do Rio Açú, Conchas e Cavalos. Desta forma, o vale inciso do Rio Açú é preenchido por sedimentos pelíticos, tais como, margas e lamas calcáreas, e areias bioclásticas na porção da plataforma média.
Já na plataforma continental externa, os sedimentos bioclásticos de granulometria grossa são evidentes (VITAL et al., 2008; GOMES et al., 2015). As principais morfologias são dunas transversais muito grandes, praticamente ao longo de toda a plataforma externa, e o corpo arenoso marinho raso isolado, no setor leste, em frente a São Bento do Norte (VITAL et al., 2008). As dunas transversais são compostas por areia bioclásticas e Bio-silicicásticas. Já o corpo arenoso marinho raso isolado é formado por
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areias siliciclásticas e biosiliciclásticas, na porção voltada para o continente, e cascalhos bioclásticos, na margem voltada para o talude (VITAL et al., 2008).
O limite da plataforma média com a externa é marcado por extensas linhas de antigas rochas praiais, denominadas de beachrocks, que evidenciam uma antiga linha de costa (VITAL et al., 2008). A plataforma externa é composta majoritariamente por sedimentos bioclásticos de granulometria cascalho (VITAL et al., 2005). A proporção de sedimentos terrígenos diminuem drasticamente a partir da plataforma interna em direção a externa, enquanto que os sedimentos bioclásticos grossos aumentam (VITAL et al., 2005). A distribuição sedimentar da porção norte da plataforma continental do RN pode ser visualizar na Figura 2.3.3.
2.4 SONOGRAFIA
O estudo de regiões submersas são auxiliados por equipamentos eletrônicos que se baseiam em emissão de ondas acústicas (Fig. 2.4.1), com o objetivo de identificar os materiais de fundo de forma indireta (FIGUEIREDO, 2008). A investigação indireta é fundamentada por princípios e propriedades físicas do substrato marinho, tais como a
Figura 2.3.3: Distribuição das litofácies sedimentares da plataforma setentrional do RN (Fonte: modificado de VITAL et al., 2008).
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velocidade de propagação de ondas elásticas, impedância acústica, textura da superfície de fundo, entre outros (SOUZA, 2006).
O sonar de varredura lateral é uma das ferramentas utilizadas nas regiões submersas que permite identificar o padrão textural do substrato (HARRIS, 2012; HARRIS & BAKER, 2012). Neste sentido, o imageamento sonográfico, juntamente com outras ferramentas, contribui para o estudo da morfologia plataformal (McKINNEY et al., 1974; BALLARD et al.,2000; KUIJPERS et al., 2007; STORLAZZI et al., 2011; MILLER et al., 2015; MAZIÈRES et al., 2015; GOMES et al., 2015; LUJÁN et al., 2018) e sua continuidade no talude continental (KUIJPERS et al., 2007; MILLER et al., 2015; POPE et al., 2016), evolução quaternária (McKINNEY et al., 1974; BALLARD et al., 2000; POPE et al., 2016), recursos energéticos (MILLER et al., 2015), fauna marinha (LOCKER et al., 2016), ambientes recifais (BASTOS et al., 2015; GOMES et al., 2015; LOCKER et al., 2016; SILVA et al., 2018), dinâmica sedimentar (STORLAZZI et al., 2011; MAZIÈRES et al., 2015; POPE et al., 2016; LOCKER et al., 2016; LUJÁN et al., 2018), localização de objetos submersos (SCHULTZ et al., 2013), etc.
O sonar de varredura lateral (SVL) é um equipamento que emite pulsos acústicos simultaneamente com sentido lateral a rota de navegação (SOUZA, 2006; FIGUEIREDO, 2008) (Figura 2.4.2 (a)). O sinal acústico emitido pelos transdutores se propaga na coluna d’água até ser refletido pelo fundo marinho, e registrado pelos receptores (Figura 2.4.2
Figura 2.4.1: Comparação do range das frequências utilizadas pelos equipamentos hidroacústicos, (Fonte: modificado de BLONDEL (2009) e SOUZA (2006)).
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(b)). O sinal acústico recebido depende contraste de impedância acústica entre o alvo, influenciado assim a reflexão da energia retroespalhada (JOHNSON & HELFERTY (1990). As ondas acústica percorrem a coluna de água numa velocidade média de 1500 m/s, porém, alguns fatores como a temperatura, salinidade, presença de bolhas e material em suspensão influenciam na sua velocidade (BLONDEL, 2009).
A resolução e range de varredura é determinada pela frequência do sonar de varredura lateral. Por isso, é muito importante selecionar a frequência em razão do objetivo da pesquisa. Utilizar sonar com baixa frequência é ideal quando o objetivo é mapear uma extensa área em pouco tempo, devido a range de varredura ser alto, porém com uma resolução inferior. De outro lado, os sonares de alta frequência possuem um range de varredura inferior e alta resolução (como vista na Figura 2.4.3), ideal para mapeamento de áreas pequenas (SILVA, 2010a). Os sonares de alta frequência são utilizados principalmente para mapeamentos de detalhe, e os de baixa frequência para mapeamentos de escala regional.
Segundo JOHNSON & HELFERTY (1990), a resolução do sonar de varredura lateral está relacionado a direção paralela (Along-track) ou transversal (Across-track). Desta forma, o along-track está relacionado com o eixo paralelo a rota de navegação, ou seja, sendo regido pela velocidade da embarcação e o período entre as transmissões (taxa de pings), além da largura dos feixes e a altura do fish (sonar). Já no eixo perpendicular a
Figura 2.4.2: (a) modelo de aquisição por meio de um sonar de varredura lateral rebocado pela embarcação (Fonte: modificado de GARRISON, 2010) e (b) emissão do sinal acústico pelos transdutores.
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rota de navegação, o across-track é influenciado pelo arranjo dos feixes: largura dos feixes, comprimento dos pulsos, entre outros.
A utilização de equipamentos hidroacústicos possibilita a extração de informações sobre a topografia e o imageamento do fundo marinho, adquiridos por um ecobatímetro e um sonar de varredura lateral, respectivamente. Essas informações auxiliam na compreensão dos ambientes sedimentares e os processos atuantes na porção submersa (SOUZA, 2006). Desta forma, as informações obtidas por meio dos equipamentos hidroacústicos são importantes para auxiliar o setor petrolífero na porção offshore, identificar objetos naufragados e obstáculos marítimos, monitoramento erosional e de áreas de extração mineral, entre outros (SCHULTZ et al., 2013; MILLER et al., 2015).
Os transdutores emitem o feixe acústico e recebem o sinal proveniente do
backscattering do leito marinho (FIGUEIREDO, 2008). O backscatter representa a onda
acústica gravado pelo sensor, onde a mesma possui uma relação entre a energia do som e a textura do material da superfície de fundo. Desta maneira, as diferentes intensidade do retorno do sinal acústico refletem as diversas granulometrias dos sedimentos de fundo, resultando assim, em variados padrões texturais de tons de cinza no sonograma (Fig. 2.4.4).
Figura 2.4.3: Aumento da frequência proporcional a resolução nos sonagramas A-D (avião naufragado) adquiridos por um side-scan sonar 6205 e inversamente proporcional ao range máximo de varredura (Fonte: modificado de HILLER & BRISSON, 2015).
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Quanto maior a granulometria dos sedimentos mais claro a tonalidade do cinza, em virtude do forte retorno acústico, por outro lado, quanto menor a granulometria mais escuro a tonalidade do cinza (Fig. 2.4.5), em decorrência da alta absorção do sinal (BULLA & HARTMANN, 2009). De modo geral, as texturas lisas e homogêneas são interpretadas como pertencente a sedimentos mais finos; e as texturas rugosas, como sedimentos mais grossos, possíveis afloramentos rochosos e recifes de corais. Além disso, é possível identificar feições de fundo de origem antrópica, tais como, dutos de óleos, redes de pesca, embarcações naufragadas, como visto na Fig. 2.4.5, etc (SOUZA, 2006).
Figura 2.4.4: Diferença da intensidade de Backscatter em razão da inclinação e textura da superfície (Fonte: modificado de BLONDEL, 2009).
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A
B
C
D
G
F
E
2.5 FORMAS DE LEITOSegundo DELLA FÁVERA (2001), as formas de leito são geradas pela associação das processos hidrodinâmicos, tais como, velocidade de fluxo e profundidade, com as propriedades física do sedimento, como por exemplo, densidade, granulometria e forma do grão. As grandes formas de leito relacionado a ambientes arenosos reentes são formadas por sedimentos de granulometria maior que areia muito fina em profundidades acima de 1m, onde a velocidade média do fluxo seja maior que 0,4m/s (ASHLEY, 1990). Em suma, os rios, correntes de maré e de tempestade são regidos por fluxos unidirecionais (TUCKER, 2001), desenvolvendo ripples assimétricos; e com perfil simétrico associado a ondas (COLLINSON et al., 2006). Assim, os sedimentos controlados por ondas, ventos e correntes de maré podem ser diferenciados por desenvolverem estruturas específicas (TUCKER, 2001).
Figura 2.4.5: Imagens sonográficas apresentado diferentes tipos de textura: Textura rugosa (A) e lisa (B) (Fonte: SOUZA, 2006), textura rugosa típica de morfologias recifais (C) - reefs ridges (cumes recifais, Fonte: SILVA, 2018) e (D) – patch reef (corpos isolados, Fonte: SOUZA, 2006), textura com feições não naturais (E) – extração de sedimentos, (F) e (G)- embarcações naufragadas (Fonte: HILLER & BRISSON, 2015; SCHULTZ et al., 2013).
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As formas de fundo são classificadas em razão da dimensão apresentada, sendo controlada pelo tamanho do grão, velocidade do fluxo e profundidade (STOW, 2005). São desenvolvidas principalmente com granulometria média de sedimentos siliciclásticos ou carbonáticos, onde acabam gerando ripples, dunas (megaripples) e sand-waves (TUCKER, 2003). As dunas e sand-waves são formas de fundo com maior escala, onde as sand-waves possuem altura e comprimento de onda de até vários metros a centenas de metros, respectivamente, já os ripples apresentam uma escala menor e ocorrem nas superfícies de acamamento (bedding surfaces) (TUCKER, 2003; COLLINSON et al., 2006). Além disto, as sand-waves são desenvolvidas em ambientes fluviais e de plataforma rasas (TUCKER, 2003).
Os ripples são ondulações regulamente espaçadas com altura máxima de 3 cm e comprimento de onda até 0,5 m (COLLINSON et al., 2006). Sendo assim, os ripples de ambientes subaquosos são formadas pela ação das ondas ou correntes, sendo assim, denominadas de ripples formados por ondas (Wave-formed ripples) e ripples formados por correntes (Current ripples), respectivamente (TUCKER, 2003). Os ripples formados
Figura 2.5.1: Terminologia e escalas de diferentes formas de fundo induzidas por corrente e onda (Fonte: modificado de TUCKER (2001) e STOW (2005)).
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por ondas estão associados a sedimentos de granulometria silte a areia grossa e apresentam principalmente uma forma simétrica, e com menor frequência uma forma assimétrica quando o movimento das ondas possuem intensidades diferentes (TUCKER, 2003). De modo geral, as crista destes ripples costumam ser retas e possuir bifurcações (ripples with double crests) (TUCKER, 2003). Quando a direção do movimento da água muda em relação a crista e calha dos ripples, são desenvolvidos, na calha dos ripples maiores, pequenos ripples de interferência (Ladderback ripples) com direção distinta (TUCKER, 2003).
Os ripples formados por correntes (Current ripples) são produzidos por fluxos unidirecionais, sendo assim assimétricas e possuindo um lado com escarpa íngreme a jusante (lee-side) e escarpa suave a montante (stoss-side), além de serem formadas em sedimentos de granulometria até areia grossa (TUCKER, 2003; NICHOLS, 2009). Eles são formados em ambientes fluviais, deltaicos, costeiros, plataformais, mar profundo, entre outros. Os Current ripples apresentam três tipos de cristas: os ripples de crista reta, sinuosa ou ondulatória, e linguóides, além de ripples lunares, porém mais raras (TUCKER, 2003; NICHOLS, 2009). Estes ripples mudam a forma das cristas com o aumento da velocidade da corrente. Os ripples de crista reta apresentam uma laminação cruzada tabular, e as de crista em forma linguóide, uma laminação cruzada acanalada (TUCKER, 2003). As ripples de cristas lunares e linguóides são desenvolvidas em ambiente de água profunda e rasa, respectivamente (VEEKEN & MOERKERKEN, 2013), por correntes de velocidade superior as demais (Fig.2.5.2) (TUCKER, 2003). Já os ripples formados por correntes de maré podem apresentar a direção da maré dominante, por meio de uma corrente unidirecional, ou por correntes de maré bipolar, com a formação de estratificação cruzada espinha de peixe (herringbone cross-bedding) (TUCKER, 2001). As formas de cristas arredondadas ocorrem em águas profundas, por outro lado, as crista que apresentam formas pontiagudas são comuns em ambientes mais rasos (COLLINSON et al., 2006).
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As Dunas assimétricas com crista sinuosa, denominadas de 3D, apresentam estratificação cruzada acanalada (STOW, 2005; TUCKER, 2003), por outro lado, as dunas simétricas com crista reta ou dunas 2D, também denominadas de sand-waves, apresentam uma estratificação cruzada tabular (STOW, 2005; TUCKER, 2003). A estratificação cruzada inseridas nestas formas de fundo são desenvolvidas pela migração de ripples, dunas e sand-waves sob uma sedimentação liquida (TUCKER, 2003).
Figura 2.5.2: Diversos tipos de formas de fundo induzidos por corrente e onda e suas estratificações apresentadas nos blocos 3 (Fonte: modificado de TUCKER (2003) e STOW (2005)).
